( PDF ) Contribuição ao estudo dos maciços gabroanortosíticos do Sul da Bahia, Brasil: mecanismos de deformação e orientação preferencial cristalográfica do plagioclásio

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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA

ÁREA DE PETROLOGIA APLICADA À PESQUISA MINERAL

TESE DE DOUTORADO

CONTRIBUIÇÃO AO ESTUDO DOS MACIÇOS GABRO-

ANORTOSÍTICOS DO SUL DA BAHIA, BRASIL: MECANISMOS

DE DEFORMAÇÃO E ORIENTAÇÃO PREFERENCIAL

CRISTALOGRÁFICA DO PLAGIOCLÁSIO

CRISTINA MARIA BURGOS DE CARVALHO

Salvador

Julho/2005

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CONTRIBUIÇÃO AO ESTUDO DOS MACIÇOS GABRO-ANORTOSÍTICOS DO SUL DA

BAHIA, BRASIL: MECANISMOS DE DEFORMAÇÃO E ORIENTAÇÃO

PREFERENCIAL CRISTALOGRÁFICA DO PLAGIOCLÁSIO

por

Cristina Maria Burgos de CARVALHO

Geóloga (Universidade Federal da Bahia), 1994

Mestre em Geociências (Universidade Federal da Bahia), 1999

TESE DE DOUTORADO

Submetida em satisfação parcial dos requisitos ao grau de

DOUTOR EM CIÊNCIAS

GEOLOGIA

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

COMISSÃO EXAMINADORA:

_______________________________________ Dr. Manoel Jerônimo Moreira Cruz - Orientador/UFBA

_______________________________________ Dr. Benoît Ildefonse/Université de Montpellier II

_______________________________________ Dr

. Andréa Tommasi/Université de Montpellier II

_______________________________________ Dr. Marcos Egydio da Silva/IGEO-USP

_______________________________________ Dr. Johildo Salomão Figueiredo Barbosa/IGEO-UFBA

_______________________________________ Dr. Carlson de Matos Maia Leite/PETROBRÁS

Data da aprovação: __/__/__ Grau conferido em:__/__/__

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DEDICATÓRIA

A meus pais Adroaldo (in memoriam) e Júlia

Ao meu marido Waldo, pelo seu amor, companheirismo e paciência durante a realização desta tese.

Aos meus filhos, Viviane e Gabriel, razões principais da minha existência, por terem me dado a oportunidade

de lhes dar a vida e aos quais dedico muito do meu amor e carinho.

AGRADECIMENTOS

Gostaria de expressar aqui os meus agradecimentos a todas as pessoas e instituições que direta ou

indiretamente contribuíram para esta pesquisa.

Ao Prof. Dr. Manoel Jerônimo Moreira Cruz por ter aceitado me orientar durante esta pesquisa de doutorado

e por acreditar no meu trabalho.

Ao Prof. Dr. Benoît Ildefonse, da Université de Montpellier II, por ter me recebido nesta instituição como

co-orientador durante o período de Doutorado-Sanduíche na França, pela contribuição nas discussões

acadêmicas dos dados obtidos neste período e também pelo apoio e atenção que foram dispensados a mim e

aos meus familiares.

À Prof. Drª Andréa Tommasi, da Université de Montpellier II, pelos ensinamentos, profissionalismo,

paciência e boa vontade na minha iniciação com o EBSD. Andréa, expresso aqui, de coração, a minha

gratidão pela sua contribuição efetiva nesta pesquisa, através das discussões acadêmicas que tivemos aí na

França, das dúvidas esclarecidas através de e-mails e pelo envio de artigos que me ajudaram a compreender

melhor os mecanismos de deformação do plagioclásio.

Ao Prof. Dr. Renaud Caby, da Université de Montpellier II, por sua grande ajuda na análise microestrutural,

pelo seu entusiasmo na observação das lâminas, pela obtenção dos dados isotópicos Ar/Ar, pelo

acompanhamento das análises na microssonda eletrônica e pelas discussões científicas que tivemos aí na

França e através de e-mail. Caby, agradeço também pelas “puxadas de orelha”, via e-mail, que tanto me

incentivaram a seguir em frente. O meu carinho e a minha gratidão a este “vieil retraité”.

Ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico - CNPq, pela concessão da bolsa de

estudos na Universidade Federal da Bahia (Processo 146001/99-0) e pela bolsa de Doutorado-Sanduíche na

Université de Montpellier II, na França (Processo 201032/01-5).

Ao Institut de Recherche pour le Développement - IRD, especialmente ao Prof. Dr. Pierre Sabaté, pelo

financiamento das minhas análises na França.

À Companhia Baiana de Pesquisa Mineral - CBPM, na pessoa de seu diretor, Prof. Dr. Moacyr de Moura

Marinho, pelo apoio financeiro e logístico das duas campanhas de campo e pelo envio das minhas amostras

para a França.

Aos Profs. Drs. David Mainprice e Adolph Nicolas por terem me acolhido no Laboratoire de

Tectonophysique da Université de Montpellier II, durante o período do Doutorado-Sanduíche na França..

Ao coordenador do curso de Pós-Graduação em Geologia, Prof. Dr. Johildo Salomão Figueiredo Barbosa

pelo apoio, discussões e sugestões no decorrer deste trabalho.

A Gilzélio Reis Nascimento (Gil), meu querido “dindo”, pelo carinho, amizade e incentivo ao longo destes

anos.

À Ivana, grande amiga e incentivadora, pelas discussões, ensinamentos e ajuda na plotagem dos dados de

química mineral e confecções das tabelas, correções e sugestões dos capítulos, e pelas “barras” seguradas nos

muitos momentos de tensão. A você minha irmãzona de coração, sagitariana de mesmo dia de nascimento

(calma! tenho alguns anos na sua frente), meu carinho e minha gratidão.

À Claudinha, pela amizade, convivência e incentivo.

Ao CPGG, principalmente ao Prof. Dr. Hedyson K. Sato, pela impressão dos volumes finais desta tese.

Aos Profs. Drs. Johildo Salomão Figueiredo Barbosa, João Batista Guimarães Teixeira, Maria da Glória da

Silva, Ângela Beatriz Menezes Leal, Carlson de Matos Maia Leite, Telésforo Martinez Marques, Luís

Rogério Bastos Leal e Luís César Corrêa Gomes pelas discussões sobre as idéias e resultados obtidos durante

esta tese. Um agradecimento especial a João Batista pela confecção do Abstract.

Aos professores pesquisadores e funcionários do Laboratoire de Tectonophysique da Université de

Montpellier II: Prof. Dr. Alain Vauchez por sua ajuda na identificação e interpretação das microestruturas e

pelos ensinamentos e discussões sobre os mecanismos de deformação do plagioclásio; Profª. Drª. Françoise

Boudier pelos ensinamentos na platina universal; Dr. Claude Merlet pela utilização da microssonda

eletrônica; Christophe Nevado por suas famosas lâminas delgadas cuidadosamente polidas, fundamentais

para o estudo do EBSD, ao microscópio eletrônico de varredura; Pierre Azais pela manutenção dos

equipamentos; Bernadete Marie e Marguerite pela presteza e apoio nos serviços de secretaria.

A Jerôme Bascou pelas inúmeras discussões e disponibilização de artigos sobre o EBSD. A Benoît Gilbert e

Ingrid pela simpatia e convivência no laboratório.

À Tereza Cristina, do setor de laminação de rochas da CBPM, pela presteza e simpatia com que sempre me

atendeu e pela parte burocrática da saída das amostras do país.

Aos demais colegas do Instituto de Geociências da UFBa, Adriana, Andréa, Ioná, Eron, Geraldo, Violeta,

Najara, Marília, Gisele, pelas discussões e pelos momentos agradáveis que desfrutamos durante o nosso

convívio.

A Nilton, Niltinho e Maria pela presteza no atendimento às solicitações dos serviços de secretaria no

decorrer deste trabalho. A Lene, Meire e D. Maria pela convivência agradável e momentos de descontração.

A Joaquim pela constante ajuda com as impressoras e pela impressão das pranchas e figuras desta tese. A Jô,

Helenita, Neves, Josefa, D. Aládia e Gil pelo atendimento na biblioteca

À Ana Ildefonse, grande amiga brasileira que encontrei na França, pela convivência e amizade.

A Etienne de Vautibault et sa grand famille por ter tornado nossa estada na França muito agradável através

do seu convívio, carinho e presteza.

Ao meu marido Waldo, grande amigo e companheiro, e aos meus queridos filhos, Viviane e Gabriel, pelo

carinho, apoio e paciência que tiveram durante estes longos anos que, mesmo trabalhando em casa, estava

muito distante deles. Obrigada meus amores.

iii

RESUMO

Nos domínios dos terrenos granulíticos da porção centro-sul do Estado da Bahia, Nordeste do Brasil, entre os

blocos Itabuna-Salvador-Curaçá e Jequié, ocorre uma série de corpos máfico-ultramáficos e gabro-

anortosíticos, cada um deles com dimensões inferiores a 100 km

. De norte para sul são conhecidos os

seguintes maciços: Rio Piau, Samaritana/Carapussê, Mirabela, Palestina, Fazenda Provisão e Potiraguá.

Destes, os maciços de Rio Piau, Samaritana/Carapussê e Potiraguá são de natureza essencialmente gabro-

anortosítica. As rochas anortosíticas destes maciços foram os objetos de estudo da presente pesquisa porque

elas são ideais para se estudar os mecanismos de deformação e orientação preferencial cristalográfica do

plagioclásio.

O estudo das microestruturas do plagioclásio no Maciço de Rio Piau evidenciou que ele foi afetado por uma

deformação na transição dúctil-rúptil. A presença de microfraturas, extinção ondulante, afinamento das

geminações mecânicas, geminação em cunha, bandas de deformação, kink bands, pequenos encurvamentos

dos planos de geminação do plagioclásio, e a ausência de estruturas tais como augen e matriz ou manto-

núcleo são feições sugestivas de deformação no limite rúptil-dúctil.

As análises das microestruturas do plagioclásio e dos piroxênios do Maciço da Samaritana/Carapussê

colocaram em evidência a atuação da deformação magmática seguida de uma importante deformação dúctil.

A deformação magmática é observada pelo alinhamento da maioria dos porfiroclastos de plagioclásio. A

deformação dúctil é evidenciada pelas microestruturas de deformação plástica intracristalina, tais como

extinção ondulante, geminação mecânica em cunha, bandas de deformação, encurvamento do plano da

geminação, formação de subgrãos e de pequenos grãos recristalizados, que são abundantes tanto nos

porfiroclastos de plagioclásio quanto nos grãos da matriz. A deformação dúctil dos piroxênios é atestada pela

presença porfiroclastos com geminação encurvada e pela matriz recristalizada.

Para o Maciço de Potiraguá, os estudos microestruturais mostraram que este foi submetido a uma

deformação essencialmente magmática. A presença de microfraturas nos grãos de plagioclásio, deslocamento

das geminações magmáticas e de minerais de alteração atestam que este maciço foi afetado por uma

deformação rúptil posterior à sua cristalização e com a presença de fluidos, embora não tenha sido possível

precisar quando ocorreu este tipo de deformação.

Por meio da utilização da técnica EBSD (electron backscatter diffraction) foram obtidas informações sobre

as orientações preferenciais cristalográficas que o plagioclásio desenvolve no estado magmático e no campo

dúctil da deformação. A combinação dos estudos microestruturais e das orientações preferenciais

cristalográficas para o plagioclásio permitiram analisar e discutir os mecanismos de deformação e orientação

desta fase mineral nos maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia.

Análises isotópicas Sm/Nd em rocha total forneceram idades T

que variaram de 4000 a 3300 Ma para os

maciços de Rio Piau e Samaritana/Carapussê e idades T

de 1300 Ma para o Maciço de Potiraguá. Os

valores positivos de J

na idade T

para todos os maciços sugerem que os magmas que geraram estas

rochas tiveram uma derivação mantélica e não estavam contaminados por material crustal na sua extração.

Análises isotópicas

Ar/

Ar em anfibólios de composição pargasítica do Maciço do Rio Piau forneceram

uma idade de resfriamento de 2023±4 Ma. A mesma metodologia aplicada em biotitas titaníferas do Maciço

da Samaritana/Carapussê forneceu uma idade de resfriamento de 1957±4 Ma.

ABSTRACT

Small (less than 100 km

) mafic-ultramafic and gabbro-anorthositic bodies occur in the central-south portion

of the granulitic domains of the Bahia state, NE Brazil, between the Itabuna-Salvador-Curaçá Block and the

Jequié Block. From north to the south, have been recognized the Rio Piau, Samaritana/Carapussê, Mirabela,

Palestina, Provisão Farm and Potiraguá massifs. From these, the Rio Piau, Samaritana/Carapussê and

Potiraguá massifs are an essentially gabbroic-anorthositic composition. The anorthositic rocks from these

massifs have been investigated in the present study because they are ideal to the study of the plagioclase

deformation mechanisms and lattice preferred orientation.

Microstructural studies had evidenced that the Rio Piau Massif was affected by a brittle-ruptile deformation.

The presence of microcracking, undulatory extinction, tapered deformation twins, deformation bands, kink

bands, small scale bending of the twinning planes of the plagioclase, and the absence of structures such as

augen and matrix or mantle-nucleus, are suggestive features of brittle-ruptile deformation transition.

The magmatic deformation is observed by the alignment of the majority of the plagioclase porphyroclasts.

The ductile deformation is evidenced by the microstructures of intracristaline plastic deformation, such as

wave ondulatory, tapered deformation twins, deformation bands, bending of the twinning planes, subgrains

and small recrystallized grains, that are abundant in such a way in the plagioclase porphyroclasts how much

in the grains of the matrix. The ductile deformation of the piroxenes is certified by the presence of the

porphyroclasts with bending twinning planes and by the recrystallized matrix.

For the Potiraguá Massif, the microstructural studies had shown that this was submitted to an essentially

magmatic deformation. The presence of microcracking in the plagioclase grains, displacement of the

magmatic twins and minerals of alteration certifies that this massif was affected by a tardif ruptile

deformation to its crystallization and with the fluid presence, even so has not been possible to need when this

type of deformation occurred.

Through the use of technique EBSD (electron backscatter diffraction) information on the plagioclase lattice

preferred orientation develops, mainly in the ductile field of the deformation, had been achieved. The

combination of structural studies with that of the preferred orientation of plagioclase lattice had allowed to

analyze and to discuss the deformation and orientation mechanisms of this mineral phase in the gabbro-

anorthositic massifs of the South of the Bahia.

Whole-rock, isotopic Sm/Nd analyses yielded a range of T

ages from 4000 to 3300 Ma for the Rio Piau

and Samaritana/Carapussê massifs, and a T

age of 1300 Ma for the Potiraguá Massif. The 

positive

values in the T

age for all these bodies suggest that the mantle derived magmas were not contaminated by

crustal material.

Ar/

Ar isotopic analyses in pargasitic amphibole from the Rio Piau Massif yielded cooling ages of 2023±4

Ma. The same method applied in Ti-bearing biotites from the Samaritana/Carapussê Massif yielded cooling

ages of 1957±4 Ma.

vii

SUMÁRIO

DEDICATÓRIA ................................................................................................................................ i

AGRADECIMENTOS ...................................................................................................................... ii

RESUMO ........................................................................................................................................... iv

ABSTRACT ....................................................................................................................................... vi

SUMÁRIO .......................................................................................................................................... viii

LISTA DE FIGURAS ....................................................................................................................... xii

LISTA DE TABELAS ....................................................................................................................... xvii

LISTA DE PRANCHAS ................................................................................................................... xix

CAPÍTULO I - INTRODUÇÃO ...................................................................................................... 1

I.1 - Considerações gerais sobre anortositos ....................................................................................... 1

I.2 - Justificativas e Objetivos ............................................................................................................. 3

I.3 - Metodologia ................................................................................................................................. 6

I.3.1 - Levantamento bibliográfico ...................................................................................................... 6

I.3.2 - Aquisição de bases cartográficas e fotografias aéreas .............................................................. 6

I.3.3 - Visitas de campo ....................................................................................................................... 7

I.4 - Estruturação da tese ..................................................................................................................... 7

CAPÍTULO II - GEOLOGIA REGIONAL E LOCAL ................................................................. 9

II.1 - Localização geográfica e acesso à área ...................................................................................... 9

II.2 - Aspectos gerais da geologia regional ......................................................................................... 11

II.2.1 - Bloco Jequié ........................................................................................................................... 15

II.2.2 - Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá .............................................................................................. 15

II.2.3 - Banda de Ipiaú ........................................................................................................................ 17

II.2.4 - Faixa de Dobramentos Araçuaí ............................................................................................... 20

II.2.5 - Província Alcalina do Sul da Bahia ......................................................................................... 22

II.3 - Aspectos gerais da geologia local ............................................................................................... 22

II.3.1 - Maciço do Rio Piau ................................................................................................................. 23

II.3.2 - Maciço de Samaritana/Carapussê ............................................................................................ 24

II.3.3 - Maciço de Potiraguá ................................................................................................................ 27

viii

CAPÍTULO III – PETROGRAFIA, GEOQUÍMICA E QUÍMICA MINERAL ........................ 30

III.1 - Síntese dos conhecimentos dos maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia ......................... 30

III.1.1 - Maciço do Rio Piau ................................................................................................................ 30

III.1.2 - Maciço de Samaritana/Carapussê .......................................................................................... 31

III.1.3 - Maciço de Potiraguá ............................................................................................................... 34

III.2 - Análises petrográficas e de química mineral ............................................................................. 37

III.2.1 - Metodologia ........................................................................................................................... 37

III.2.2 - Maciço do Rio Piau ................................................................................................................ 39

III.2.2.1 - Plagioclásio ......................................................................................................................... 41

III.2.2.2 - Piroxênios ........................................................................................................................... 48

III.2.2.3 - Anfibólio ............................................................................................................................. 51

III.2.2.4 - Geotermometria .................................................................................................................. 53

III.2.3 - Maciço de Samaritana/Carapussê .......................................................................................... 54

III.2.3.1 - Plagioclásio ......................................................................................................................... 56

III.2.3.2 - Piroxênios ........................................................................................................................... 59

III.2.3.3 - Anfibólio ............................................................................................................................. 62

III.2.3.4 - Biotita .................................................................................................................................. 63

III.2.4 - Maciço de Potiraguá ............................................................................................................... 64

CAPÍTULO IV - GEOQUÍMICA ISOTÓPICA Sm/Nd E Ar/Ar ................................................. 72

IV.1 - Introdução ................................................................................................................................. 72

IV.2 - O método Sm/Nd ...................................................................................................................... 73

IV.3 - O método Ar/Ar ........................................................................................................................ 75

IV.4 - Dados isotópicos e geocronológicos anteriores ........................................................................ 77

IV.5 - Dados isotópicos obtidos pelo método Sm/Nd ......................................................................... 79

IV.5.1 - Seleção das amostras e metodologia ...................................................................................... 79

IV.5.2 - Resultados obtidos ................................................................................................................. 80

IV.6 - Dados isotópicos obtidos pelo método Ar/Ar ........................................................................... 81

IV.6.1 - Seleção de amostras e metodologia ....................................................................................... 81

IV.6.2 - Resultados obtidos ................................................................................................................. 83

CAPÍTULO V - DEFORMAÇÃO ................................................................................................... 87

V.1 - Introdução .................................................................................................................................. 87

V.2 - Os diferentes comportamentos reológicos ................................................................................. 89

V.2.1 - Esforço (stress) e deformação (strain) .................................................................................... 89

V.2.2 - Reologia da litosfera continental ............................................................................................. 90

V.3 - Mecanismos de deformação na escala cristalina......................................................................... 94

V.3.1 - Fluxo cataclástico (Cataclastic flow) ...................................................................................... 95

V.3.2 - Dissolução por pressão (Pressure solution)............................................................................. 96

V.3.3 - Deformação intracristalina ...................................................................................................... 96

V.3.3.1 - Defeitos cristalinos ............................................................................................................... 97

V.3.3.1.1. Defeitos pontuais ................................................................................................................ 97

V.3.3.1.2 - Defeitos lineares ................................................................................................................ 98

V.3.3.1.2.1 - Discordância de borda ou em cunha (Edge dislocation) ................................................ 99

V.3.3.1.2.2 - Discordância em hélice ou em parafuso ou em espiral (Screw dislocation) .................. 100

V.3.3.1.2.3 - Discordância mista (Edge and screw dislocation) ......................................................... 101

V.3.3.2 - Deslizamento de discordâncias (Dislocation glide) ............................................................. 102

V.3.3.3 - Fluxo de discordância (Dislocation creep) .......................................................................... 104

V.3.3.4 - Geminação mecânica ............................................................................................................ 106

V.3.4 - Restauração ou recuperação (Recovery) .................................................................................. 107

V.3.5 - Recristalização ........................................................................................................................ 108

V.3.5.1 - Recristalização por migração das bordas dos grãos (GBM - grain boundary migration

recrystallisation) ................................................................................................................. 109

V.3.5.2 - Recristalização por rotação de subgrãos (SR - subgrain rotation recrystallisation)............. 110

V.3.5.3 - Evidências da recristalização dinâmica ................................................................................ 110

V.3.5.4 - Competição de processos durante a deformação .................................................................. 112

V.3.6 - Fluxo de difusão no estado sólido (Solid-state diffusion creep) ............................................. 112

V.4 - Mecanismos de deformação do plagioclásio ............................................................................. 113

V.5 - Microestruturas e mecanismos de deformação do plagioclásio dos maciços gabro-

anortosíticos do Sul da Bahia ................................................................................................. 118

V.5.1 - Metodologia ............................................................................................................................ 118

V.5.2 - Maciço de Samaritana/Carapussê ............................................................................................ 118

V.5.2.1 - Microestruturas dos porfiroclastos de plagioclásio .............................................................. 120

V.5.2.2 - Microestruturas da matriz de plagioclásio ........................................................................... 135

V.5.2.3 - Microestruturas dos demais minerais da matriz ................................................................... 142

V.5.2.4 - Mecanismos de deformação do Maciço de Samaritana/Carapussê ...................................... 145

CAPÍTULO VI - O MÉTODO EBSD

(electron backscatter diffraction) ................................. 152

VI.1 - Orientações preferenciais cristalográficas: da platina universal ao microscópio eletrônico

de varredura ............................................................................................................................... 152

VI.1.1 - Microscopia eletrônica de varredura - fundamentos .............................................................. 153

VI.2 - Histórico e generalidades .......................................................................................................... 154

VI.3 - Princípios da técnica EBSD ...................................................................................................... 155

VI.4 - A aparelhagem: funções e configurações .................................................................................. 157

VI.5 - Medidas das orientações preferenciais cristalográficas - OPCs ................................................ 163

VI.6 - Resultados obtidos .................................................................................................................... 165

VI.6.1 - Maciço de Samaritana/Carapussê ......................................................................................... 165

CAPÍTULO VII - DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ..................................................................... 179

VII.1 - Maciço do Rio Piau ................................................................................................................. 179

VII.2 - Maciço de Samaritana/Carapussê ............................................................................................ 184

VII.3 - Maciço de Potiraguá ................................................................................................................ 189

VII.4 - Recomendações e Sugestões ................................................................................................... 190

REFERÊNCIAS ................................................................................................................................ 191

GLOSSÁRIO ..................................................................................................................................... 209

LISTA DE FIGURAS

Figura Página

II.1 Mapa de localização e acesso às áreas de estudo ........................................................... 10

II.2 Detalhe do mapa de localização e acesso dos maciços gabro-anortosíticos de Rio Piau

e Samaritana/Carapussê ................................................................................................ 11

II.3 O Cráton do São Francisco e suas principais províncias tectônicas (Cordani et al.

2000, modificado)........................................................................................................... 12

II.4 Posições postuladas dos blocos arqueanos no início da colisão Paleoproterozóica

(Barbosa & Sabaté 2004) ................................................................................................ 13

II.5 Disposição dos blocos arqueanos após a colisão Paleoproterozóica que formou o

Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (Barbosa & Sabaté 2004) ....................................... 13

II.6 Imagem de satélite da região centro-sul do Estado da Bahia mostrando a localização

dos maciços de Rio Piau, Samaritana/Carapussê, Mirabela, Palestina e Potiraguá ...... 16

II.7 Mapa geológico de parte da região Sul da Bahia com a localização dos maciços

gabro-anortosíticos de Rio Piau e Samaritana/Carapussê (modificado de Barbosa et

al. 2001) ......................................................................................................................... 18

II.8 Detalhe do mapa geológico de parte da região Sul da Bahia com a localização dos

maciços gabro-anortosíticos de Rio Piau e Samaritana/Carapussê (modificado de

Barbosa et al. 2001) ........................................................................................................ 19

II.9 Localização das faixas Araçuaí (A) e Ribeira (R) em relação ao Cráton do São

Francisco (SF) (modificado de Pedrosa Soares & Wiedemann 2000, apud Bordini

2003) .............................................................................................................................. 20

II.10 Limite entre o Cráton do São Francisco e a Faixa de Dobramentos Araçuaí

(modificado de Teixeira et al. 1997), com a localização do Maciço de Potiraguá ....... 21

II.11 Mapa esquemático do Maciço do Rio Piau (Cruz 1989) ............................................... 23

II.12 Mapa esquemático do Maciço de Samaritana/Carapussê (Cruz et al. 2000c) ............... 25

II.13 Mapa geológico simplificado da área do Maciço de Potiraguá (Bordini 2003) ............. 28

III.1 (A) diagrama de classificação das rochas máficas (Streckeisen 1976); (B)

classificação modal das rochas anortosíticas de Potiraguá; (C) classificação normativa

das rochas anortosíticas de Potiraguá (Bordini 2003) .................................................... 35

III.2 Diagrama de classificação das rochas máficas do Maciço do Rio Piau (Streckeisen

1976). A nomenclatura das rochas na legenda refere-se à classificação modal das

rochas anortosíticas, segundo Cruz (1989) .................................................................... 40

III.3 Mapa esquemático do Maciço do Rio Piau com a localização das amostras utilizadas

para as análises petrográficas, isotópicas e de química mineral (modificado de Cruz

1989) .............................................................................................................................. 40

xii

Figura Página

III.4 Classificação do plagioclásio das rochas anortosíticas do Maciço do Rio Piau segundo

o diagrama OrAbAn (Deer et al. 1963) ......................................................................... 41

III.5 Classificação dos piroxênios do Maciço do Rio Piau segundo o diagrama WoEnFs

(Morimoto et al. 1988) ................................................................................................... 51

III.6 Classificação dos anfibólios do Maciço do Rio Piau segundo o diagrama de Leake et

al. (1997) ........................................................................................................................ 53

III.7 Diagrama de classificação das rochas máficas do Maciço de Samaritana/Carapussê,

segundo Streckeisen (1976) ........................................................................................... 55

III.8 Mapa esquemático do Maciço de Samaritana/Carapussê (Cruz et al. 2000c) com a

localização das amostras utilizadas para os diversos objetivos desta pesquisa .............. 55

III.9 Classificação do plagioclásio do Maciço de Samaritana/Carapussê segundo o

diagrama OrAbAn (Deer et al. 1963) ............................................................................ 56

III.10 Classificação do piroxênio do Maciço de Samaritana/Carapussê, segundo o diagrama

WoEnFs (Morimoto et al. 1988) .................................................................................... 59

III.11 Classificação do anfibólio do Maciço de Samaritana/Carapussê, segundo Leake et al.

(1997) ............................................................................................................................. 63

IV.1 Diagrama Ar/Ar com um platô em 2023 ± 4 Ma para o anfibólio da amostra CM29 do

Maciço do Rio Piau ........................................................................................................ 84

IV.2 Diagrama Ar/Ar com um platô em 1957 ± 4 Ma para a biotita da amostra CM09 do

Maciço de Samaritana/Carapussê .................................................................................. 86

V.1 Curvas de esforço-deformação........................................................................................ 90

V.2 Bloco diagrama mostrando uma estrutura idealizada da crosta continental, juntamente

com pressão litostática (26 MPa/km), temperatura (25°C/km), grau metamórfico e

mecanismos de deformação dominantes (Carter & Tsenn 1987) ................................... 91

V.3 Exemplo de dissolução por pressão (Passchier & Trouw 1996) .................................... 96

V.4 Tipos de defeitos pontuais em cristais ............................................................................ 98

V.5 O vetor de Burgers em um cristal perfeito (a) e em um cristal com discordância de

borda (b). Em (a) o circuito se fecha. Em (b) o circuito não se fecha. O vetor

necessário para fechar o circuito é o vetor de Burgers, b, que caracteriza a

discordância. Neste caso, b é perpendicular à discordância .......................................... 99

V.6 Discordância de borda ou em cunha. Este tipo de discordância corresponde à borda

(edge) do plano extra. a é a distância entre os planos do cristal ..................................... 100

V.7 Discordância em hélice ................................................................................................... 100

V.8 Discordância mista.......................................................................................................... 101

xiii

Figura Página

V.9 Deformação de um cristal por uma discordância de borda (Passchier & Trouw 1996).. 102

V.10 Esforço de cisalhamento de um cristal submetido a esforços de tração: (a) nível

macroscópico; (b) nível atômico, mostrando direções e planos compactos (sistemas de

deslizamento) ................................................................................................................. 103

V.11 (a) Discordância bloqueada por uma impureza em um cristal. (b) Migração de uma

vacância para o plano da discordância pode causar um salto de discordância

afastando-a da obstrução (c) Depois do salto, a discordância é desbloqueada e pode

passar pela obstrução ...................................................................................................... 104

V.12 A extinção ondulante demonstra o efeito de um grande número de discordâncias

produzindo uma rede cristalina curva ............................................................................. 105

V.13 Geminação mecânica por um cisalhamento simples de amplitude S segundo o plano

e a direção K

(Nicolas 1989) .................................................................................... 106

V.14 (a) Geminação de crescimento no plagioclásio. (b) Geminação mecânica no

plagioclásio com uma diminuição gradual de espessura da borda para o centro e

nucleada em locais das bordas do cristal onde a tensão é alta (Passchier & Trouw

1996) .............................................................................................................................. 106

V.15 Ilustração esquemática dos processos de restauração (Passchier & Trouw 1996) ......... 107

V.16 Recristalização dinâmica por migração das bordas dos grãos (Passchier & Trouw

1996) ............................................................................................................................... 109

V.17 Recristalização dinâmica por rotação de subgrãos (Passchier & Trouw 1996) .............. 110

V.18 Os dois tipos básicos do processo de fluxo de difusão no estado sólido: fluxo de

Coble, no qual a difusão de vacâncias ocorre ao longo das bordas dos grãos e fluxo

Nabarro-Herring, no qual a difusão de vacâncias ocorre no interior da rede cristalina.. 113

V.19 Diferenças entre as geminações de origem magmática (a) e tectônica (b) nos grãos de

plagioclásio (Nicolas 1989) ............................................................................................ 114

V.20 Esquema ilustrando a facilidade da geminação mecânica do plagioclásio em função

do teor de An e da temperatura de equilíbrio (após Brown & Macaudière 1986) .......... 115

V.21 Sistemas de deslizamento do plagioclásio ..................................................................... 117

VI.1 Formação das linhas de Kikuchi seguida da difração de elétrons sobre os planos

reticulares (após Randle & Engler 2000) ....................................................................... 157

VI.2 Visão geral do microscópio eletrônico de varredura acoplado com o sistema EBSD da

Universidade de Montpellier II....................................................................................... 160

VI.3 Detalhe do microscópio eletrônico de varredura mostrando a câmara (onde é colocada

a lâmina), o canhão, os eixos do microscópio, a câmera de alta resolução e baixa luz e

o corretor de sinais ......................................................................................................... 160

xiv

Figura Página

VI.4 Detalhe do sistema EBSD acoplado ao microscópio eletrônico de varredura

mostrando os microcomputadores e a platina motorizada ............................................. 161

VI.5 Esquema interno do funcionamento do sistema EBSD .................................................. 161

VI.6 Orientação ideal de uma amostra para estudos de EBSD . ............................................. 163

VI.7 Representação da formação de imagem EBSP em uma tela de fósforo. A amostra está

inclinada a 70° (Ben Ismaïl 1999) .................................................................................. 164

VI.8 (a) Padrão EBSD digital do plagioclásio. (b) Padrão EBSD de (a) indexado utilizando

as linhas encontradas pela transformação de Hough pelo programa CHANNEL+ ....... 164

VI.9 Figuras pólos da matriz de plagioclásio das amostras CM08, CM09 e CM22 do

Maciço de Samaritana/Carapussê. Iguais projeções de área, hemisfério inferior, dados

não polares. N=número de medidas ............................................................................... 166

VI.10 Figuras pólos dos porfiroclastos de plagioclásio das amostras CM08, CM09 e CM22

do Maciço de Samaritana/Carapussê. Iguais projeções de área, hemisfério inferior,

dados não polares. N=número de medidas ..................................................................... 167

VI.11 Figuras pólos, nas formas de contornos (A) e de pontos (B), de grãos de plagioclásio

da amostra CM19 do Maciço de Samaritana/Carapussê. Varredura feita em linhas

com espaçamento de 3 mm entre elas. Iguais projeções de área, hemisfério inferior,

dados não polares, 507 medidas ..................................................................................... 169

VI.12 Imagens da matriz de plagioclásio efetuadas no MEV (Lâmina CM19 - Maciço de

Samaritana/Carapussê) ................................................................................................... 170

VI.13 Figuras pólos, nas formas de contornos (A) e de pontos (B), de grãos de plagioclásio

da amostra CM19 do Maciço de Samaritana/Carapussê. Pontos feitos somente na

matriz de plagioclásio com o auxílio de imagens. Iguais projeções de área, hemisfério

inferior, dados não polares, 150 medidas ....................................................................... 171

VI.14 Figuras pólos, nas formas de contornos (A) e de pontos (B), de grãos de plagioclásio

da amostra CM19 do Maciço de Samaritana/Carapussê. Pontos feitos somente nos

porfiroclastos de plagioclásio com o auxílio de imagens. Iguais projeções de área,

hemisfério inferior, dados não polares, 30 medidas ....................................................... 172

VI.15a Imagens da matriz de plagioclásio que está ao redor de um porfiroclasto de

plagioclásio efetuadas no MEV (Lâmina CM19 - Maciço de Samaritana/Carapussê) .. 173

VI.15b Imagens da matriz de plagioclásio que está ao redor de um porfiroclasto de

plagioclásio efetuadas no MEV (Lâmina CM19 - Maciço de Samaritana/Carapussê)

(cont.) ............................................................................................................................. 174

VI.16 Figuras pólos, nas formas de contornos (A) e de pontos (B), de grãos de plagioclásio

da amostra CM19 do Maciço de Samaritana/Carapussê. Pontos feitos nos grãos de

plagioclásio da matriz que estão ao redor de um porfiroclasto de plagioclásio com o

auxílio de imagens. Iguais projeções de área, hemisfério inferior, dados não polares,

150 medidas ................................................................................................................... 175

Figura Página

VI.17 Imagens da matriz de plagioclásio que adentra um porfiroclasto de plagioclásio

efetuadas no MEV (Lâmina CM19 - Maciço de Samaritana/Carapussê) ...................... 176

VI.18 Figuras pólos, nas formas de contornos (A) e de pontos (B), de grãos de plagioclásio

da amostra CM19 do Maciço de Samaritana/Carapussê. Pontos feitos nos grãos de

plagioclásio da matriz que adentram um porfiroclasto de plagioclásio com o auxílio

de imagens. Iguais projeções de área, hemisfério inferior, dados não polares, 109

medidas .......................................................................................................................... 177

xvi

LISTA DE TABELAS

Tabela Página

III.1a Análises químicas do plagioclásio do Maciço do Rio Piau ........................................... 46

III.1b Análises químicas do plagioclásio do Maciço do Rio Piau (cont.) ................................ 47

III.2 Análises químicas dos piroxênios do Maciço do Rio Piau ............................................ 48

III.3 Análises químicas do anfibólio do Maciço do Rio Piau ................................................ 52

III.4 Dados de geotermometria obtidos pelo método de Holland & Blundy (1994), com o

par Hb-Pl (hornblenda-plagioclásio), para pressões estimadas entre 5 e 10 kbar .......... 54

III.5a Análises químicas do plagioclásio do Maciço de Samaritana/ Carapussê .................... 57

III.5b Análises químicas do plagioclásio do Maciço de Samaritana/ Carapussê (cont.) .......... 58

III.6 Análises químicas do clinopiroxênio do Maciço de Samaritana/ Carapussê ................ 60

III.7 Análises químicas do ortopiroxênio do Maciço de Samaritana/ Carapussê .................. 61

III.8 Análise química do anfibólio do Maciço de Samaritana/ Carapussê ............................ 62

III.9 Análises químicas da biotita do Maciço de Samaritana/Carapussê .............................. 64

IV.1 Razões isotópicas, idades modelos T

e valores de epsilon Nd atual e no tempo de

cristalização, das rochas anortosíticas e diques de Potiraguá (Bordini et al. 2001b) ..... 78

IV.2 Idades modelos T

e valores de epsilon Nd T

, no tempo de cristalização e atual,

das rochas alcalinas em contato com as rochas anortosíticas de Potiraguá (Corrêa

Gomes 2000). Os dados dos sienitos foram obtidos em Bordini (2003) ........................ 78

IV.3 Coordenadas em UTM e referencial geográfico das amostras das rochas anortosíticas

dos maciços de Rio Piau, Samaritana/Carapussê e Potiraguá analisadas pelo método

Sm/Nd em rocha total ................................................................................................... 79

IV.4 Dados Sm/Nd em rocha total das rochas anortosíticas dos maciços de Rio Piau,

Samaritana/Carapussê e Potiraguá ................................................................................. 80

IV.5 Idades modelos T

(Ma) e dados de J

Nd(TDM)

para os maciços de Rio Piau,

Samaritana/Carapussê e Potiraguá ................................................................................. 80

IV.6 Dados de epsilon Nd (J

) em diversos períodos de tempo para os Maciços de Rio

Piau, Samaritana/Carapussê e Potiraguá: J

Nd(0)

= hoje; J

Nd(TDM)

= na extração do

magma do manto; J

Nd(T1)

= a 2,6 Ga; J

Nd(T2)

= a 2,0 Ga; e J

Nd(T3)

= a 1900,0 Ma para

Rio Piau e Samaritana/Carapussê e a 730,0 Ma para Potiraguá ..................................... 81

IV.7 Dados analíticos Ar/Ar do anfibólio da amostra CM29 do Maciço do Rio Piau ........... 83

xvii

Tabela Página

IV.8 Dados analíticos Ar/Ar da biotita da amostra CM08 do Maciço de Samaritana/

Carapussê ....................................................................................................................... 85

xviii

LISTA DE PRANCHAS

Prancha Página

III.1a Aspecto geral de uma rocha anortosítica mostrando a existência de níveis mais ricos

em determinados minerais (destacados em vermelho). A parte inferior direita da

lâmina é dominada por anfibólio, a intermediária por piroxênios (observar a presença

de um grande cristal no canto inferior esquerdo da lâmina), e a superior por

plagioclásio. A presença de cristais de anfibólio e piroxênio alinhados confere a rocha

uma foliação incipiente. Lâmina CM29 (Maciço do Rio Piau) em luz plana ................ 42

III.1b Aspecto geral da mineralogia de uma rocha anortosítica. Nesta amostra, os grãos de

plagioclásio apresentam-se, preferencialmente, com formas equidimensionais,

euédricos, com contatos retos a quase retos e com geminação primária segundo a lei

albita. Estes grãos apresentam-se límpidos, sem indícios de deformação ou de

alteração de baixa temperatura. Mesma lâmina delgada de (a) com nicóis cruzados .... 42

III.1c Visão geral da mineralogia de uma rocha anortosítica. Os grãos de plagioclásio

apresentam-se, preferencialmente, subédricos, equidimensionais, e de contatos

irregulares, e subordinadamente, como cristais euédricos, de contatos retos e com

geminação primária segundo a lei albita. Alguns grãos apresentam indícios de uma

deformação plástica incipiente, tais como extinção ondulante, kinks e presença de

geminação mecânica em cunha nas bordas. Observar a presença de uma fratura aberta

na metade superior da lâmina, que não desloca os minerais. Os grãos de plagioclásio

apresentam alterações de baixa temperatura. Lâmina CM25 com nicóis cruzados ....... 42

III.1d Aspecto geral de uma rocha anortosítica mostrando a forma de apresentação dos

minerais. Na borda direita da lâmina observa-se a presença de grãos de anfibólio

euédricos e límpidos. Os grãos de plagioclásio apresentam-se, preferencialmente,

subédricos, equidimensionais, de contatos retos e sem alterações de baixa

temperatura. Lâmina CM28 com nicóis cruzados .......................................................... 42

III.2a Grão de plagioclásio com geminação albita magmática, apresentando contatos retos e

com pontos tríplices a 120º, indicando cristalização em altas temperaturas. O grão de

plagioclásio sem geminação está microfraturado e possui pequena inclusão de

anfibólio euédrico. Lâmina CM29-64/40 ....................................................................... 44

III.2b Grãos de plagioclásio com limites retos e junções tríplices a 120º indicando

cristalização em altas temperaturas. O grão cinza e sem geminação, localizado na

porção inferior direita da lâmina, apresenta geminação em cunha que se estende da

borda em direção ao centro do grão. Lâmina CM28-86/8 ............................................. 44

III.2c Grãos de plagioclásio com inclusões de anfibólio euédricos. Lâmina CM04-70/28 ..... 44

III.2d Grão de plagioclásio com geminação primária segundo a lei Carlsbad, com inclusão

de anfibólio euédrico, e apresentando kink no plano da geminação. Lâmina CM28-

75/20 .............................................................................................................................. 44

III.2e Grão de plagioclásio com extinção ondulante. Lâmina CM25-70/30 ............................ 44

III.2f Grãos de plagioclásio apresentando alterações de baixas temperaturas. Lâmina CM25-

72/38 .............................................................................................................................. 44

xix

Prancha Página

III.3a Grãos de piroxênio recristalizados ao redor de um cristal de plagioclásio. Alguns

grãos de piroxênio estão se desestabilizando para anfibólio e minerais opacos. Lâmina

CM25-70/30 em luz plana .............................................................................................. 49

III.3b Grão de piroxênio apresentando exsolução. O grão de plagioclásio em contato com

este piroxênio está alterado para minerais de baixa temperaturas. Lâmina CM25-

78/35 com nicóis cruzados ............................................................................................. 49

III.3c Grãos de anfibólio euédrico, de coloração castanha, e associados com piroxênios.

Lâmina CM29-68/7 em luz plana .................................................................................. 49

III.3d Anfibólio formado às custas da desestabilização do piroxênio. Lâmina CM29-87/9 em

luz plana ......................................................................................................................... 49

III.3e Cristal de anfibólio euédrico em contato com piroxênio e minerais opacos, sem

apresentar alterações. Lâmina CM25-74/11 em luz plana ............................................. 49

III.3f Mesma fotomicrografia anterior com nicóis cruzados ................................................... 49

III.4a Aspecto geral de uma rocha anortosítica mostrando grandes cristais tabulares de

plagioclásio e com geminação magmática. A mineralogia máfica encontra-se alterada

e apresenta-se dispersa entre os cristais de plagioclásio. Lâmina PO-04 ....................... 66

III.4b Visão geral de uma rocha anortosítica com grandes cristais tabulares de plagioclásio.

Esta rocha sofreu deformação rúptil. Os cristais de plagioclásio são atravessados por

fraturas que deslocam porções dos cristais. A rocha está bastante alterada para

minerais de baixa temperatura. Lâmina PO-08 .............................................................. 66

III.4c Visão geral de uma rocha anortosítica mostrando cristais de plagioclásio com formas

tabulares e equidimensionais. As geminações do plagioclásio são magmáticas. A

rocha está atravessada por fraturas preenchidas por minerais de baixa temperatura.

Lâmina PO-02 ................................................................................................................ 66

III.4d Aspecto geral de uma rocha anortosítica com predominância de cristais

equidimensionais. As geminações são magmáticas. Esta rocha não apresenta

deformação rúptil e as alterações de baixa temperatura estão restritas à mineralogia

máfica que encontra-se entre os cristais de plagioclásio. Lâmina PO-25 ...................... 66

III.5a Cristal de plagioclásio com forma tabular e apresentando geminação magmática

segundo a lei albita. Esta rocha sofreu deformação rúptil, conforme indicado pela

presença de fraturas que deslocam as geminações do plagioclásio. As fraturas estão

preenchidas por minerais de baixa temperatura. Lâmina PO-08-72/18 ......................... 68

III.5b Grãos de plagioclásio com geminação primária segundo a lei albita. A deformação

rúptil sofrida por esta rocha é atestada pela presença de fraturas que deslocam a

geminação. Minerais de alteração preenchem as fraturas. Lâmina PO-08-78/34 .......... 68

III.5c Outro cristal de plagioclásio apresentando deformação essencialmente rúptil. Lâmina

PO-08-79/20 ................................................................................................................... 68

Prancha Página

III.5d Cristais de plagioclásio equidimensionais mostrando contatos retos a quase retos.

Estão geminados segundo a lei albita e apresentam-se repletos de inclusões de

minerais de alteração. Lâmina PO-22-68/8 .................................................................... 68

III.5e Cristais de plagioclásio com formas equidimensionais, apresentando contatos retos a

quase retos e com junções tríplices a 120°, provavelmente indicando as elevadas

temperaturas de formação deste mineral. Observar a ausência de deformação de baixa

temperatura nestes cristais. Lâmina PO-25-74/8 ............................................................ 68

III.5f Cristais de plagioclásio com formas equidimensionais e de contatos retos a quase

retos. Não foram observadas alterações de baixa temperatura nos grãos de

plagioclásio equidimensionais desta amostra. Lâmina PO-25-78/18 ............................. 68

III.6a Aspecto geral da alteração da olivina. Lâmina PO-02-74/28 em luz plana ................... 70

III.6b Grão de olivina associado a outros minerais máficos e à apatita. Lâmina PO-04-66/25

em luz plana ................................................................................................................... 70

III.6c Associação dos minerais máficos e apatita. Lâmina PO-04-79/31 em luz plana ........... 70

III.6d Formação de anfibólio às custas da desestabilização do piroxênio. Lâmina PO-22-

81/24 em luz plana ......................................................................................................... 70

III.6e Cristal de olivina alterado. Lâmina PO-25-76/27 com nicóis cruzados ......................... 70

III.6f Alteração de mineral máfico. Lâmina PO-20-80/18 em luz plana ................................. 70

V.1a Visão geral dos agregados de minerais máficos (piroxênios, anfibólios, biotita e

minerais opacos) definindo a foliação da rocha (a 45º da borda curta inferior da

lâmina). Lâmina CM19 em luz plana ............................................................................. 121

V.1b Aspecto geral das feições de deformação dos porfiroclastos de plagioclásio (extinção

ondulante, geminação mecânica, fraturamento, recristalização ao longo dos limites de

grãos e fraturas) e da matriz, bem como a distribuição dos agregados de minerais

máficos. Mesma lâmina delgada de (a) com nicóis cruzados ........................................ 121

V.1c Aspecto geral dos agregados de minerais máficos (piroxênios, anfibólios, biotita e

minerais opacos) definindo a foliação da rocha (a 45º da borda curta inferior da

lâmina). Lâmina CM20 em luz plana ............................................................................. 121

V.1d Visão geral das feições de deformação dos porfiroclastos de plagioclásio (extinção

ondulante, geminação mecânica, fraturamento, recristalização ao longo dos limites de

grãos e fraturas) e da matriz, bem como a distribuição dos agregados de minerais

máficos. Mesma lâmina delgada de (c) com nicóis cruzados ........................................ 121

V.2a Aspecto geral dos agregados de minerais máficos (piroxênios, anfibólios, biotita e

minerais opacos) definindo a foliação da rocha (a 45º da borda curta inferior da

lâmina). Lâmina CM08 em luz plana ............................................................................. 123

xxi

Prancha Página

V.2b Visão geral dos porfiroclastos de plagioclásio mostrando feições de deformação

(extinção ondulante, geminação mecânica, fraturamento e recristalização ao longo dos

limites de grãos e fraturas) e da matriz. Os minerais máficos estão distribuídos em

bandas paralelas à foliação. Mesma lâmina delgada de (a) com nicóis cruzados .......... 123

V.2c Visão geral da foliação da rocha (a 120º da borda curta inferior da lâmina) definida

pelos agregados de minerais máficos (piroxênios, anfibólios, biotita e minerais

opacos). Lâmina CM09 em luz plana ............................................................................ 123

V.2d Aspecto geral das feições de deformação dos porfiroclastos de plagioclásio (extinção

ondulante, geminação mecânica, fraturamento, e recristalização ao longo dos limites

de grãos e fraturas), da matriz e da distribuição dos agregados de minerais máficos.

Mesma lâmina delgada de (c) com nicóis cruzados ....................................................... 123

V.3a Aspecto geral das rochas anortosíticas do Maciço de Samaritana/Carapussê

destacando as duas formas de apresentação do plagioclásio. Como porfiroclastos,

apresentando aspectos ígneos (geminação magmática segundo a lei Carlsbad,

conforme cristal na parte central da lâmina, e zoneamento no cristal da parte superior

da lâmina) e de deformação (extinção ondulante, geminação em cunha, encurvamento

de geminação e de rede cristalina), e como matriz recristalizada dinamicamente.

Lâmina SAM148-B1 ...................................................................................................... 125

V.3b Visão geral dos porfiroclastos de plagioclásio com geminação Carlsbad, zoneamento

ígneo (cristal na parte superior direita), plano de composição da geminação Carlsbad

encurvado e matriz recristalizada no plano de composição da geminação (no cristal

com geminação Carlsbad no centro da lâmina). Lâmina SAM9893-2B1 ...................... 125

V.3c Aspecto geral de um porfiroclasto de plagioclásio com mais de 30 mm, mostrando

uma associação de deformação plástica intracristalina e microfraturamento. Este

cristal apresenta geminação mecânica em cunha das bordas para o centro segundo as

leis albita e periclina. A parte superior do porfiroclasto está parcialmente consumida

por neoblastos formados por recristalização, que se desenvolve, preferencialmente, ao

longo dos limites de grãos, geminações e microfraturas. Lâmina CR01 ....................... 125

V.3d Visão geral dos porfiroclastos de plagioclásio apresentando seus aspectos de

deformação dúctil. Lâmina CM22 ................................................................................. 125

V.4a Porfiroclasto de plagioclásio alongado com relações de forma de mais de 8:1. Lâmina

CM08-83/10 ................................................................................................................... 128

V.4b Porfiroclasto de plagioclásio inteiramente geminado segundo as leis albita

(aproximadamente na direção N330º em relação à borda longa da lâmina) e periclina

(aproximadamente na direção N60º em relação à borda longa da lâmina). Lâmina

CM09-73/25 ................................................................................................................... 128

V.4c Porfiroclasto de plagioclásio mostrando apenas geminações curtas, em pequenas

quantidades restritas às bordas dos grãos e se estendendo em direção ao centro do

cristal. Lâmina CM20-63/29 .......................................................................................... 128

V.4d Porfiroclasto de plagioclásio mostrando geminação mecânica estreita e contínua.

Lâmina CM 09-82/34 ..................................................................................................... 128

xxii

Prancha Página

V.4e Porfiroclasto de plagioclásio geminado segundo a lei albita apresentando uma fratura

deslocando as geminações, kink na parte inferior do cristal e geminação mecânica na

forma de cunha iniciando nos dois lados da fratura. Lâmina CM22-82/5 ..................... 128

V.4f Porfiroclasto de plagioclásio com deformação dúctil evidenciada pela curvatura

acentuada do plano de composição da geminação. Lâmina CM19-69/4 ....................... 128

V.5a Porfiroclasto de plagioclásio apresentando extinção ondulante. Lâmina CM20-63/29.. 131

V.5b Porfiroclasto de plagioclásio apresentando bandas de deformação. Lâmina CM08-

81/16 .............................................................................................................................. 131

V.5c Desenvolvimento de subgrãos na borda de um porfiroclasto de plagioclásio

mostrando que o processo de recristalização por rotação de subgrãos esteve ativo

nestas rochas. O grão claro que se encontra na parte superior esquerda da lâmina

parece ser um único grão. Lâmina CM20-61/31 ............................................................ 131

V.5d Com um pequeno giro da platina do microscópio, o grão claro da parte superior

esquerda da fotomicrografia (c) evidencia o desenvolvimento dos subgrãos ................ 131

V.5e Desenvolvimento de subgrãos com formas irregulares no interior de um porfiroclasto

de plagioclásio. Lâmina CM20-84/5 .............................................................................. 131

V.5f Subgrãos com formas poligonizadas apresentando junções tríplices a 120º. Lâmina

CM22-67/6 ..................................................................................................................... 131

V.6a Desenvolvimento de subgrãos em grãos sem geminação. Lâmina CM22-87/8 ............. 133

V.6b A um pequeno giro da platina do microscópio, o grão que está circundado de branco

na fotomicrografia (a) e que parecia ser um único grão, evidencia o desenvolvimento

de subgrãos. Mesma lâmina de (a) ................................................................................. 133

V.6c Evidência de outro processo de recristalização que esteve ativo nessas rochas. Este

processo, denominado de bulging, possibilitou a migração dos limites dos grãos e a

formação e desenvolvimento de novos grãos nos limites dos porfiroclastos. Lâmina

CM09-80/28 ................................................................................................................... 133

V.6d Com um pequeno giro da platina do microscópio, a continuidade óptica entre o

porfiroclasto e o grão que está se formando pelo processo de recristalização por

bulging fica mais evidente. Mesma lâmina de (c) .......................................................... 133

V.6e Zonas de moderada distorção da rede cristalina em um porfiroclasto de plagioclásio

invadidas por zonas de recristalização. A formação de grãos recristalizados nas

margens e ao longo de destas zonas de distorção da rede cristalina, na maioria das

vezes, consome parcialmente o porfiroclasto. Lâmina CM09-91/8 ............................... 133

V.6f Zonas de alta deformação de rede cristalina em um porfiroclasto de plagioclásio.

Trilhas de grãos recristalizados adentram o porfiroclasto ao longo destas zonas

deixando-o quase que completamente consumido pela matriz recristalizada

dinamicamente. Lâmina CM19-69/10 ........................................................................... 133

V.7a Microestrutura sugestiva de nucleação. Lâmina CM22-89/9 ......................................... 136

xxiii

Prancha Página

V.7b Detalhe da fotomicrografia (a). Mesma lâmina de (a) ................................................... 136

V.7c Grão de plagioclásio alongado (ao centro) formado, provavelmente, de um grão

anteriormente maior que foi consumido pelo processo de recristalização dinâmica.

Lâmina CM08-93/21 ...................................................................................................... 136

V.7d Limites de grãos irregulares entre o porfiroclasto de plagioclásio e as outras fases

minerais. Lâmina CM08-81/8 ........................................................................................ 136

V.7e Limites de grãos irregulares entre o porfiroclasto de plagioclásio e as outras fases

minerais. Lâmina CM22-65/30 ...................................................................................... 136

V.7f Limites retos a quase retos entre o porfiroclasto de plagioclásio e os grãos da matriz.

Os limites retos são observados quando novos grãos em contato com o porfiroclasto

estão poligonizados ou em vias de poligonização. Lâmina CM20-75/17 ...................... 136

V.8a Visão geral da matriz das rochas anortosíticas analisadas. Ela é constituída,

principalmente, de plagioclásio e, subordinadamente, de piroxênios, biotita e óxidos

de Fe-Ti-V. Lâmina CM09-64/32 .................................................................................. 138

V.8b Grãos de plagioclásio da matriz límpidos, sem indícios de deformação e/ou

geminação ou com muito pouco destes aspectos deformacionais. Lâmina CM08-87/12 138

V.8c Grãos de plagioclásio da matriz com geminação primária segundo a lei albita. Lâmina

CM09-90/30 ................................................................................................................... 138

V.8d Grãos de plagioclásio da matriz apresentando texturas em mosaico com junções

tríplices a 120º. Lâmina CM09-85/30 ............................................................................ 138

V.8e Grãos de plagioclásio da matriz com limites de grãos irregulares, formas ligeiramente

alongadas e apresentando aspectos deformacionais tais como geminação em cunha e

encurvamento de geminação. Lâmina CM08-81/5 ........................................................ 138

V.8f Grãos de plagioclásio da matriz apresentando tanto limites curvos, irregulares e

ligeiramente suturados quanto retos e com junções tríplices a 120º. Lâmina CM22-

85/11 .............................................................................................................................. 138

V.9a Grãos recristalizados de plagioclásio apresentando uma orientação preferencial de

forma incipiente nas proximidades do porfiroclasto (nicóis cruzados). Lâmina CM19-

67/23 .............................................................................................................................. 140

V.9b Visão geral da matriz das rochas anortosíticas mostrando alguns aspectos

deformacionais (extinção ondulante e geminação em cunha) dos grãos de plagioclásio

(nicóis cruzados). Lâmina CM09-76/18 ........................................................................ 140

V.9c Grãos de piroxênios poligonais observados ao longo das margens de um porfiroclasto

de piroxênio (em luz plana). Lâmina CM19-64/21 ........................................................ 140

V.9d Mesma fotomicrografia de (c) com nicóis cruzados. Lâmina CM19-64/21 .................. 140

xxiv

Prancha Página

V.9e Porfiroclasto de piroxênio rodeado de grãos de piroxênios recristalizados (em luz

plana). Lâmina CM20-77/8 ............................................................................................ 140

V.9f Grão reliquiar de piroxênio com ex-solução. Observa-se também que grãos

recristalizados de piroxênio adentram este grão (nicóis cruzados). Lâmina CM19-

64/21 .............................................................................................................................. 140

V.10a Aspecto geral dos agregados de minerais máficos (em luz plana). Lâmina CM19-7/23 143

V.10b Porfiroclasto de piroxênio apresentando geminação encurvada (nicóis cruzados).

Lâmina CM09-76/18 ...................................................................................................... 143

V.10c Grão de piroxênio apresentando ex-solução (nicóis cruzados). Lâmina CM19-64/21 .. 143

V.10d Biotita em forma de palhetas (em luz plana). Lâmina CM19-64/21 .............................. 143

V.10e Biotita sem forma definida e com forte pleocroísmo (nicóis cruzados). Lâmina CM20-

77/8 ................................................................................................................................ 143

V.10f Óxido de Fe-Ti intersticial (nicóis cruzados). Lâmina CM19-64/21 ............................. 143

V.11a Presença de quartzo e feldspato alcalino na matriz da rocha anortosítica. O quartzo

também se apresenta na forma de ribbon. Lâmina CM09-69/38 ................................... 146

V.11b Fratura aberta atravessando indistintamente porfiroclastos e matriz (em luz plana).

Lâmina CM09-78/38 ...................................................................................................... 146

V.11c Mesma fotomicrografia de (c) mostrando que a fratura está preenchida por um

material isotrópico que carrega pedaços de minerais (nicóis cruzados). Lâmina

CM09-78/38 ................................................................................................................... 146

V.11d Presença de alterações de baixa temperatura, tais como sericitização dos grãos de

plagioclásio, em pequenas proporções (nicóis cruzados). Lâmina CM20-63/30 ........... 146

xxv

CAPÍTULO I

Introdução

I.1 - Considerações gerais sobre anortositos

O termo anortosito foi introduzido por Hunt (1863) e deriva da divisão cristalográfica dos feldspatos nas

variedades orthose (monoclínico) e anorthose (triclínico), feita principalmente por mineralogistas europeus

na metade do século 19. Anortositos são rochas dominadas pelo feldspato anorthose, ou plagioclásio.

Embora variedades cálcicas de anortositos certamente existam, o nome da rocha nunca significou implicar na

presença de anortita, um termo que tem uma etmologia similar. O plagioclásio nos anortositos pode ter

qualquer composição entre An

e An

100

(Ashwal 1993). Albititos e outras rochas ricas em feldspatos sódicos

não são consideradas anortositos porque elas cristalizam a partir de fluidos hidrotermais ao invés de fusões

silicáticas, como enfatizado por Bowen (1917, 1928).

Segundo Streckeisen (1976), o termo anortosito se refere estritamente a rochas ígneas que consistem de 90%

ou mais de plagioclásio. Muitos anortositos e rochas relacionadas estão metamorfisados e apesar do

plagioclásio estar geralmente preservado, embora recristalizado, a mineralogia máfica não sobrevive tão bem

quanto este. Na literatura, a nomenclatura da IUGS (International Union of Geological Sciences) para os

anortositos é muito usada, mesmo para as variedades metamórficas nas quais os piroxênios e olivinas

originais foram substituídos por anfibólios ou filossilicatos. Em uso mais comum, os termos anortosito e

leucogabro parecem mais convenientes do que meta-anortosito e meta-leucogabro ou leuco-anfibolito,

particularmente no campo, embora estes últimos nomes talvez sejam tecnicamente mais corretos (Ashwal

1993).

Vários autores tentaram classificar anortositos (Buddington 1939, 1975, Berrangé 1966, Romey 1968,

Middlemost 1970, Moshkin & Dagelaiskaya 1972). Usando estes trabalhos como ponto de partida, Ashwal

(1993) classificou os anortositos em seis tipos básicos:

a) anortositos Arqueanos;

b) anortositos Proterozóicos tipo maciço;

c) anortositos em complexos estratiformes;

d) anortositos de ambientes oceânicos;

e) enclaves de anortositos em outras rochas ígneas;

f) anortositos extraterrestres.

As ocorrências dos anortositos são bastante diversas. Estas rochas são encontradas em vários ambientes

tectônicos e em todos os tempos da história geológica da Terra e, provavelmente, ainda estão se formando

nos dias atuais. Por exemplo, os anortositos de complexos estratiformes ocorrem em ambientes extensionais

intracontinentais e não são restritos a espaço e tempo. Já os anortositos proterozóicos do tipo maciço são

encontrados tanto em ambientes orogênicos como anorogênicos. Anortositos também podem ser encontrados

dentro de complexos ofiolíticos, no fundo oceânico, em complexos anelares subvulcânicos e como enclaves

em uma grande variedade de rochas ígneas. Rochas anortosíticas são constituintes principais da crosta lunar

e, possivelmente, de Mercúrio, e também ocorrem como meteoritos (Ashwal 1993).

A caracterização do ambiente tectônico onde ocorrem rochas anortosíticas tem implicações importantes na

caracterização geológica de terrenos antigos. Alguns tipos de ocorrências são típicos de um determinado

intervalo de tempo, enquanto outros são independentes do tempo geológico. No Arqueano (> 2,5 Ga), sob

um regime termal alto que acarretou em taxas de acresção e subducção mais vigorosas (Windley 1986),

dominaram terrenos granulítico-gnáissicos de alto grau metamórfico e terrenos graníticos e de rochas verdes

de grau baixo metamórfico. Junto aos terrenos arqueanos de baixo e alto graus metamórficos ocorrem

porções de anortositos cálcicos arqueanos. No Proterozóico (2,5-0,57 Ga), uma época onde a atuação de

forças provavelmente geradas pela dinâmica do manto afetou as regiões cratônicas estabilizadas no final do

Arqueano, desenvolveram-se os anortositos proterozóicos do tipo maciço (Green 1992). No Fanerozóico (<

0,57 Ga), a tectônica de placas deu origem às faixas móveis formadas pela deriva continental (Windley

1986). Estas faixas móveis atualmente são denominadas de cinturões orogênicos. Uma das feições

fanerozóicas marcantes foram os complexos alcalinos relacionados aos aulacógenos e riftes continentais.

Associados aos domos alcalinos anorogênicos ocorrem anortositos alcalinos associados com rochas

granitóides. Em todos os períodos geológicos, onde mega-fraturas foram capazes de canalizar magmas

originários do manto, se formaram complexos máfico-ultramáficos estratiformes. Estes complexos

geralmente apresentam camadas anortosíticas de espessura variável e são referidos como anortositos

associados às intrusões estratiformes.

Baseado na mineralogia e textura, os anortositos são referidos como rochas ígneas de natureza basáltica

(Ashwal 1993). Parece consenso que o manto tem um papel importante na gênese das rochas anortosíticas, se

não diretamente, pelo menos como fonte de calor (Huppert & Sparks 1988, Olson & Morse 1990, Olson

1992, Higgins & Van Breemen 1996). Entretanto, este consenso não existe quanto à composição dos

magmas parentais e se as fusões foram geradas na crosta ou no manto. Dados isotópicos sugerem que as

rochas anortosíticas podem ser misturas de componentes mantélicos e crustais. Isto pode indicar

contaminação do magma derivado do manto por material crustal antigo ou multiplicidade de fontes (manto e

crosta). As rochas anortosíticas podem derivar de uma fonte mantélica com pouca (ou nenhuma)

contaminação crustal (Ashwal et al. 1998), de uma fonte mantélica com contaminação crustal importante

(Xue & Morse 1993, Mitchell et al. 1995), e de fusões parciais de material máfico crustal (Simmons &

Hanson 1978, Owens et al. 1994).

Dentre os mecanismos responsáveis pela acumulação de minerais, a cristalização in situ no assoalho e

paredes das câmaras magmáticas parece ser o mecanismo mais favorável para acumulação de cristais de

plagioclásio nos anortositos (Higgins & Doig 1981, Turner & Campbell 1986, McBirney et al. 1985, Nilson

et al. 1985).

Falhas de rejeito direcional e zonas de cisalhamento transcorrente parecem ser os melhores sítios de

colocação dos maciços anortosíticos na superfície da crosta. Higgins & Van Breeman (1996) determinaram

que algumas intrusões anortosíticas na província de Grenville atingiram níveis médios da crosta através de

movimentos direcionais (strike-slip) em zonas de cisalhamento verticais resultantes da tectônica de placas.

Martignole (1996) constatou que o maciço de Morin está localizado numa zona de cisalhamento

transcorrente dextral relacionada à orogênese Otawana. Ashwal et al. (1998) mostraram que intrusões

anortosíticas em Madagascar foram colocadas em zonas de cisalhamento dúctil com um componente

subvertical indicando uma origem por estiramento (stretching) e cisalhamento plano. Esta deformação estaria

relacionada com a colisão e amalgamação do Gondwana leste e oeste.

O ambiente geralmente proposto na gênese de anortositos envolve uma zona de rifte continental abortado

(Emslie 1978, 1985, Morse 1982, Duchesne 1984) e, neste caso, eles representariam o produto de um

magmatismo anorogênico. Entretanto, evidências como o posicionamento em zonas que representam bordas

de placas antigas sugere o envolvimento de um episódio orogênico na formação de rochas anortosíticas

(Owens et al. 1994, Martignole 1996, McLelland et al. 1996, Corrigan & Hanmer 1997, Scoates &

Chamberlain 1997, Ashwal et al. 1998).

I.2 - Justificativas e Objetivos

Na porção centro-sul do Estado da Bahia existe uma série de corpos básicos de dimensões inferiores a 100

, que são portadores de litologias de natureza máfica-ultramáfica e gabro-anortosítica e estão associados

a anomalias magnéticas significativas. Estes corpos intrudiram o embasamento do Cráton do São Francisco

na interface entre os terrenos metamórficos de alto grau do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá e do Bloco

Jequié (Cruz & Sabaté 1995, Sabaté & Cruz 1998). De norte para sul são conhecidos, até o momento, os

maciços de Rio Piau (Cruz 1989), Carapussê (Macêdo 2000), Samaritana (Jesus 1997), Fazenda Provisão

(Sabaté & Cruz 1998), Palestina (Fróes & Soares 1998), Mirabela (Abram 1993) e Potiraguá (Bordini 2003).

Dos maciços acima citados, os de Fazenda Provisão, Palestina e Mirabela possuem apenas os termos máfico-

ultramáficos e nos demais predominam os termos gabro-anortosíticos. Como Macêdo (2000) concluiu que o

Maciço de Carapussê é uma porção deslocada por falha do Maciço da Samaritana, doravante este maciço

será denominado de Maciço de Samaritana/Carapussê. A presente pesquisa se concentrou nas rochas

anortosíticas dos maciços de Rio Piau, Samaritana/Carapussê e Potiraguá porque estas rochas, devido ao

elevado conteúdo de plagioclásio, são ideais para o estudo os mecanismos de deformação e orientação

preferencial cristalográfica deste mineral.

O atual nível de conhecimentos dos maciços de Rio Piau, Samaritana/Carapussê e Potiraguá, que são

conhecidos como os maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia, envolve mapeamento e geologia destas

intrusões, descrições petrográficas de seus litotipos, dados quantitativos baseados na geoquímica de rocha

total e dos elementos terras raras, de química mineral, e em escassos trabalhos isotópicos e geocronológicos.

Em termos regionais, vale ressaltar o trabalho de Barbosa (1986) que estudou o metamorfismo das rochas

granulíticas encaixantes destes corpos.

Apesar dos maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia já terem sido estudados quantitativamente em outras

áreas do conhecimento geológico, o aspecto da deformação ainda não tinha sido abordado. A investigação

microestrutural dos processos de deformação é uma ferramenta importante em análises estruturais. A

observação detalhada de produtos deformados natural e experimentalmente, associada a mapeamento de

campo e a modelamento teórico dos processos de deformação, tem levado ao reconhecimento de

microestruturas características de diferentes mecanismos de deformação que atuam durante os eventos

tectônicos (Schmid 1982, Borradaile et al.1983, Zwart et al. 1987). Além disso, eles são utilizados para

identificar os mecanismos individuais que operam em minerais específicos e nos diferentes tipos de rochas.

Esses mecanismos variam em função das condições de pressão e temperatura e também do ambiente químico

(oxidação ou hidratação) nos quais ocorre a deformação. As microestruturas e texturas também dependem do

nível de esforço. Sua análise é fundamental para a interpretação da dinâmica e movimentos em zonas de

falhas e para o estudo das interações entre deformação e metamorfismo.

Os feldspatos são os minerais mais abundantes na crosta terrestre, com uma moda estimada de 51% (Ronov

& Yaroshevsky 1969). O plagioclásio é o mineral volumetricamente mais importante das camadas profundas

da crosta terrestre. Em uma primeira aproximação, o comportamento mecânico da crosta média a inferior é

controlado pela reologia deste mineral e suas interações mecânicas (Tullis 1979). Apesar da abundância do

plagioclásio na crosta terrestre, seus mecanismos de deformação e orientação em uma variedade de

condições ainda são pouco conhecidos quando comparados a de outros minerais, a exemplo do quartzo,

olivinas, piroxênios e calcita. Esta falta de dados é devida, principalmente, a sua grande variação química (de

NaAlSi

para CaAl

), que é acompanhada por uma mudança contínua nos seus parâmetros de rede

cristalina, e por sua simetria triclínica. Até cerca de 20 anos atrás, o seu comportamento dúctil era pouco

compreendido. O aprimoramento das técnicas de difração de elétrons ocorrido nos últimos 20 anos permitiu

um avanço considerável no estudo da deformação dúctil.

Dentre as técnicas de difração de elétrons, a conhecida pela sigla EBSD (electron backscatter diffraction) é

muito importante para obter informações cristalográficas em resolução de submicron, possibilitando assim

extrair informações relacionadas à estrutura do cristal e fornecendo as relações entre cristalografia,

morfologia, química e propriedades físicas da amostra a ser investigada. As principais aplicações desta

técnica são medidas de orientação e desorientação (misorientation) de grãos, identificação de fases, avaliação

de deformação e tamanho verdadeiro dos grãos. A operacionalização da técnica EBSD é feita em um

microscópio eletrônico de varredura (MEV) acoplado a um sistema EBSD. Esta técnica tem a vantagem de

ser rápida e precisa, e de permitir a medida de orientações cristalográficas de minerais de baixa simetria

como o plagioclásio. Apesar do número de trabalhos que tratam deste assunto ter crescido na última década,

ainda pouco se conhece sobre as orientações preferenciais cristalográficas (OPCs) que o plagioclásio

desenvolve durante a deformação e a recristalização.

Por outro lado, a carência de dados geocronológicos e isotópicos ainda deixa a idade de cristalização dos

maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia no campo da especulação. A principal dificuldade na datação

destes corpos deve-se à falta de minerais que forneçam dados confiáveis, tais como zircão e monazita. Nesta

pesquisa, serão utilizados os métodos Sm/Nd e Ar/Ar na tentativa de se obter resultados que tenham

significado geológico.

Os objetivos desta pesquisa são:

a) apresentar os aspectos microestruturais observados em cada maciço estudado;

b) avaliar e discutir os diferentes mecanismos de deformação do plagioclásio que atuaram nestes

maciços, através das observações microestruturais efetuadas ao microscópio óptico e dos dados de

química mineral;

c) avaliar e discutir os mecanismos de orientação do plagioclásio, através da análise das orientações

preferenciais cristalográficas (OPCs) obtidas pela técnica EBSD;

d) apresentar e discutir os dados isotópicos e geocronológicos obtidos pelos métodos Sm/Nd e Ar/Ar.

Através do estudo dos mecanismos de deformação e orientação cristalográfica dos cristais de plagioclásio

dos maciços de Rio Piau, Samaritana/Carapussê e Potiraguá espera-se, ao final desta pesquisa, agregar mais

uma contribuição para um melhor entendimento da deformação crustal neste segmento do Cráton do São

Francisco.

I.3 - Metodologia

Para alcançar êxito em relação aos objetivos principais da presente pesquisa, foram realizados os seguintes

procedimentos nas áreas onde os maciços estão inseridos:

I.3.1 - Levantamento bibliográfico

Esta etapa consistiu de um levantamento bibliográfico dos trabalhos realizados, até então, nos maciços

gabro-anortosíticos do Sul da Bahia. Foi feita uma compilação dos dados existentes sobre estes maciços nos

aspectos geológico, petrográfico, geoquímico, mineraloquímico, isotópico e geocronológico.

I.3.2 - Aquisição de bases cartográficas e fotografias aéreas

Para um reconhecimento da área na qual estão inseridos os maciços em estudo visando as campanhas de

campo a serem empreendidas, foram utilizados:

Mapas topográficos:

folhas de Amargosa (SD.24-V-D-II), Valença (SD.24-V-D-III), Jaguaquara (SD.24-V-

D-V) e Ituberá (SD.24-V-D-VI) para os maciços de Rio Piau e Samaritana/Carapussê, e folhas de Potiraguá

(SD.24-Y-D-V) e Itaju do Colônia (SD.24-Y-D-II) para o Maciço de Potiraguá, todas na escala 1:100.000 e

elaboradas em 1977 pelo convênio SUDENE/Governo do Estado da Bahia - Secretaria de Saneamento e

Desenvolvimento Urbano.

Mapas geológicos:

mapas esquemáticos dos maciços de Rio Piau, Samaritana/Carapussê e Potiraguá,

elaborados, respectivamente, por Cruz (1989), Jesus (1997)/Macêdo (2000) e Bordini (2003).

Mapa político:

mapa de divisão político-administrativa do Estado da Bahia, escala 1:1.500.000, elaborado

pelo CEI, ano 1994.

Fotografias aéreas:

de números 3016 a 3020, escala 1:60.000, para o Maciço de Rio Piau, e as de números

789 a 791, escala 1:100.000, para o Maciço de Samaritana/Carapussê. Todas as fotografias utilizadas fazem

parte do acervo da CBPM e foram executadas em 1974 pelo projeto 0-281 - Região Rio Paraguaçu.

I.3.3 - Visitas de campo

As duas campanhas de campo realizadas visaram uma amostragem orientada das rochas anortosíticas e o

reconhecimento geológico geral da estruturação e das litologias dos maciços e de suas encaixantes. A

primeira campanha de campo foi executada no período de 18 a 21 de outubro de 2000 e abrangeu todos os

maciços. A segunda, no período de 30 de abril a 2 de maio de 2002, contemplou os maciços de Rio Piau e

Samaritana/Carapussê.

Nestes sete dias de trabalhos de campo foram descritos 28 afloramentos e foram coletadas 36 amostras,

sendo 17 do Maciço do Rio Piau, 10 de Samaritana/Carapussê, 6 de Potiraguá e 3 da encaixante de

Samaritana/Carapussê. Os pontos nos afloramentos foram marcados utilizando o GPS (global position

system). Foram feitas cerca de 48 fotografias das feições observadas nos afloramentos visitados.

I.4 - Estruturação da Tese

A presente tese está estruturada em 7 capítulos. No primeiro capítulo, depois de feitas algumas considerações

gerais sobre os anortositos, foram enfocadas as justificativas para a execução desta pesquisa, os objetivos a

serem alcançados e a metodologia aplicada. Quanto ao tópico da metodologia referente aos estudos de

laboratório, optou-se por inseri-lo em cada capítulo.

O capítulo II constará da localização da área de estudo, seguida de uma abordagem sobre a geologia regional

envolvendo os compartimentos geológicos do Cráton do São Francisco, e finalizando com alguns aspectos da

geologia local.

O capítulo III será destinado, inicialmente, a uma síntese dos conhecimentos petrográficos, geoquímicos e de

química mineral dos maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia. Em seguida, serão feitas algumas

abordagens sobre aspectos petrográficos e mineraloquímicos obtidos no decorrer desta pesquisa.

O capítulo IV trará uma síntese dos dados isotópicos e geocronológicos existentes dos maciços gabro-

anortosíticos do Sul da Bahia, como também uma avaliação e interpretação dos dados isotópicos Sm/Nd e

Ar/Ar obtidos no decorrer deste trabalho.

O capítulo V terá na deformação o seu enfoque principal. Inicialmente, será feita uma descrição dos diversos

mecanismos e processos de deformação atuantes na crosta, seguido de uma descrição detalhada dos

mecanismos de deformação do plagioclásio. Posteriormente, serão abordados os aspectos microestruturais

evidenciados através de estudos efetuados ao microscópio óptico.

No capítulo VI, serão apresentados as bases teóricas da técnica EBSD (electron backscatter diffraction) e os

dados das orientações preferenciais cristalográficas (OPCs) do plagioclásio e dos piroxênios obtidos com a

sua utilização.

Finalizando, o capítulo VII será destinado às discussões e conclusões obtidas no decorrer desta pesquisa e às

sugestões e recomendações para a continuidade dos estudos nestes maciços.

CAPÍTULO II

Geologia Regional e Local

II.1 - Localização geográfica e acesso à área

Os maciços gabro-anortosíticos de Rio Piau, Samaritana/Carapussê e Potiraguá localizam-se na região

Nordeste do Brasil, porção centro-sul do Estado da Bahia. A área na qual estão inseridos está delimitada

entre os paralelos 13ºS e 16ºS e os meridianos 39ºW e 40ºW. Estas coordenadas geográficas correspondem,

respectivamente, às coordenadas de latitudes 8563N a 8231N e longitudes 500E a 392E, em UTM (Universal

Transversa de Mercator) (Fig. II.1).

O Maciço do Rio Piau encontra-se a 268 km a sul de Salvador, capital do Estado da Bahia, aproximadamente

a 18 km a sudoeste do município de Presidente Tancredo Neves, região centro-sul deste Estado, entre as

coordenadas de latitudes 8490N e 8488N e longitudes 428E e 434E, em UTM. Partindo de Salvador, são

percorridos 93 km na BR-324 até o entroncamento com a BR-101, nas proximidades de Feira de Santana, e

161 km na BR-101 até Presidente Tancredo Neves. A partir daí, são percorridos 14 km até este maciço, cujo

acesso é feito através de estradas e caminhos não pavimentados e de difícil acesso (Fig. II.2).

O Maciço de Samaritana/Carapussê encontra-se a 320 km a sul de Salvador, aproximadamente a 9 km a

nordeste do município de Itamari, região centro-sul do Estado da Bahia, entre as coordenadas de latitudes

8480N e 8488N e longitudes 428E e 434E, em UTM. O acesso principal, a partir de Salvador, é feito por 93

km pela BR-324 até o entroncamento com a BR-101, nas proximidades de Feira de Santana, e por 199 km na

BR-101 até Gandu. A partir daí, o acesso é feito através de estradas e caminhos não pavimentados de difícil

acesso, sendo 24 km na BA-549 até Itamari e mais 4 km por caminhos que dão acesso às fazendas da região

(Fig. II.2).

O Maciço de Potiraguá encontra-se a 600 km a sul de Salvador, aproximadamente a 6 km a leste do

município de Potiraguá, sul do Estado da Bahia. Partindo de Salvador, são percorridos 93 km na BR-324 até

o entroncamento com a BR-101, nas proximidades de Feira de Santana, 347 km na BR-101 até Itabuna, 30

km na BR-415 até Ibicaraí, 72 km na BA-263 até Itororó e 59 km pela BA-670 até Potiraguá. A partir deste

município, o acesso é feito por estradas e caminhos não pavimentados que são acesso às fazendas da região

(Fig. II.1).

Figura II.1 - Mapa de localização e acesso às áreas de estudo.

Figura II.2 - Detalhe do mapa de localização e acesso dos maciços gabro-anortosíticos de Rio Piau e

Samaritana/Carapussê.

II.2 - Aspectos gerais da geologia regional

O Cráton do São Francisco (Almeida 1977) é um dos mais significativos remanescentes da crosta continental

arqueana na América do Sul. Ele constitui a mais bem exposta e estudada unidade tectônica do embasamento

da plataforma sul-americana e abrange, principalmente, os estados da Bahia e Minas Gerais (Barbosa et al.

2003a). Este cráton está delimitado por faixas de dobramentos marginais estruturadas durante a orogênese

Brasiliana, denominadas de: Sergipana, Riacho do Pontal, Rio Preto, Brasília, Alto Rio Grande e Araçuaí

(Teixeira et al. 2000) (Fig. II.3).

No Estado da Bahia, o embasamento arqueano e paleoproterozóico do Cráton do São Francisco ocupa cerca

de 50% da área total deste estado e é constituído por seqüências supracrustais metamorfisadas na fácies

xisto-verde a anfibolito alto, complexos gnáissico-migmatíticos de médio grau metamórfico, e terrenos de

alto grau metamórfico (Barbosa & Dominguez 1996). Em termos estruturais, encontra-se uma estrutura

convergente maior denominada de lineamento Contendas-Jacobina (Sabaté 1991) (Fig. II.3). Este lineamento

estabelece a junção entre dois domínios distintos: um a oeste correspondendo ao Bloco Gavião e outro a leste

que inclui os Blocos Jequié e Serrinha, além do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (Sabaté 1996).



38 W

Braslia

Contendas-Jacobina

Lineamento

Salvador

Contendas-Mirante

Paramirim

Complexo do

200 Km

Cinturªo

Cinturªo Jacobina

Coberturas Fanerozicas

Coberturas Neoproterozicas

Rochas Supracrustais Paleo a

Mesoproterozicas

Cinturıes Transamaznicos

Terrenos Gnaissico-granulticos

Terrenos Grantico-gnaissicos

Terrenos Granito-"greenstone"

Limtes do crÆton do Sªo Francisco

s

CrÆton do

Sªo Francisco

BRASIL

OISC

Figura II.3 - O Cráton do São Francisco e suas principais províncias tectônicas (Cordani et al. 2000,

modificado). GA - Bloco do Gavião e terrenos relacionados; MG - Complexo Metamórfico de Minas

Gerais; MI - Cinturão Mineiro; OISC - Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá; JQ - Bloco de Jequié; SE -

Bloco de Serrinha; F.D. - faixas de dobramentos.

Uma síntese da evolução geológica e geotectônica das rochas do embasamento deste cráton, baseada em

estudos geológicos, geocronológicos e isotópicos recentes, foi apresentada por Barbosa & Sabaté (2002,

2004). Segundo estes autores, foram distinguidos quatro importantes segmentos crustais, que são os blocos

Figura II.4 - Posições postuladas dos blocos arqueanos no início da colisão Paleoproterozóica (Barbos

& Sabaté 2004).

Figura II.5 - Disposição dos blocos arqueanos após a colisão paleoproterozóica que formou o Orógeno

Itabuna-Salvador-Curaçá. Os dados estruturais de campo mostram uma cinemática global inicialmente

reversa que evoluiu para sinistral. As setas indicam o campo de esforço regional (Barbosa & Sabaté

2004).

Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha (Fig. II.4). Durante a orogenia Paleoproterozóica (2,3-

2,0 Ga), houve a colisão destes quatro segmentos crustais que resultou na formação de uma importante

cadeia de montanhas denominada de Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (Barbosa & Sabaté 2003). Esta

colisão ocorreu com o movimento destes quatro blocos no sentido NW-SE (Figs. II.4 e II.5), identificado

pela presença de falhas de empurrão e zonas transcorrentes tardias. A aproximação do Bloco Serrinha em

direção ao Bloco Gavião promoveu um importante encurtamento crustal ao longo de um eixo, o qual

continuou em direção à parte oeste do Gabão, na África (Ledru et al. 1993).

Nas etapas iniciais desta colisão, em torno de 2,4 Ga (Ledru et al. 1993), rampas frontais com tectônica

tangencial resultaram na sobreposição tectônica do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá no Bloco Jequié, e de

ambos sobre o Bloco Gavião. O metamorfismo de alto grau Paleoproterozóico, considerado como originário

do espessamento crustal relacionado a esta superposição tectônica de blocos, alcançou a fácies granulito na

parte central do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá e as fácies anfibolito e xisto-verde nas bordas (Barbosa &

Sabaté 2003). Na fase de levantamento, rampas tectônicas associadas a thrusts modificaram a zonação

metamórfica original em função da colocação de megablocos de rochas granulíticas sobre rochas das fácies

anfibolito e xisto verde (Barbosa 1997), fazendo com que terrenos de mais alto grau metamórfico ficassem

posicionados sobre aqueles de mais baixo grau. Esta configuração estrutural é observada no SSE-SSW do

Cráton do São Francisco no Estado da Bahia, onde a sobreposição tectônica do Bloco Itabuna-Salvador-

Curaçá no Bloco Jequié transformou as rochas deste último da fácies anfibolito para a granulito. Intrusões

charnockíticas e graníticas tardias penetraram os quatro segmentos crustais e deformações tardias formaram

zonas de cisalhamento retrógradas nos blocos arqueanos.

Uma particularidade da interface entre os terrenos metamórficos de alto grau do Bloco Itabuna-Salvador-

Curaçá e do Bloco Jequié é a presença de uma série de corpos básicos portadores de litologias de natureza

máfica-ultramáfica e gabro-anortosítica, de dimensões inferiores a 100 km

, associados a anomalias

magnéticas significativas. De norte para sul, são conhecidos os seguintes maciços: Rio Piau (Cruz 1989),

Samaritana/Carapussê (Jesus 1997/Macêdo 2000), Fazenda Provisão (Sabaté & Cruz 1998), Palestina (Fróes

& Soares 1998), Mirabela (Abram 1993) e Potiraguá (Bordini 2003).

O contexto geológico de colocação dos maciços de Rio Piau e Samaritana/Carapussê pode ser subdividido em

três grandes domínios, que são o Bloco Jequié, a porção sul do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá e a Banda de

Ipiaú (Figs. II.7 e II.8). Quanto ao maciço de Potiraguá, situado mais a sul dos anteriores, este contexto

envolve a porção sul do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, a Faixa de Dobramentos Araçuaí e as rochas

alcalinas da Província Alcalina do Sul da Bahia (Fig. II.10). Os domínios acima citados serão abordados à

luz dos conhecimentos mais recentes.

II.2.1 - Bloco Jequié

O Bloco Jequié está em contato tectônico com o Bloco Gavião e compreende rochas que estavam na fácies

anfibolito antes da colisão Paleoproterozóica e que foram intensamente deformadas durante o processo

orogênico (Barbosa & Sabaté 2004). Estas rochas são migmatitos heterogêneos com inclusões de

supracrustais, com idade de 2900±24 Ma obtida em uma isócrona Rb-Sr em rocha total (Wilson 1987,

Marinho et al. 1994), e intrusões graníticas e granodioríticas mais jovens, formadas por múltiplas intrusões

cálcio-alcalinas, com idades de aproximadamente 2,8-2,6 Ga obtidas pelo método U-Pb em zircão (Wilson

1987, Alibert & Barbosa 1992). Neste bloco ocorrem mineralizações de Fe-Ti-V hospedadas em pequenos

corpos máfico-ultramáficos que penetraram zonas de cisalhamento profundas de trend NNE-SSW (Cruz &

Sabaté 1995, Cruz et al. 1999), dentre eles o Maciço do Rio Piau, um dos objetos deste estudo. O caráter

toleiítico das rochas destes corpos sugere que eles são geoquimicamente distintos das outras rochas

plutônicas (Barbosa 1986, Barbosa & Fonteilles 1989).

Embora o Maciço do Rio Piau tenha sido considerado por Cruz (1989) como intrusivo nas rochas do Bloco

Jequié, imagens de satélite (www.relevobr.cnpm.embrapa.br) associadas às coordenadas UTM mostraram

que ele situa-se na interface entre este bloco e o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (Fig. II.6).

II.2.2 - Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá

O Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá é constituído, principalmente, por rochas metamorfisadas na fácies

granulito sob condições de 5-7 kbar e 850ºC (Barbosa 1990). Ele representa um vasto prisma de

acrescimento crustal inserido entre o lineamento colisional Contendas-Jacobina (Sabaté 1991) e os blocos

Gavião (a oeste), Jequié (a sul) e Serrinha (a leste), e que foi soerguido durante a orogenia Paleoproterozóica

a c.a. 2.0 Ga.

A sua porção norte é constituída por rochas da suíte tonalítica-trondhjemítica-granodiorítica com

imbricações de rochas supracrustais (Complexo Ipirá), contendo mobilizados anatéticos e granitóides. Na

borda ocidental, todo este conjunto está limitado pela Suíte São José do Jacuípe (Melo 1991, Loureiro 1991),

que é uma suíte de rochas máficas-ultramáficas reequilibradas na fácies anfibolito alto/granulito (Melo et al.

1995). Idades de 2,7 Ga obtidas através do método U-Pb (SHRIMP) na parte central de zircões (Silva et al.

1997) têm sido relacionadas a processos de subducção com geração de protólitos tonalíticos-trondhjemíticos

em ambientes de arcos de ilhas (Barbosa 1997, Barbosa & Sabaté 2002).

A porção sul do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá corresponde ao Bloco de Itabuna, de Pedreira et al. (1975),

ou Mobile Belt da Costa Atlântica, de Costa & Mascarenhas (1982), ou ainda Domínio da Costa Atlântica, de

Figura II.6 - Imagem de satélite da região centro-sul do Estado da Bahia mostrando a localização dos

maciços de Rio Piau, Samaritana/Carapussê, Mirabela, Palestina e Potiraguá.

Barbosa (1986). Ela faz parte do orógeno de mesmo nome que foi formado durante o Paleoproterozóico, em

um intervalo de tempo de cerca de 200 a 300 milhões de anos, quando o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá foi

imprensado por outros blocos de idade Arqueana (Blocos Gavião, Jequié e Serrinha) levando à formação de

importante cadeia de montanhas. Atualmente, este Orógeno está completamente arrasado na sua parte central

exibindo as rochas metamórficas de alto grau das suas raízes (Barbosa et al. 2003b). Nesta porção sul,

predomina rochas granulíticas orientadas aproximadamente segundo a direção N10ºE. Estas rochas

encontram-se fortemente deformadas e recristalizadas na fácies granulito, o que torna difícil definir se os

seus protólitos foram plutônicos ou vulcânicos (Barbosa & Dominguez 1996). Estes protólitos magmáticos

têm idades T

situadas entre 2,5-2,3 e 2,8-2,6 Ga (Alibert & Barbosa 1992, Sato 1998). O metamorfismo

granulítico, datado por Ledru et al. (1994) pelo método de evaporação Pb-Pb em zircões, obteve idades em

torno de 2,07 Ga, as quais foram corroboradas por Silva et al. (2002). Intercalados tectonicamente nos

granulitos desta parte sul do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, são encontrados kinzigitos, quartzitos,

formações ferríferas (Barbosa 1991, Silva 1991, Seixas 1994), formações manganesíferas (Toniatti &

Barbosa 1973, Valareli et al. 1992) e níveis de baritina (Sá & Barbosa 1990). Pequenos corpos de rochas

máficas-ultramáficas ocorrem paralelos às estruturas regionais e associados a anomalias magnéticas

significativas, na faixa que vai de Nova Canaã a Aratuípe, passando pelas cidades de Ipiaú e Gandu (Abram

1993). Esta parte sul é interpretada como um arco vulcânico moderno ou associações magmáticas de margem

continental ativa (Figueiredo 1989, Barbosa 1990) e os ambientes que prevaleceram durante a sua construção

foram arcos de ilhas, bacias back-arc e zonas de subducção (Barbosa 1997, Barbosa & Sabaté 2000, 2002).

II.2.3 - Banda de Ipiaú

A Banda de Ipiaú é uma faixa alongada de direção NNE-SSW, com cerca de 150 km de extensão e 10 km de

largura média, que se encontra encravada entre os terrenos do Bloco Jequié, a oeste, e os do Bloco Itabuna-

Salvador-Curaçá, a leste (Barbosa 1986). É formada por orto e paragnaisses, onde predominam intercalações

de anfibolitos e material quartzo-feldspático, embora quartzitos, kinzigitos e formações ferríferas também

ocorram esporadicamente. Estas rochas são semelhantes aos granulitos heterogêneos do Bloco Jequié, com a

diferença que estes aqui estão metamorfisados na fácies anfibolito (Barbosa 1990). Os granitos, que também

ocorrem neste domínio, estão restritos somente ao domínio de Ipiaú e jamais foram submetidos à fácies

granulito, o que indica que faziam parte de uma porção superior da crosta que ficou encravada entre os

blocos de granulitos mais profundos dos Blocos Itabuna-Salvador-Curaçá e Jequié (Barbosa et al. 2003b).

Embora Macêdo (2000) tenha considerado o Maciço de Carapussê como posicionado na interface entre o

Bloco Jequié e o Cinturão da Costa Atlântica, imagens de satélite (www.relevobr.cnpm.embrapa.br)

associadas às coordenadas UTM mostraram que o Maciço de Samaritana/Carapussê situa-se na Banda de

Ipiaú (Fig. II.6).

Figura II.7 - Mapa geológico de parte da região Sul da Bahia com a localização dos maciços

gabro-anortosíticos de Rio Piau e Samaritana/Carapussê (modificado de Barbosa et al. 2001).

Figura II.8 - Detalhe do mapa geológico de parte da região Sul da Bahia com a localização dos

maciços gabro-anortosíticos de Rio Piau e Samaritana/Carapussê (modificado de Barbosa et al.

2001

)

II.2.4 - Faixa de Dobramentos Araçuaí

Esta faixa móvel (Fig. II.9) foi desenvolvida durante a orogenia Brasiliana e estende-se da borda leste do

Cráton do São Francisco até o Oceano Atlântico, conectando-se a sul com a Faixa Ribeira (Pedrosa Soares &

Wiedemann 2000). Os seus limites com o Cráton do São Francisco são os seguintes: na parte ocidental

através de falhas de empurrão com vergência para oeste; na parte norte (região de Vitória da Conquista) suas

relações com o cráton não são claras; e na parte leste com a zona transcorrente de Itapebi-Potiraguá. A Faixa

Araçuaí é correlacionada com a Faixa Oeste do Congo, da qual se separou pela abertura do Atlântico Sul

(Brito Neves & Cordani 1991, Pedrosa Soares et al. 1992).

Figura II.9 - Localização das faixas Araçuaí (A) e Ribeira (R) em relação ao Cráton do São Francisco

(SF) (modificado de Pedrosa Soares & Wiedemann 2000, apud Bordini 2003). 1 - coberturas

Fanerozóicas; 2 - coberturas Neoproterozóicas; 3 - trend estrutural do cinturão Neoproterozóico; 4 -

embasamento cratônico incluindo rochas tardi-Paleoproterozóicas e Neoproterozóicas.

Quanto ao embasamento da Faixa de Dobramentos Araçuaí (Fig. II.10), a parte norte compreende TTGs

Arqueanos, remanescentes de greenstone belts, seqüências supracrustais Paleoproterozóicas e suítes de

granitóides. Estas unidades foram deformadas pela orogênese Paleoproterozóica e posteriormente

retrabalhadas pela Brasiliana. A parte nordeste apresenta granulitos do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá,

metamorfisados e tectonizados durante a orogênese Paleoproterozóica. As unidades do embasamento

Paleoproterozóico a Mesoproterozóico correspondem ao Supergrupo Espinhaço, que foi depositado em

bacias que foram sucessivamente preenchidas por unidades sedimentares e vulcanossedimentares.

POT

----

Limite do Cráton do São Francisco

Grupo Rio Pardo

Cráton do São Francisco

Faixa Ara

uaí

Embasamento Transamazônico

área cratônica no Brasiliano

Domínio da Faixa Dobrada

Domínio Cratônico a Pericratônico

Cobertura Cenozóica

Anortosito Potiraguá (POT)

Província Alcalina (sienito/granito)

Grupo Macaúbas

Supergrupo São Francisco

Embasamento remobilizado

pelo ciclo Brasiliano

Figura II.10 - Limite entre o Cráton do São Francisco e a Faixa de Dobramentos Araçuaí (modificado

de Teixeira et al. 1997), com a localização do Maciço de Potiraguá.

Segundo Pedrosa Soares & Wiedemann (2000), que propuseram um modelo evolutivo para a Faixa Araçuaí,

o Paleocontinente Atlântida foi formado no Paleoproterozóico, através da colagem paleoproterozóica de

crátons antigos, os quais se estabilizaram como uma plataforma estável em torno de 2,0-1,9 Ga. Uma

tafrogênese, no final do Paleoproterozóico, originou a Bacia do Espinhaço onde sedimentos se depositaram

numa bacia do tipo rift-sag, entre 1,77 e 1,25 Ga. Em torno de 950 Ma, uma pluma mantélica por debaixo da

plataforma gerou enxames de diques máficos, rochas vulcânicas e induziu ao magmatismo félsico

anorogênico e a processos de rifteamento. Este rifte Neoproterozóico passou por um ciclo de Wilson

completo, e por volta de 800 Ma, evoluiu para uma bacia oceânica. Durante o estágio orogênico, iniciado em

torno de 625-595 Ma e relacionado a uma subducção, se desenvolveu um arco magmático cálcio-alcalino

pré-colisional, na margem continental ativa do Paleocontinente Congo, e uma margem continental passiva no

Paleocontinente São Francisco. Durante o estágio colisional, entre 595-560 Ma, cunhas da litosfera oceânica

Neoproterozóica foram empurradas sobre a seqüência de margem passiva, causando espessamento crustal e

geração de granitóides. Após o término do estágio colisional, a partir de 535 Ma, ocorreu o colapso do

orógeno, geração de granitóides e magmas básicos, além de zonas de cisalhamento locais.

II.2.5 - Província Alcalina do Sul da Bahia

As rochas alcalinas da região sul do Estado da Bahia, reunidas sob a denominação de Província Alcalina do

Sul da Bahia (Silva Filho et al. 1974), compreendem vários plutões expostos dentro ou próximos à zona de

cisalhamento de Itabuna, de direção NE-SW, e da zona de cisalhamento de Potiraguá, de direção NW-SE.

No interior destas duas zonas de cisalhamento, o magmatismo alcalino deu origem a rochas sieníticas,

sieníticas foidais e quarzo-sieníticas, além de diques de composição variando de quartzo-traquitos, traquitos

a fonólitos e basanitos, álcali-basaltos, hawaiitos até mugearitos (Corrêa Gomes 2000). As idades

encontradas para estas rochas, entre 673 a 629 Ma obtidas através do método Rb-Sr em rocha total (Cordani

et al.1974), permitiram correlacionar este magmatismo alcalino à orogenia Brasiliana.

Devido ao alinhamento NE-SW apresentado por estas intrusões, Mascarenhas (1979) atribuiu um controle

estrutural na colocação destes corpos. Posteriormente, vários estudos têm ratificado este controle tectônico

(Corrêa Gomes 2000), e outros têm proposto que o magmatismo que originou estes corpos alcalinos expressa

um estágio tectônico distensivo, anterior ao sistema colisional brasiliano, materializado pela Faixa de

Dobramentos Araçuaí (Teixeira et al. 1997). Estudos recentes, principalmente litogeoquímicos e

geocronológicos, vêm sendo efetuados nestas rochas alcalinas, visando esclarecer as expressões magmáticas

desta província (Peixoto et al. 2003a, b, Rosa et al. 2003, 2004).

II.3 - Aspectos gerais da geologia local

A seguir, serão apresentados os aspectos gerais da geologia local dos maciços gabro-anortosíticos do Sul da

Bahia. Vale ressaltar que os dados aqui apresentados, incluindo mapas e interpretações, são uma síntese dos

trabalhos de Cruz (1989), Jesus (1997)/Macêdo (2000) e Bordini (2003), que estudaram os maciços de Rio

Piau, Samaritana/Carapussê e Potiraguá, respectivamente, e que foram aqui reproduzidos, o mais fielmente

possível. Como o Maciço de Samaritana/Carapussê foi estudado como se fossem dois maciços diferentes, os

aspectos da geologia local serão apresentados individualmente, segundo os estudos de cada um dos dois

autores acima citados.

II.3.1 - Maciço do Rio Piau

O Maciço do Rio Piau é um complexo estratificado com cerca de 80 km

de área aflorante, forma elíptica

irregular, aproximadamente 13 km de comprimento e 6,5 km de largura, e direção NE-SW (Fig. II.11). Ele é

intrusivo nos terrenos charnockíticos arqueanos do Domínio Mutuípe (atualmente denominado de Bloco

Jequié) e é formado por dois conjuntos de rochas. O conjunto principal é constituído por rochas anortosíticas

e gabronoríticas. O conjunto secundário (Fazenda Santa Bárbara), formado essencialmente por rochas

gabronoríticas, é intrusivo em rochas da série enderbo-charnockítica. Este maciço é constituído por sete

litotipos que são: anortositos, gabronoritos de granulação grossa, leucogabronoritos, gabronoritos de

granulação fina, gabros a olivina, gabronoritos a olivina e magnetita, e rochas ricas em Fe-Ti (Cruz 1989).

Figura II.11 - Mapa esquemático do Maciço do Rio Piau. (1) anortosito; (2) gabronorito; (3) troctolito;

(4) rochas ricas em óxidos de Fe-Ti-V; (5) gabronorito (margem resfriada) (Cruz 1989).

Todas as rochas deste maciço e suas encaixantes sofreram os efeitos da orogênese Paleoproterozóica e

encontram-se reequilibradas no metamorfismo da fácies granulito a anfibolito. Apresentam uma foliação

regional S

, de atitude aproximada N60ºE/90º, que corresponde à fase tectônica P

, que é uma fase de

dobramento regional. Esta foliação provoca a gnaissificação das rochas e os minerais máficos tendem a se

orientar nesta superfície. Alguns afloramentos mostram estruturas anteriores a esta foliação regional (S

que correspondem a dois eventos tectônicos anteriores (S

R-1

e S

R-2

). Por outro lado, a atitude desta foliação

regional não é constante em todo o maciço, porque esta superfície foi deformada por três fases tectônicas

posteriores, que são as fases P

R+1

, P

R+2

e P

R+3

(Cruz 1989). As fases anteriores a P

são mais comumente

observadas nos charnockitos encaixantes que nos anortositos. As fases posteriores a P

foram estudadas

principalmente na parte norte do maciço, nas cercanias da Fazenda Riacho do Louro (Cruz 1989).

A forma geral do Maciço do Rio Piau é paralela aos planos axiais das dobras P

, e assinala-se a presença de

grandes anticlinais e sinclinais por todo o maciço. Para explicar a forma deste maciço, Cruz (1989) levantou

duas hipóteses. A primeira é a de que se trata de uma grande dobra deitada de fase precoce. A segunda é a de

que se trata de uma disposição original devido à própria colocação deste complexo gabro-anortosítico.

II.3.2 - Maciço de Samaritana/Carapussê

O Maciço da Samaritana (Fig. II.12) possui uma forma ovalada, cerca de 11 km

de área aflorante, tendo

aproximadamente 3,5 km no seu eixo maior, e orientação aproximada N-S, com ligeira tendência a NE/SW

regional. Os contatos deste corpo ígneo diferenciado com as rochas encaixantes de alto grau metamórfico se

fazem por falhas, sendo uma de direção NW/SE no seu limite NE, e outra de direção NE/SW no seu limite

NW, e através de contatos bruscos, curvos e dobrados no seu limite sul, evidenciando o seu caráter intrusivo.

Ocasionalmente, diques de constituição anortosítica cortam as encaixantes granulíticas, reforçando assim a

idade posterior da intrusão. Estes limites são nítidos em fotografias aéreas, devido às rochas deste maciço

encontrarem-se em cotas mais baixas do que as rochas encaixantes da suíte charnockítica. Em alguns locais,

como na Fazenda Carapussê, aparecem corpos menores que podem ser satélites desta intrusão principal

(Jesus 1997).

Com base em mapeamento geológico e fotointerpretação, Jesus (1997) definiu 3 grandes domínios para este

corpo, que são: I - rochas que formam o Maciço da Samaritana; II - granito fino de borda; e III - rochas

granulíticas encaixantes próximas. As rochas do domínio I foram classificadas em: anortosito, mesogabro,

gabronorito, clinopiroxenito, ortopiroxenito, rochas ricas em Fe-Ti-V e gabronorito fino de borda. Os

anortositos dominam a porção centro-oeste deste maciço. Com relação à sua topografia interna, eles são

encontrados nas partes mais baixas da intrusão, proporcionando um contraste marcante com as rochas

encaixantes.

Figura II.12 - Mapa esquemático do Maciço de Samaritana/Carapussê (Cruz et al. 2000). (1)

gabronorito; (2) anortosito; (3) mesogabro; (4) clinopiroxenito; (5) gabronorito rico em óxidos de Fe; (6)

rochas ricas em Fe-Ti-V;

(

abro fino.

Quanto aos aspectos estruturais, as rochas encaixantes e as que constituem o Maciço da Samaritana sofreram

tectônica dúctil e rúptil. Nas encaixantes, a tectônica dúctil é evidenciada por dobramentos e redobramentos

destas rochas. As dobras são caracterizadas pelo alinhamento dos minerais planares que, freqüentemente

segregados, desenvolvem forte orientação e foliação gnáissica. A sobreposição de dobramentos desenvolve

estruturas em lápis, com fortes lineações causadas pelos minerais prismáticos. As feições de transposição são

sempre marcadas pela forte foliação verticalizada (Jesus 1997).

As seguintes fases de dobramento foram observadas nas rochas encaixantes (Jesus 1997):

a) a primeira fase foi marcada por pequenas dobras de eixos S80ºE/10º que, ocasionalmente, sobressaem

na superfície dos afloramentos. Os minerais máficos contornam esses dobramentos. Não foram

observados deslocamentos que poderiam estar presentes nas zonas de charneira de dobras,

caracterizando que elas foram formadas em regime de grande plasticidade dos materiais, portanto, sob

pressões e temperaturas elevadas;

b) a segunda fase de dobramento (N70ºW/55ºNE) é caracterizada por foliações e alternâncias milimétricas

que formaram a foliação geral das rochas. Grandes dobras isoclinais apertadas estão presentes onde as

charneiras são marcadas por extensivas orientações dos planos de transposição. Ocasionalmente são

observadas fácies miloníticas associadas às zonas de transposição, o que demonstra que estas zonas se

desenvolveram em regime semi-plástico a rígido;

c) a terceira fase foi marcada pelas inversões de baixo ângulo, que bascularam os eixos de dobras maiores,

ora para norte, ora para sul.

As principais feições da tectônica rúptil das rochas encaixantes próximas ao Maciço da Samaritana são as

grandes falhas de caráter regional. São bem marcadas as falhas de direção N20º a N30ºE, as quais são

deslocadas pelo sistema de falhamento de direção principal N50º a N60ºW. Uma série de fraturas e juntas

ocorrem associadas aos quebramentos principais, a 30º deste quebramento. Os três principais grupos de

juntas relacionados a esta feição são as fraturas com direções N40ºE, N20º a N30ºW e E-W. Veios de

quartzo branco ocorrem preenchendo as zonas de falhas e são representados por cristas na topografia. (Jesus

1997).

Nas rochas que formam o maciço da Samaritana, vale a pena ressaltar alguns fatos importantes quanto à

tectônica dúctil (Jesus 1997):

a) nas partes mais centrais da intrusão, as rochas tendem a não apresentar orientações, mantendo-se

isotrópicas, e muito restritamente são observadas zonas de fluxo magmático;

b) na fase anortosítica já diferenciada, os megacristais foram transportados e rotacionados devido a

esforços verticais que possivelmente ocorreram durante o posicionamento do corpo.

O Maciço de Carapussê é um corpo intrusivo, de forma elíptica, com cerca de 3 km

de área aflorante, tendo

aproximadamente 2,2 km no seu eixo maior. Este maciço está orientado aproximadamente N-S e encontra-se

posicionado em terrenos granulíticos, na interface entre o Bloco Jequié e o Cinturão da Costa Atlântica (Fig.

II.12). Ele é constituído, quase que na sua totalidade, por anortositos com pequenas variações de

granulometria, textura e estrutura (Macêdo 2000). Os contatos com as rochas encaixantes, apesar de bem

marcados em observação regional, não são nítidos localmente devido à falta de afloramentos. O limite leste é

marcado por uma falha de caráter regional que controla a geologia e o modelado local. Os limites oeste e

norte são marcados por contatos bruscos, curvos e dobrados entre as rochas anortosíticas e os granulitos. Os

contatos a sul são intrusivos e com formas curvas e localmente lobadas. As rochas anortosíticas são cortadas

por diques centimétricos de composição granítica (Macêdo 2000).

A distribuição faciológica dos anortositos se faz de norte para sul, sendo que as rochas do sul do corpo estão

nitidamente menos afetadas por fenômenos tectônicos quebradiços. Nas proximidades do contato leste, é

importante assinalar a presença de uma rocha anortosítica completamente gnaissificada, fortemente afetada

por cataclase. As rochas posicionadas no centro do maciço apresentam granulometria mais grossa e tendem a

ser menos orientadas do que as da fácies de borda. As dobras de fluxo e os corpos boudinados representam

um comportamento dúctil. A matriz fina parcialmente quebradiça e a recristalização dos megacristais de

plagioclásio são marcos de um comportamento frágil (Macêdo 2000).

De uma forma mais ampla, as estruturas das rochas juntamente com a reorientação mineralógica resultaram

da tectônica termo-compressional que atingiu toda a região e traduziram os efeitos termo-compressionais

regionais que atingiram as encaixantes granulíticas concomitantemente com a colocação da intrusão

anortosítica. Os diques sacaroidais graníticos que cortam a massa anortosítica marcam uma tectônica pós-

metamórfica sofrida pelo corpo (Macêdo 2000).

II.3.3 - Maciço de Potiraguá

O Maciço de Potiraguá (Fig. II.13) forma um corpo estreito e alongado segundo a direção N-S, com cerca de

20 km

de área aflorante, e é composto por uma suíte de rochas anortosíticas. A região na qual ele está

inserido exibe rochas metamórficas do Arqueano/Paleoproterozóico (granulitos e gnaisses), e rochas

metassedimentares (xistos e metacarbonatos) e ígneas alcalinas (sienitos e feldspatóide sienitos) do

Neoproterozóico. Os seus contatos com as rochas encaixantes são os seguintes: nas partes leste, norte e

nordeste, com os granulitos do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá; na sua porção noroeste, com os

nefelina/sodalita sienitos da Serra das Araras, compreendendo o conjunto sienítico de Potiraguá; a oeste, com

gnaisses sieníticos e quartzo sieníticos da unidade B de Souto (1972); e a sudoeste e a sul, apesar de não

serem bem definidos, possivelmente são com sienitos subsaturados, nas proximidades da Serra da Gruta; e a

sudeste, com os metacarbonatos do Grupo Rio Pardo (Bordini 2003).

Este maciço distingue-se dos demais corpos do lineamento por sua situação geológica peculiar em relação às

suas encaixantes. A sua colocação é controlada, a oeste, por um sistema de falhas submeridianas que separa

terrenos gnáissicos na fácies anfibolito, e a leste pelos terrenos de alto grau metamórfico (Bordini et al. 1999,

2002), tendo registrado um evento deformacional suplementar. Ele também se encontra geometricamente

relacionado com um dos maciços peralcalinos intrudidos no ciclo Brasiliano (Bordini 2003).

Figura II.13 - Mapa geológico simplificado da área do Maciço de Potiraguá (Bordini 2003).

As rochas anortosíticas de Potiraguá encontram-se no interior da zona de cisalhamento de Potiraguá de

direção N40

W. O limite sul desta zona de cisalhamento é feito com a falha de Potiraguá, que marca o limite

do Cráton do São Francisco com a Faixa de Dobramentos Araçuaí, e prolonga-se para o interior do Cráton

até a borda leste da província do Paramirim. As rochas anortosíticas ocorrem com freqüência nas cotas mais

baixas da área, em contraste marcante com a topografia alta das intrusões alcalinas (Bordini 2003).

A contemporaneidade entre anortositos e sienitos é sugerida pela observação de uma estreita zona de rochas

transicionais entre eles. Além disso, a presença de porções de anortositos (~1,0 m) com formas irregulares

imersos numa massa mais leucocrática de monzosienitos, segregações de sienito pegmatóide, sienitos finos e

com fenocristais gigantes de feldspato alcalino (até 10 cm), reforçam a hipótese os dois grupos foram

colocados quase ao mesmo tempo.

O Maciço de Potiraguá tem sua gênese associada a um período que seguiu a tectônica extensional do

aulacógeno do Paramirim (1700 Ma), da bacia do Rio Pardo (1000 Ma) e da fase rifte da Faixa de

Dobramentos Araçuaí (950 Ma). Esta intrusão anortosítica precedeu a orogenia de subducção (650-600 Ma)

e colisão (570 Ma) da Faixa de Dobramentos Araçuaí. Neste período que antecede a orogenia Brasiliana, um

evento magmático foi responsável pela geração de rochas sieníticas, rochas anortosíticas e diques de diabásio

(Bordini 2003).

CAPÍTULO III

Petrografia, geoquímica e química mineral

III.1 - Síntese dos conhecimentos dos maciços gabro-anortosíticos do

Sul da Bahia

A seguir, será apresentada uma síntese dos conhecimentos petrográficos, geoquímicos e de química mineral

existentes, até então, dos maciços que constituem os objetos deste trabalho. Os dados aqui apresentados

foram sintetizados dos trabalhos acadêmicos de Cruz (1989), Macêdo (2000), Jesus (1997) e Bordini (2003),

que estudaram, respectivamente, os maciços de Rio Piau, Carapussê, Samaritana e Potiraguá.

III.1.1 - Maciço do Rio Piau

O Maciço do Rio Piau é constituído por anortositos, gabronoritos, leucogabronoritos, gabros a olivina,

gabronoritos a olivina e magnetita, e rochas ricas em Fe-Ti (Fig. II.11). À exceção dos gabronoritos de

granulação fina e das rochas ricas em Fe-Ti, todas as demais rochas são inequigranulares e de granulação

média a grossa. As texturas mais freqüentes nas rochas anortosíticas são as granoblásticas e cataclásticas,

com grãos de plagioclásio quebrados, recristalizados e em mosaicos. Às vezes, encontram-se texturas

primárias do tipo adcumulato e, mais raramente, texturas ofíticas. Ocasionalmente, os grãos de plagioclásio

apresentam geminação encurvada. Quanto às rochas ricas em Fe-Ti, elas possuem granulação média a grossa

e são homogêneas. Microscopicamente, apresentam texturas granoblásticas e em mosaico (Cruz 1989).

As rochas anortosíticas do Maciço do Rio Piau são formadas de plagioclásio, clinopiroxênio (cpx),

ortopiroxênio (opx), anfibólio, olivina, magnetita, ilmenita e apatita. De uma forma geral, o plagioclásio

destas rochas apresenta-se como grandes cristais automórficos, de aspecto magmático, e freqüentemente

geminados segundo as leis albita, periclina e Carlsbad. Ao seu redor, ocorrem pequenos cristais de

plagioclásio xenomórficos, geminados e com textura em mosaico, que são manifestações de uma

recristalização metamórfica. Quanto aos piroxênios, o clinopiroxênio é mais abundante que o ortopiroxênio,

e apresenta-se de três formas diferentes: (i) como cristais xenomórficos a hipidiomórficos, ricos em inclusões

e sem ex-soluções, sugerindo que são magmáticos; (ii) como cristais xenomórficos, poligonais e em mosaico,

sugerindo que foram recristalizados no metamorfismo; e (iii) como exsoluções. O anfibólio ocorre de duas

formas: (i) como pequenos cristais automórficos inclusos nos grãos de plagioclásio, sugerindo que são

magmáticos, e (ii) como cristais xenomórficos, produtos de alteração do clinopiroxênio, tratando-se de

anfibólios metamórficos. A biotita tem a forma de palhetas e encontra-se sempre associada aos anfibólios

xenomórficos. Os minerais acessórios são quartzo, apatita e zircão. A existência de texturas granoblásticas,

em mosaico e poligonais associadas à relíquias plutônicas, sugere que estas rochas tiveram uma origem

plutônica e que, em seguida, foram metamorfisadas. Suas paragêneses são compatíveis com aquelas da fácies

granulito (Cruz 1989).

Os dados químicos mostraram valores suficientemente altos e constantes de SiO

, mas conteúdos variáveis

de Al

(entre 25% nos anortositos e 11% nos gabronoritos). O índice mg# (MgO/MgO+FeO) permaneceu

próximo para todas as associações cpx + opx + ol, traduzindo o equilíbrio das mesmas. Ele variou de 0,05 no

anortosito à faialita até 0,44 no gabronorito. Os espectros dos elementos de terras raras (ETR) apresentaram-

se pouco fracionados, e tanto nos anortositos como nos termos gabróicos foi marcante a anomalia positiva do

Eu. Estes dois aspectos podem ser atribuídos a forte acumulação do plagioclásio (Cruz 1989).

Nas diferentes fácies, a composição química do plagioclásio varia de forma contínua no intervalo de An

. Não foram constatadas variações importantes de composição química entre os dois tipos de

plagioclásio, o que significa que eles foram reequilibrados no metamorfismo. Os dois piroxênios apresentam

um amplo leque de composição química sendo que a do clinopiroxênio varia do pólo hedenbergita

(En

) ao pólo salita (En

) e a do ortopiroxênio varia entre o pólo hiperstênio

(En

) e eulita (En

). A olivina (ol), cuja proporção modal não ultrapassa 5%, apresenta

composição ferrífera (Fo

a Fo

). Embora estes minerais possam ser magmáticos, o estudo mineralógico

mostrou que eles foram reequilibrados em condições subsolidus, durante o metamorfismo regional. A

geotermometria pelo método de Wood & Banno (1973) e de Wells (1977) estimou temperaturas entre 830 e

870ºC e a geobarometria pelo método de Bohlen & Boettcher (1981), pressões entre 9 e 10 kbar, as quais são

incompatíveis com os dados regionais disponíveis (Cruz 1989).

Apesar da abundância de cumulatos de plagioclásio (anortositos), de cumulatos mistos (gabronoritos) e à

magnetita (gabro a olivina, gabronorito a olivina e formações ferríferas), duas linhas magmáticas podem ser

distinguidas com base nos terras raras e nos elementos Ti, P, Nb, Y e Ga. Cada uma destas linhas evoluiu por

diferenciação e acumulação, desde os termos máficos (MgO ~ 9 a 10%) até os termos intermediários (MgO ~

1 a 2%). Estes trends de diferenciação são toleiíticos, com um enriquecimento em Fe e Ti superior até

mesmo àquele de Skaergaard (o FeO alcança 24% e o TiO

alcança 2,5%) (Cruz 1989).

III.1.2 - Maciço de Samaritana/Carapussê

O Maciço da Samaritana foi estudado por Jesus (1997) e é formado pelos seguintes litotipos: anortosito,

mesogabro, gabronorito, clinopiroxenito, ortopiroxenito, rochas ricas em Fe-Ti-V e gabronorito fino de

borda (Fig. II.12). Macroscopicamente, os anortositos apresentam granulação grossa a muito grossa. Os

grãos de plagioclásio geralmente são euédricos, fraturados e, freqüentemente, encontram-se rotacionados. Ao

microscópio petrográfico, estes se apresentam como megacristais euédricos, geminados, freqüentemente com

geminação encurvada por efeito tectônico, e também como um mosaico poligonal e equigranular. Nos

espaços entre os cristais de plagioclásio, ocorrem piroxênios formando agregados irregulares (Jesus 1997).

O mesogabro, de ocorrência restrita, ocorre transicionalmente entre os anortositos, e às vezes, em contato

com os gabronoritos. Macroscopicamente, são rochas de tonalidade cinza claro, equigranulares, de

granulação média, e constituídas principalmente por feldspatos e subordinadamente por piroxênios.

Microscopicamente, apresenta uma textura poligonal.

O gabronorito forma a parte central deste maciço. Macroscopicamente, são rochas de coloração cinza escuro,

granulação média, tipicamente gabróica, constituídas por plagioclásio e piroxênios. Microscopicamente, os

grãos de plagioclásio formam um mosaico equigranular com os piroxênios. Os grãos de ortopiroxênio

ocasionalmente desenvolvem coroas de reação e freqüentemente estão exsolvidos como lamelas em grãos de

clinopiroxênio.

Os clinopiroxenitos são transicionais aos gabronoritos e ocorrem como blocos de pequenas dimensões no

interior da suíte gabro-anortosítica. Macroscopicamente, são rochas de coloração cinza esverdeada, de

textura fina, constituídas por plagioclásio, piroxênio, anfibólio e mica. Microscopicamente, apresentam-se

como um mosaico de clinopiroxênio e plagioclásio.

Os ortopiroxenitos ocorrem como uma faixa aproximadamente contínua marcando o limite sul da intrusão.

Macroscopicamente, são rochas de coloração cinza escuro e granulação fina a média. Ao microscópio

petrográfico, apresentam-se como um mosaico de ortopiroxênio e clinopiroxênio.

As rochas ricas em Fe-Ti-V são as portadoras das mineralizações potencialmente econômicas do Maciço da

Samaritana e são transicionais às rochas gabro-férricas. Macroscopicamente, são rochas de cor cinza

metálico na superfície fresca e com zonas características de óxidos ferruginosos nas superfícies alteradas.

O gabronorito fino de borda ocorre no limite sul da intrusão. Pela sua localização (transicionais às rochas de

granulações mais grossas) e pelo seu posicionamento (em contato com a encaixante), estas rochas

caracterizam as bordas resfriadas do Maciço da Samaritana. Macroscopicamente, são rochas de cor cinza

escuro, textura fanerítica fina, maciças ou fracamente orientadas. Ao microscópio petrográfico são

inequigranulares e constituídas por plagioclásio, clinopiroxênio e ortopiroxênio. O plagioclásio apresenta-se

freqüentemente com geminação encurvada. O clinopiroxênio encontra-se exsolvido em ortopiroxênio. Os

contatos entre os minerais mostram bordas irregulares e ligeiramente curvas (Jesus 1997).

O estudo petrográfico das rochas do Maciço da Samaritana revelou que elas são gradacionais entre si e

passam de um litotipo ao outro por modificações quantitativas nas proporções minerais, traduzindo os

processos magmáticos de diferenciação e acumulação. As diversas fácies deste maciço constituem, na

verdade, um único corpo gabro-anortosítico diferenciado (Jesus 1997).

O estudo de química mineral foi efetuado no plagioclásio, piroxênios e óxidos de Fe-Ti. Os grãos de

plagioclásio foram classificados como labradorita. O ortopiroxênio posicionou-se no limite entre enstatita e

ferrossilita. O clinopiroxênio foi classificado como salita e augita. Os dados mineraloquímicos permitiram

calcular geotermômetros e geobarômetros, os quais forneceram temperaturas de 800ºC, através do método de

Wells (1977), e pressões em torno de 7 kbar, através do método de Wood & Banno (1973).

O estudo geoquímico deste maciço permitiu classificá-lo como pertencente à série toleiítica. Os elementos

terras raras mostraram que as diversas fácies evoluíram pelo fracionamento de uma única série comagmática

e cogenética. A sua evolução magmática enquadra-se no modelo de cristalização fracionada (Jesus 1997).

O Maciço de Carapussê, estudado por Macêdo (2000), é um corpo intrusivo, constituído quase que na sua

totalidade por anortositos, com pequenas variações de granulometria, textura e estrutura (Fig. II.12).

Macroscopicamente, estas rochas são de coloração cinza, granulação grossa a muito grossa, ora maciças, por

vezes orientadas. Microscopicamente, apresentam dois grupos de texturas distintos. O primeiro grupo

congrega as texturas reliquiares que foram resultantes dos processos magmáticos primários que deram

origem ao corpo. O segundo grupo resultou dos processos metamórficos e deformacionais que afetaram a

intrusão (Macêdo 2000).

A análise modal revelou que as rochas deste maciço são constituídas de plagioclásio (>90%), piroxênios (5-

8%), óxidos de Fe-Ti (5%), anfibólio (4%), biotita (2%) e olivina (traços). Quartzo, apatita e zircão

apresentam-se como acessórios. O plagioclásio apresenta-se como megacristais com tamanhos de 1 a 5 cm,

freqüentemente envolvidos por grãos poligonizados e recristalizados, e também como cristais de pequenas

dimensões, com tamanho médio entre 0,3 a 0,7 mm, que envolvem os megacristais, constituindo os domínios

recristalizados. Os dois tipos de piroxênios estão presentes nos espaços intergranulares dos grãos de

plagioclásio e possuem tamanho médio de 0,5 a 1 mm. Geralmente estão recristalizados e apresentam-se

coroados por anfibólio, biotita e óxidos de Fe-Ti, ou com ex-soluções. O anfibólio apresenta-se como cristais

esverdeados, tamanho médio de 5 mm, e sempre associado aos piroxênios, biotita e óxidos de Fe-Ti. A

biotita, de coloração marrom, forma agregados associados aos demais minerais máficos. Os óxidos de Fe-Ti

estão presentes nos espaços intergranulares dos grãos de plagioclásio e associados aos minerais máficos,

como produtos de alteração secundária. A olivina, pouco freqüente, se apresenta associada aos demais

minerais máficos (Macêdo 2000).

As composições químicas mostraram que os minerais foram completamente reequilibrados durante o

metamorfismo, embora guardem aspectos reliquiares plutônicos. O plagioclásio apresenta teores médios em

torno de An

68-70

, tipo labradorita-bitownita, não existindo variações marcantes entre a composição dos

megacristais e dos indivíduos poligonizados. Os piroxênios apresentam-se em série contínua, onde o

ortopiroxênio varia em torno de En

30-60

10-12

, e a augita-ferroaugita, de En

35-52

10-35

30-38

. Os

cristais euédricos de anfibólio são predominantemente Mg-hornblenda/Fe-hornblenda e os grãos

xenomórficos são pargasitas e mais raramente edenitas. A biotita é retrometamórfica e ocorre

invariavelmente em formas de palhetas, associada aos anfibólios. A geotermobarometria sugeriu que o

metamorfismo das rochas do Maciço de Carapussê se processou a temperaturas de 800

C, pelos

geotermômetros de Wood & Banno (1973) e Wells (1977) e a pressões de 6-7 kb, pelos geobarômetros de

Hammarstron & Zen (1986), Johnson & Rutherford (1989), Hollister et al. (1987) e Schmidt (1992) (In:

Yavuz 1998).

Com base nas sugestões aventadas por Cruz (1989), as rochas que constituem o Maciço de Carapussê seriam

provenientes de magmas parentais subalcalinos toleiíticos, considerando-se que estes seriam os únicos tipos

de magmas cuja composição permitiria a geração destes tipos de rochas acumulativas. Geoquimicamente, ele

apresenta similaridade com os outros maciços anortosíticos do Sul da Bahia, estando perfeitamente

correlacionado com o da Samaritana, de localização adjacente (Macêdo 2000).

III.1.3 - Maciço de Potiraguá

O Maciço de Potiraguá é formado por anortositos, que formam a massa principal do corpo e,

subordinadamente, leucogabros, troctolitos e um conjunto de diques gabróicos (Fig. II.13). Este enxame de

diques de granulação fina acompanha a estrutura estirada do corpo. As rochas anortosíticas deste maciço são

de coloração cinza-escuro a preta e apresentam textura grossa, predominantemente do tipo adcumulato, e

estas texturas magmáticas acumulativas encontram-se preservadas (Bordini 2003).

As rochas anortosíticas de Potiraguá foram classificadas com base no diagrama de classificação das rochas

máficas de Streckeisen (1976) (Fig. III.1A). As composições modais (Fig. III.1B) e as normativas (Fig.

III.1C) foram plotadas neste diagrama, e embora a aplicação da norma CIPW na determinação das

proporções mineralógicas tenha sido muito questionada, sobretudo para rochas hidratadas, foi verificada uma

boa correlação entre as determinações obtidas pelos dois métodos para este maciço (Bordini 2003).

Figura III.1 - (A) diagrama de classificação das rochas máficas (Streckeisen 1976); (B) classificação

modal das rochas anortosíticas de Potiraguá; (C) classificação normativa das rochas anortosíticas de

Potiraguá (Bordini 2003).

Utilizando a classificação modal e/ou normativa, as rochas anortosíticas de Potiraguá foram classificadas

como:

x anortositos (IC = 0-10) - constituídos essencialmente de plagioclásio;

x anortositos troctolíticos (IC=10-22,5) - constituídos de plagioclásio e olivina;

x olivina leucogabros (IC= <35) - constituídos de plagioclásio, olivina e clinopiroxênio.

Com base nas observações petrográficas e na determinação modal e/ou normativa das rochas anortosíticas de

Potiraguá, foi possível caracterizar dois grupos de rochas:

x grupo anortosítico-troctolítico - constituído de rochas que variam de anortositos, anortositos troctolíticos

até Ol-leucogabros, com quantidades de minerais máficos entre 5 e 25%, juntamente com 75 a 95% de

plagioclásio tabular, dominando as parte centrais e oeste do maciço;

x grupo anortosítico - constituído essencialmente de anortositos e ocorre exclusivamente nas partes leste e

sudeste do maciço.

A análise microscópica evidenciou dois tipos de plagioclásio, que foram denominados de plagioclásio

tabular e de plagioclásio equidimensional. Os grãos tabulares são euédricos a subédricos, podem alcançar até

2,0 cm de comprimento, geralmente estão geminados segundo a lei albita, mostram orientação incipiente e

ocorrem em percentuais que variam de 75 a 90%. Os grãos equidimensionais são caracterizados por uma

textura adcumulática perfeita, podem alcançar até 1,0 cm de diâmetro, estão geminados segundo as leis albita

e periclina, e ocorrem em percentuais iguais ou superiores a 90%. Além do plagioclásio, os minerais

primários das rochas anortosíticas do Maciço de Potiraguá são olivina, clinopiroxênio (ortopiroxênio?),

óxidos de Fe-Ti e apatita. Os principais minerais varietais são a olivina, cuja proporção modal

freqüentemente é maior que 5%, e a ilmenita. Os anfibólios são, aparentemente, de origem secundária,

juntamente com outros minerais de alteração (biotita, clorita, etc).

As análises de química mineral mostraram que os dois grupos de plagioclásio apresentam composições

diferentes. O plagioclásio tabular, do grupo anortosítico-troctolítico, foi classificado como andesina (An

48-54

enquanto que o equidimensional, do grupo anortosítico, foi classificado como bitownita (An

70-76

). A olivina,

nos dois grupos de rochas anortosíticas, mostrou pouca variação (Fo

73-79

). Os piroxênios ocorrem sempre em

proporções menores do que a olivina, com clinopiroxênio predominando sobre o ortopiroxênio, tendo este

último se formado às expensas de outros minerais máficos. O clinopiroxênio (En

40-43

12-16

41-48

) é do tipo

salita-augita e o ortopiroxênio (En

71-77

) é rico no componente enstatita. O anfibólio ocorre, sobretudo, como

borda de reação nos minerais máficos. Às vezes, ele substitui quase que inteiramente os cristais de piroxênio,

restando apenas um pequeno núcleo do mineral primário. Muito provavelmente, estes anfibólios são de

origem secundária ou metamórfica (Bordini et al. 2001a). Quase que invariavelmente eles têm uma

tendência a serem enriquecidos no componente pargasita. Localmente, ocorrem texturas coroníticas, com o

desenvolvimento de anfibólio às custas da olivina e dos piroxênios, que podem indicar recristalizações

subsolidus ou condições retrometamórficas (Bordini 2003).

O geotermômetro de Lindsley & Anderson (1983) forneceu temperaturas de fechamento do clinopiroxênio

entre 940 e 1160

C e do ortopiroxênio entre 800 e 900

C, que correspondem às temperaturas mínimas de

equilíbrio de cada mineral. A temperatura obtida pelo ortopiroxênio indica equilíbrio em condições

subsolidus correspondente à temperatura de formação de coroas, bordas de reação e simplectitos na interface

olivina/plagioclásio. De fato, as temperaturas de equilíbrio do par clinopiroxênio-ortopiroxênio, onde

ocorrem juntos nas coroas da olivina, calculadas pelo geotermômetro de Wood & Banno (1973) e de Wells

(1977), foram estimadas entre 845-1000

C. As temperaturas obtidas pelo geotermômetro de Holland &

Blundy (1994) para o par anfibólio-plagioclásio, em assembléias livres de quartzo e pressões de 5 a 10 kbar,

ficaram entre 837 e 902

C. As temperaturas assim determinadas permitem inferir uma temperatura de

cristalização das rochas do Maciço de Potiraguá entre 1040 e 950

C (formação de coroas). Reações

subsolidus foram efetivas pelo menos entre 950 e 800

C, com a formação de ortopiroxênio e anfibólio nas

bordas da olivina e substituição do clinopiroxênio pelo anfibólio (Bordini 2003).

A composição calculada para o magma parental das rochas anortosíticas de Potiraguá revela um magma de

natureza alcalina, rico em Fe-Al-Ti além de P, Ba, Sr e ETR leves. A associação de anfibólio rico no

componente pargasita com clinopiroxênio do tipo salita é típica das rochas da série alcalina, e constitui mais

uma evidência do caráter alcalino deste magma. As características gerais de elementos maiores, traços e ETR

do Maciço de Potiraguá apontaram para uma origem mantélica de uma fonte do tipo OIB (ambiente

intraplaca continental) (Bordini 2003).

III.2 - Análises petrográficas e de química mineral

Segundo Streckeisen (1976), o termo anortosito refere-se estritamente às rochas ígneas que consistem 90%

ou mais de plagioclásio. Neste trabalho, será considerado como anortosito a rocha com 90% ou mais de

plagioclásio, esteja ela metamorfisada ou não, e como rocha anortosítica a rocha gabróica com 65 a 90% de

plagioclásio. Apesar das rochas em estudo estarem metamorfisadas, optou-se por não utilizar a nomenclatura

meta-anortosito ou meta-gabro, seguindo as recomendações de Ashwal (1993). A figura III.1A mostra o

diagrama de classificação e nomenclatura das rochas gabróicas com base nas proporções modais de

plagioclásio, olivina e piroxênios (Streckeisen 1976).

III.2.1 - Metodologia

As análises petrográficas efetuadas nesta pesquisa foram feitas com dois objetivos principais. O primeiro, foi

de conhecer a mineralogia e classificar as rochas dos maciços de Rio Piau, Samaritana/Carapussê e

Potiraguá. Sendo assim, os aspectos petrográficos abordados neste item correspondem a uma observação

geral da mineralogia e das texturas destas rochas, sem os refinos de uma petrografia clássica. Mesmo assim,

serão apresentadas algumas fotomicrografias das rochas e dos minerais analisados. O segundo objetivo, este

sim o foco deste trabalho, foi a identificação das microestruturas presentes nas rochas anortosíticas, com

ênfase para o plagioclásio, pois estas microestruturas serão utilizadas para a identificação dos mecanismos de

deformação que atuaram nestes maciços. Estas microestruturas serão apresentadas, em detalhe, através das

pranchas que se encontram no capítulo V, e discutidas no decorrer do referido capítulo. As descrições

petrográficas detalhadas desses maciços encontram-se em Cruz (1989), Jesus (1997)/Macêdo (2000) e

Bordini (2003), respectivamente.

Na presente pesquisa foram analisadas, inicialmente, 76 lâminas delgadas que já tinham sido descritas pelos

autores acima citados. Destas, 10 eram do Maciço do Rio Piau, 36 de Samaritana/Carapussê e 30 de

Potiraguá, que foram analisadas ao microscópio óptico do Laboratório de Metalogênese da Universidade

Federal da Bahia. Além destas, 51 amostras coletadas durante as missões de campo realizadas nesta pesquisa

(19 do Maciço de Rio Piau, 23 de Samaritana/Carapussê e 9 de Potiraguá), foram laminadas e analisadas no

Laboratório de Tectonofísica da Universidade de Montpellier II, Montpellier, França. Neste laboratório, estas

rochas foram estudadas na lupa binocular Wild Heerbrugg, que permite observar a lâmina inteira no seu

campo de visão, em luz plana e com nicóis cruzados, e ao microscópio óptico Leitz DMRXP, e foram

fotografadas em uma câmera digital Coolpix 990 da Nikon com Superhigh-performance 3X, acoplada ao

microscópio óptico e à lupa. As fotomicrografias foram transferidas para um microcomputador e tratadas nos

softwares Adobe Photoshop 6.0, Adobe Illustrator 7.0 e Corel Photo-Paint 11.

Para classificar as rochas dos maciços de Rio Piau e Samaritana/Carapussê utilizou-se, nesta pesquisa, os

diagramas de Streckeisen (1976) para rochas máficas (Pl-Ol-Px e Pl-Cpx-Opx), com base nas composições

normativas. Os dados utilizados para os cálculos destas composições foram obtidos das análises químicas de

rocha total dos maciços acima citados, disponíveis em Cruz (1989) e Jesus (1997)/Macêdo (2000),

respectivamente. As composições normativas CIPW foram calculadas pelo programa MINPET 2.02 (Richard

1994), que segue as recomendações de Irvine & Baragar (1971) para o cálculo do FeO e Fe

e os

resultados obtidos foram plotadas em diagramas ternários. A escolha da composição normativa baseou-se na

utilização destas por Bordini (2003) para o Maciço de Potiraguá, a qual apresentou uma boa correlação com

a composição modal (Figs. III.1B e III.1C), e também por Paixão & Oliveira (1998), para as rochas

anortosíticas do Complexo Lagoa da Vaca, situado na borda oeste do Bloco Uauá. Quanto ao Maciço de

Potiraguá, o diagrama de classificação apresentado por Bordini (2003) e reproduzido na figura III.1, está de

acordo com as observações petrográficas das rochas deste maciço efetuadas neste trabalho.

Apesar de já existirem dados de química mineral de todos os maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia,

foram feitas algumas análises no escopo da presente pesquisa com finalidades mais específicas. Assim como

foi ressaltado no primeiro parágrafo deste item, as mesmas justificativas ali apresentadas para as análises

petrográficas são válidas também para as análises de química mineral. Estas análises não se propuseram a

extrair toda a gama de informações para as quais elas são utilizadas. Neste estudo, buscou-se adquirir dados

da composição química de porfiroclastos de plagioclásio e matriz, e de grãos de plagioclásio com e sem

aspectos deformacionais, com o objetivo de auxiliar na interpretação das microestruturas. Além disso, foi

importante conhecer as composições químicas da biotita e do anfibólio para os quais foram feitas análises

isotópicas Ar/Ar. Todas as análises foram efetuadas em pontos cuidadosamente pré-selecionados para que os

objetivos fossem alcançados.

Para a obtenção de dados da composição química de minerais, foram selecionadas 5 amostras, sendo 3 do

Maciço do Rio Piau (CM25, CM28 e CM29) e 2 de Samaritana/Carapussê (CM09 e CM19), as quais foram

analisadas, preferencialmente, para plagioclásio, piroxênio, anfibólio e biotita. Estas análises foram

realizadas no Laboratório de Tectonofísica da Universidade de Montpellier II, França, utilizando-se uma

microssonda eletrônica do tipo Cameca SX 100 com 5 espectrômetros. As condições físicas de operação

deste equipamento foram: 20 kV de tensão, 15 nA de intensidade de corrente e 50 Pm de espessura do raio

incidente. Foram analisados os elementos SiO

, Al

, FeO, MgO, CaO, TiO

, MnO, Na

O e K

O, utilizando

silicatos naturais como padrões. O tempo de análise para cada elemento foi de 10s.

Das 170 análises efetuadas, foram utilizadas apenas aquelas que se apresentavam dentro dos padrões de

confiabilidade normalmente aceitos. Os resultados analíticos de todas as fases minerais investigadas,

extraídos da microssonda em termos do percentual em peso de seus óxidos constituintes, foram lançados,

inicialmente, no programa PASFORM (Bjerg et al.1995) para a obtenção das fórmulas estruturais.

Posteriormente, para o cálculo dos parâmetros químicos de cada mineral e plotagem dos dados em

diagramas, foram utilizados os programas MINPET (Richard 1994), PYROXCAL (Yavuz 2001),

NEWAMPHICAL (Yavuz 1999) e BIOTHERM (Yavuz & Özta 1997), para plagioclásio, piroxênios,

anfibólio e biotita, respectivamente. Os cálculos para biotita e anfibólio foram feitos em base anidra. O

número de oxigênios fixado para o cálculo das fórmulas estruturais está referido em cada tabela ao longo

deste capítulo. A apresentação dos resultados das fases minerais analisadas será feita por maciço.

Para a localização das amostras utilizadas para as análises petrográficas e de química mineral, foram

utilizados os mapas esquemáticos existentes dos maciços de Rio Piau e Samaritana/Carapussê, elaborados

respectivamente por Cruz (1989) e Jesus (1997)/Macêdo (2000). As coordenadas UTM das amostras

coletadas foram lançadas no programa MINPET, tratadas no software Adobe Illustrator 7.0 e superpostas aos

mapas esquemáticos existentes. As distorções entre os contornos dos maciços e a localização de fazendas e

pontos amostrados devem-se, provavelmente, às diferentes maneiras utilizadas para a marcação dos pontos.

Na presente pesquisa foi utilizado um GPS para a obtenção destas coordenadas.

III.2.2 - Maciço do Rio Piau

As rochas anortosíticas do Maciço do Rio Piau foram plotadas no diagrama de classificação de rochas

máficas de Streckeisen (1976). Como pelo diagrama Pl-Ol-Px elas situaram-se sobre o lado Pl-Px, foi

utilizado o diagrama Pl-Opx-Cpx para uma classificação mais precisa. Por este diagrama, as rochas

anortosíticas foram classificadas como anortositos, leucogabros, leucogabronoritos e gabronoritos (Fig.

III.2). Esta classificação é normativa e foi obtida das análises químicas de rocha total efetuadas por Cruz

(1989). Ela concorda, em grande parte, com a classificação modal daquele autor validando a sua utilização

para o fim proposto. Vale ressaltar que a amostra menos diferenciada deste conjunto corresponde ao

gabronorito fino, para a qual Cruz (1989) sugere que seja uma borda resfriada deste maciço. A localização

das amostras analisadas para petrografia e química mineral neste trabalho encontra-se na figura III.3.

As análises de química mineral tiveram como objetivo a determinação da composição química do

plagioclásio com aspectos deformacionais, do anfibólio, principalmente para os quais foram feitas análises

isotópicas Ar/Ar, e dos piroxênios. Estes dados também permitiram a determinação da temperatura de

equilíbrio do par anfibólio-plagioclásio através do geotermômetro de Holland & Blundy (1994).

Figura III.2 - Diagrama de classificação das rochas máficas do Maciço do Rio Piau (Streckeisen

1976). A nomenclatura das rochas na legenda refere-se à classificação modal das rochas anortosíticas,

segundo Cruz (1989).

Figura III.3 - Mapa esquemático do Maciço do Rio Piau com a localização das amostras utilizadas

ara as análises petrográficas, isotópicas e de química mineral (modificado de Cruz 1989).

III.2.2.1 - Plagioclásio

O plagioclásio do Maciço do Rio Piau apresenta-se de diversas formas. A maior parte é constituída de

cristais equidimensionais subédricos, tamanho médio de 12 mm, contatos retos a quase retos, e geminação

tipicamente magmática, preferencialmente segundo a lei albita. Outra parte apresenta-se como cristais

equidimensionais, tamanho médio de 4 mm, sem geminação e de contatos irregulares. Também existem

pequenos cristais com tamanho médio de 0,8 mm, com características dos dois tipos de cristais descritos

acima. Ocasionalmente apresentam aspectos de deformação plástica incipiente, tais como geminação

mecânica em cunha nas bordas dos grãos, kinks e extinção ondulante. Freqüentemente encontram-se

microfraturados, saussuritizados e com feições de ex-solução nas bordas, com a formação de albita,

pequenos cristais de quartzo intersticial devido à liberação da sílica pela alteração dos minerais, e de K-

feldspato. As pranchas III.1 e III.2 mostram alguns aspectos texturais das rochas anortosíticas do Maciço do

Rio Piau, bem como formas de apresentação do plagioclásio acima citadas.

Os dados da composição química dos grãos de plagioclásio das amostras CM25, CM28 e CM29 encontram-

se nas tabelas III.1a e III.1b. O plagioclásio da amostra CM25, de composição An

56-58

41-43

0,9-1,3

apresentou teores de CaO que variaram de 11,3 a 11,7% e de Na

O entre 4,5 e 4,8%. Na amostra CM28, de

composição An

61-76

23-39

0,4-1,1

, os teores de CaO variaram de 12,2 a 15,4% e os de Na

O de 2,6 a 4,3%.

Para a CM29, a composição determinada foi An

63-70

30-37

0,6-0,8

, com teores de CaO entre 3,3 e 4,4% e de

O entre 12,4 e 14,2%. Estes dados foram plotados no diagrama triangular OrAbAn e os grãos de

plagioclásio situaram-se nos campos da labradorita (CM25,28 e 29) e da bitownita (CM28 e 29) (Fig. III.4).

Figura III.4 - Classificação do plagioclásio das rochas anortosíticas do Maciço de Rio Piau segundo o

diagrama OrAbAn (Deer et al. 1963).

(a) (b)

Prancha III.1

0 0,5 1,0cm

Prancha III.1 - Fotomicrografias dos aspectos gerais das rochas anortosíticas do Maciço do Rio

Piau.

(a) Aspecto geral de uma rocha anortosítica mostrando a existência de níveis mais ricos em

determinados minerais (destacados em vermelho). A parte inferior direita da lâmina é dominada

por anfibólio, a intermediária por piroxênios (observar a presença de um grande cristal no canto

inferior esquerdo da lâmina), e a superior por plagioclásio. A presença de cristais de anfibólio e

piroxênio alinhados confere a rocha uma foliação incipiente. Lâmina CM29 em luz plana.

(b) Aspecto geral da mineralogia de uma rocha anortosítica. Nesta amostra, os grãos de plagioclásio

apresentam-se, preferencialmente, com formas equidimensionais, euédricos, com contatos retos a

quase retos e com geminação primária segundo a lei albita. Estes grãos apresentam-se límpidos,

sem indícios de deformação ou de alteração de baixa temperatura. Mesma lâmina delgada de (a)

com nicóis cruzados.

preferencialmente, subédricos, equidimensionais, e de contatos irregulares, e subordinadamente,

como cristais euédricos, de contatos retos e com geminação primária segundo a lei albita. Alguns

grãos apresentam indícios de uma deformação plástica incipiente, tais como extinção ondulante,

kinks e presença de geminação mecânica em cunha nas bordas. Observar a presença de uma fratura

aberta na metade superior da lâmina, que não desloca os minerais. Os grãos de plagioclásio

apresentam alterações de baixa temperatura. Lâmina CM25 com nicóis cruzados.

(d) Aspecto geral de uma rocha anortosítica mostrando a forma de apresentação dos minerais. Na

borda direita da lâmina observa-se a presença de grãos de anfibólio euédricos e límpidos. Os grãos

de plagioclásio apresentam-se, preferencialmente, subédricos, equidimensionais, de contatos retos

e sem alterações de baixa temperatura. Lâmina CM28 com nicóis cruzados.

(a) (b)

(e) (f)

Prancha III.2

0 1,0mm

0 0,5 1,0mm

0 1,0mm

Prancha III.2 - Fotomicrografias da mineralogia das rochas anortosíticas do Maciço do Rio Piau

(nicóis cruzados).

(a) Grão de plagioclásio com geminação albita magmática, apresentando contatos retos e com pontos

tríplices a 120º, indicando cristalização em altas temperaturas. O grão de plagioclásio sem

geminação está microfraturado e possui pequena inclusão de anfibólio euédrico. Lâmina CM29-

64/40.

(b) Grãos de plagioclásio com limites retos e junções tríplices a 120º indicando cristalização em altas

temperaturas. O grão cinza e sem geminação, localizado na porção inferior direita da lâmina,

apresenta geminação em cunha que se estende da borda em direção ao centro do grão. Lâmina

CM28-86/8.

(d) Grão de plagioclásio com geminação primária segundo a lei Carlsbad, com inclusão de anfibólio

euédrico, e apresentando kink no plano da geminação. Lâmina CM28-75/20.

(e) Grão de plagioclásio com extinção ondulante. Lâmina CM25-70/30.

(f) Grãos de plagioclásio apresentando alterações de baixas temperaturas. Lâmina CM25-72/38.

Tabela III.1a - Análises químicas do plagioclásio do Maciço do Rio Piau.

Amostra

CM-25 CM-25 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28

Ponto

3 56791011121315161920

Posição

borda borda centro borda borda borda borda centro centro borda borda centro borda

SiO

53,632 53,688 52,075 51,570 52,641 52,791 52,273 51,968 51,803 52,584 52,485 52,802 52,830

TiO

0,007 0,002 0,023 0,017 0,017 0,000 0,020 0,002 0,020 0,002 0,010 0,015 0,005

29,647 29,337 30,747 31,125 30,121 30,138 30,516 30,662 30,947 30,272 30,093 30,340 30,233

0,013 0,000 0,000 0,015 0,000 0,004 0,000 0,000 0,003 0,000 0,000 0,023 0,007

FeO

0,198 0,152 0,126 0,134 0,100 0,107 0,199 0,196 0,163 0,252 0,194 0,124 0,172

MnO

0,000 0,005 0,017 0,000 0,008 0,000 0,000 0,012 0,000 0,000 0,009 0,001 0,000

MgO

0,000 0,000 0,000 0,000 0,005 0,000 0,008 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

CaO

11,308 11,609 12,942 13,236 12,468 12,236 12,413 12,945 13,029 12,636 12,296 12,440 12,538

4,761 4,491 3,831 3,641 4,214 4,193 4,026 3,820 3,858 4,126 4,148 4,094 4,230

0,157 0,230 0,134 0,159 0,154 0,119 0,147 0,169 0,158 0,153 0,184 0,183 0,128

Total

99,723 99,514 99,895 99,897 99,728 99,588 99,602 99,774 99,981 100,025 99,419 100,022 100,143

Fórmula estrutural baseada em 8 oxigênios

2,428 2,436 2,363 2,342 2,390 2,397 2,376 2,362 2,351 2,383 2,390 2,389 2,389

0,000 0,000 0,001 0,001 0,001 0,000 0,001 0,000 0,001 0,000 0,000 0,001 0,000

1,582 1,569 1,644 1,666 1,612 1,613 1,635 1,643 1,655 1,617 1,615 1,618 1,611

0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000

0,007 0,006 0,005 0,005 0,004 0,004 0,008 0,007 0,006 0,010 0,007 0,005 0,007

0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

0,548 0,564 0,629 0,644 0,606 0,595 0,604 0,630 0,633 0,613 0,600 0,603 0,608

0,418 0,395 0,337 0,321 0,371 0,369 0,355 0,337 0,339 0,363 0,366 0,359 0,371

0,009 0,013 0,008 0,009 0,009 0,007 0,009 0,01 0,009 0,009 0,011 0,011 0,007

42,87 40,64 34,60 32,96 37,63 38,00 36,67 34,49 34,56 36,85 37,46 36,90 37,63

56,21 58,02 64,58 66,12 61,46 61,28 62,40 64,48 64,53 62,23 61,41 61,97 61,66

0,92 1,34 0,82 0,92 0,91 0,72 0,93 1,03 0,91 0,92 1,13 1,13 0,71

Tabela III.1b - Análises químicas do plagioclásio do Maciço do Rio Piau (cont.).

Amostra

CM-28

CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-29 CM-29 CM-29 CM-29 CM-29

Ponto

23 24 25 26 29 33 38 47 49 51 57 65

Posição

centro

borda borda borda centro borda centro borda borda borda

SiO

52,710

48,594

50,100 51,914 50,260 49,565 52,201 52,958 52,785 51,078 51,963 50,652 52,442

TiO

0,013

0,092

0,002 0,000 0,005 0,000 0,000 0,028 0,012 0,023 0,018 0,000 0,023

30,331

32,980

32,200 30,732 32,203 32,385 30,456 30,231 30,342 31,444 30,949 31,661 30,134

0,009

0,000

0,003 0,003 0,000 0,000 0,010 0,026 0,013 0,001 0,000 0,003 0,004

FeO

0,104

0,009

0,291 0,154 0,012 0,014 0,187 0,152 0,188 0,319 0,284 0,110 0,068

MnO

0,008

0,017

0,000 0,000 0,000 0,012 0,000 0,000 0,015 0,021 0,003 0,000 0,014

MgO

0,000

0,010 0,000 0,000 0,007 0,000 0,017 0,000 0,005 0,020 0,000 0,000

CaO

12,535

15,423

14,633 12,926 14,721 14,753 12,807 12,257 12,363 13,064 13,200 14,228 12,476

4,014

2,611

3,072 3,997 3,166 3,015 4,131 4,295 4,384 3,776 3,861 3,350 4,068

0,178

0,064

0,087 0,113 0,082 0,069 0,100 0,111 0,078 0,054 0,087 0,136 0,105

Total

99,902

100,238

100,398 99,839 100,790 100,116 99,892 100,075 100,180 99,785 100,385 100,152 99,334

Fórmula estrutural baseada em 8 oxigênios

2,388 2,218 2,276 2,359 2,274 2,259 2,370 2,394 2,386 2,325 2,350 2,303 2,389

0,000 0,003 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,001 0,001 0,000 0,001

1,619 1,774 1,724 1,645 1,717 1,739 1,630 1,611 1,617 1,687 1,650 1,696 1,618

0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

0,004 0,000 0,011 0,006 0,001 0,001 0,007 0,006 0,007 0,012 0,011 0,011 0,003

0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,001 0,000 0,000 0,001

0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000

0,608 0,754 0,712 0,629 0,714 0,720 0,623 0,594 0,599 0,637 0,640 0,693 0,609

0,353 0,231 0,271 0,352 0,278 0,266 0,364 0,376 0,384 0,333 0,339 0,295 0,359

0,010 0,004 0,005 0,007 0,005 0,004 0,006 0,006 0,004 0,003 0,005 0,008 0,006

36,35 23,36 27,43 35,63 27,88 26,87 36,66 38,52 38,91 34,22 34,45 29,62 36,86

62,62 76,24 72,06 63,66 71,62 72,73 62,74 60,86 60,69 65,47 65,04 69,58 62,53

1,03 0,40 0,51 0,71 0,50 0,40 0,60 0,62 0,40 0,31 0,51 0,80 0,61

III.2.2.2 - Piroxênios

Os piroxênios do Maciço do Rio Piau ocorrem freqüentemente como cristais euédricos a subédricos, repletos

de inclusões e de aspecto magmático. Ocorrem ainda como pequenos cristais recristalizados e poligonizados,

e como ex-soluções. Freqüentemente estão substituídos por anfibólio, biotita e clorita. Não apresentam

aspectos de deformação tais como encurvamento de clivagem (Pranchas III.3a, III.3b).

Os dados da composição química dos piroxênios deste maciço encontram-se na tabela III.2. O

clinopiroxênio, de composição En

, apresenta os seguintes teores: FeO - 15,44%; MgO - 10,12%; e

CaO - 19,93%. Quando plotado no diagrama triangular WoEnFs, situou-se no campo da augita (Fig. III.5).

Tabela III.2 - Análises químicas dos piroxênios do Maciço do Rio Piau.

Amostra

CM29 CM29 CM29

Tipo do piroxênio

Clinopiroxênio ortopiroxênio ortopiroxênio

Ponto

58 68

Posição

Borda

borda borda

SiO

50,468 49,189 49,685

TiO

0,237 0,090 0,063

1,753 0,699 0,642

0,018 0,004 0,000

2,664 2,118 1,345

FeO

15,438 35,209 34,624

MnO

0,351 0,848 0,868

MgO

10,116 12,275 12,953

CaO

19,935 0,712 0,670

0,262 0,011 0,000

0,001 0,002 0,010

Total

101,243 101,157 100,860

Fórmula estrutural baseada em 6 oxigênios

1,925 1,949 1,963

0,007 0,003 0,002

0,079 0,033 0,030

0,001 0,000 0,000

0,007 0,063 0,040

0,492 1,167 1,144

0,011 0,028 0,029

0,575 0,725 0,763

0,815 0,030 0,028

0,019 0,001 0,000

0,000 0,000 0,001

41,35 1,50 1,42

29,19 36,01 38,06

29,46 62,49 60,52

Prancha III.3

(a)

0 1,0mm

(e)

0 0,5 1,0mm

(f)

0 0,5 1,0mm

(b)

0 0,5 1,0mm

(c)

0 0,5 1,0mm

(d)

0 0,15 0,3mm

Prancha III.3 - Fotomicrografias da mineralogia das rochas anortosíticas do Maciço do Rio Piau.

(a) Grãos de piroxênio recristalizados ao redor de um cristal de plagioclásio. Alguns grãos de

piroxênio estão se desestabilizando para anfibólio e minerais opacos. Lâmina CM25-70/30 em luz

plana.

(b) Grão de piroxênio apresentando exsolução. O grão de plagioclásio em contato com este piroxênio

está alterado para minerais de baixa temperaturas. Lâmina CM25-78/35 com nicóis cruzados.

68/7 em luz plana.

(d) Anfibólio formado às custas da desestabilização do piroxênio. Lâmina CM29-87/9 em luz plana.

(e) Cristal de anfibólio euédrico em contato com piroxênio e minerais opacos, sem apresentar

alterações. Lâmina CM25-74/11 em luz plana.

(f) Mesma fotomicrografia anterior com nicóis cruzados.

O ortopiroxênio, de composição En

36-38

1,4-1,5

61-62

, apresentou os seguintes teores: MgO - 12,27 a

12,95%; FeO - 34,62 a 35,21%; e Al

- 0,64 a 0,69. Quando plotados no diagrama triangular WoEnFs,

situou-se no campo da ferrosilita (Fig. III.5).

Figura III.5 - Classificação dos piroxênios do Maciço de Rio Piau segundo o diagrama WoEnFs (Morimoto

et al. 1988).

III.2.2.3 - Anfibólio

O anfibólio do Maciço do Rio Piau ocorre nas seguintes formas: (i) como pequenos cristais euédricos, de

coloração castanha, incluso nos grãos de plagioclásio, sugerindo que é magmático (Pranchas III.2a, III.2c,

III.2d); (ii) como aglomerados de cristais euédricos, de coloração castanha (Pranchas III.3c, III.3e, III.3f); e

(ii) como cristais metamórficos, sendo produtos de alteração do clinopiroxênio (Prancha III.3d).

As análises na microssonda eletrônica para este mineral foram feitas, preferencialmente, nas inclusões dentro

dos grãos de plagioclásio e nos demais cristais euédricos destas amostras. As composições químicas do

anfibólio deste maciço encontram-se na tabela III.3. O anfibólio da CM28 apresenta teores de CaO variando

de 10,86 a 11,63%, MgO entre 6,58 e 9,03%, FeO de 19,66 a 22,07%, Al

de 12,06 a 13,40% e TiO

entre

1,04 e 2,79%. Os dados da composição química da amostra CM29 mostraram teores de CaO de 10,33 a

11,05%, de MgO entre 10,33 e 11,05%, de FeO entre 20,29 e 20,82%, e de Al

entre 11,59 e 11,80%.

Quando plotados no diagrama de Leake et al. (1997) situaram-se no campo da ferropargasita (Fig. III.6).

Tabela III.3 - Análises químicas do anfibólio do Maciço do Rio Piau.

Amostra

CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-28 CM-29

Ponto

3 4 5 8 14 27 28

32 34 35 36 41 46

Posição

centro

borda centro borda borda borda centro centro

centro

borda

SiO

40,41 41,80 40,57 40,74 40,65 40,86 40,23 40,86 40,44 41,06 41,53 41,69 41,60 41,87 41,53

TiO

2,36 2,16 2,79 2,71 2,79 2,67 1,99 2,28 2,52 2,40 1,14 1,12 1,04 2,17 2,74

12,29 12,60 12,12 12,40 12,06 12,34 13,24 12,84 12,20 12,07 13,23 13,24 13,40 11,36 11,59

0,03 0,02 0,01 0,03 0,00 0,03 0,02 0,01 0,00 0,04 0,04 0,03 0,02 0,04 0,09

FeO

22,07 21,57 21,65 20,93 21,25 20,36 21,30 20,48 21,59 20,78 19,96 19,66 19,92 20,41 20,29

MnO

0,27 0,27 0,29 0,26 0,25 0,21 0,21 0,21 0,22 0,22 0,26 0,27 0,25 0,20 0,22

MgO

6,97 6,58 7,25 7,43 7,36 7,43 7,34 7,47 7,43 7,88 8,85 8,94 9,03 7,82 8,08

CaO

10,94 11,04 11,12 11,13 11,11 11,53 11,29 11,04 10,89 11,06 10,93 10,86 10,90 11,63 11,05

1,42 1,28 1,49 1,44 1,39 1,23 1,31 1,26 1,59 1,50 1,57 1,50 1,54 1,08 1,69

1,15 1,20 1,14 1,17 1,11 1,42 1,37 1,20 0,98 0,95 0,95 0,93 0,90 1,24 0,87

Total

97,89 98,49 98,41 98,21 97,98 98,06 98,27 97,65 97,88 97,92 98,42 98,24 98,58 97,77 98,06

Fórmula estrutural baseada em 23 oxigênios

6,22 6,36 6,21 6,23 6,23 6,25 6,14 6,25 6,21 6,27 6,24 6,27 6,23 6,16 6,33

0,27 0,25 0,31 0,31 0,32 0,31 0,23 0,26 0,29 0,28 0,13 0,13 0,12 0,24 0,31

2,23 2,26 2,19 2,23 2,18 2,23 2,38 2,32 2,21 2,17 2,34 2,35 2,36 1,97 2,08

0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01

0,14 0,00 0,09 0,03 0,00 0,02 0,24 0,04 0,13 0,11 0,27 0,25 0,32 0,02 0,00

2,70 2,75 2,68 2,65 2,64 2,59 2,48 2,58 2,65 2,54 2,23 2,22 2,17 2,61 2,58

0,04 0,04 0,04 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,02 0,03

1,60 1,49 1,65 1,69 1,68 1,69 1,67 1,70 1,70 1,79 1,98 2,00 2,01 1,72 1,83

1,80 1,80 1,82 1,82 1,83 1,89 1,85 1,81 1,79 1,81 1,76 1,75 1,75 1,83 1,80

0,42 0,38 0,44 0,43 0,41 0,37 0,39 0,38 0,47 0,44 0,46 0,44 0,45 0,31 0,50

0,23 0,23 0,22 0,23 0,22 0,28 0,27 0,23 0,19 0,18 0,18 0,18 0,17 0,23 0,17

1,78 1,64 1,79 1,77 1,77 1,75 1,86 1,75 1,79 1,73 1,76 1,73 1,77 1,84 1,67

0,45 0,63 0,40 0,46 0,41 0,47 0,52 0,57 0,42 0,44 0,58 0,61 0,59 0,13 0,41

(Na+K)A

0,65 0,56 0,66 0,65 0,63 0,64 0,65 0,61 0,67 0,63 0,64 0,61 0,62 0,37 0,65

(Ca+Na)B

1,80 1,85 1,82 1,82 1,83 1,89 1,85 1,81 1,79 1,81 1,76 1,75 1,75 2,00 1,82

(Na)B

0,00 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,17 0,02

(Ca)B

1,80 1,80 1,82 1,82 1,83 1,89 1,85 1,81 1,79 1,81 1,76 1,75 1,75 1,83 1,80

Mg/(Mg+Fe

)

0,37 0,35 0,38 0,39 0,39 0,40 0,40 0,40 0,39 0,41 0,47 0,47 0,48 0,41 0,42

Figura III.6 - Classificação dos anfibólios do Maciço do Rio Piau segundo o diagrama de Leake e

al. (1997).

III.2.2.4 - Geotermometria

Visando estimar as condições de temperatura de cristalização do anfibólio do Maciço do Rio Piau, utilizou-

se o geotermômetro anfibólio-plagioclásio (Hb-Pl) de Holland & Blundy (1994), o qual se baseia nas

seguintes reações de equilíbrio:

edenita + 4 quartzo = tremolita + albita (termômetro A)

edenita + albita = richterita + anortita (termômetro B)

Segundo os autores supracitados, para rochas saturadas em sílica ambos os termômetros podem ser usados.

Como as rochas em estudo estão dentro dessa categoria, optou-se apenas pelo termômetro A, visto que este

apresentou melhores resultados.

A geotermometria Hb-Pl de Holland & Blundy (1994) foi realizada a partir das análises obtidas nos centros

dos pares ferropargasita-labradorita e ferropargasita-bitownita, ambos na amostra CM28. No par

ferropargasita-labradorita (anfibólio euédrico incluso no plagioclásio), a temperatura obtida foi de 868 r

C, enquanto que no par ferropargasita-bitownita, a temperatura encontrada foi de 874 r 40

C para um

intervalo de pressão entre 5 e 10 kbar (Tab. III.4).

Tabela III.4 - Dados de geotermometria obtidos pelo método Holland & Blubdy (1994) com

o par Hb-Pl (hornblenda-plagioclásio), para pressões estimadas entre 5 e 10 kbar.

Par Ferropargasita -labradorita Ferropargasita-bitownita

T (ed-tr)

868 r 40

C 874r 40

X(ab) no plagioclásio

0,35 0,28

III.2.3 - Maciço de Samaritana/Carapussê

As rochas anortosíticas do Maciço de Samaritana/Carapussê foram plotadas no diagrama de classificação de

rochas máficas de Streckeisen (1976) (Fig. III.7). Como pelo diagrama Pl-Ol-Px elas situaram-se sobre o

lado Pl-Px, foi utilizado o diagrama Pl-Opx-Cpx para uma classificação mais precisa. Por este diagrama, as

rochas anortosíticas apresentaram um trend contínuo de diferenciação de melagabro até anortosito. Elas

foram classificadas como melagabro, melagabronorito, gabronorito, leucogabronorito, leuconorito e

anortosito. Esta classificação baseou-se na composição normativa obtida das análises químicas de rocha total

efetuadas por Jesus (1997)/Macêdo (2000), e apresentou uma boa correspondência com as observações

petrográficas efetuadas nesta pesquisa, validando mais uma vez a sua utilização para o fim proposto. A

localização das amostras CM09 e CM19 utilizadas para os estudos petrográficos e de química mineral

encontra-se na figura III.8.

As análises mineraloquímicas para este maciço tiveram como principal objetivo a determinação das

composições químicas do plagioclásio nos seguintes tipos de grãos: porfiroclastos deformados e não

deformados, matriz recristalizada com e sem aspectos deformacionais, grãos da matriz com e sem

geminação, subgrãos, grãos formados por nucleação e grãos da matriz que adentram os porfiroclastos.

Também foram determinadas as composições químicas de anfibólio, piroxênios e biotita. Estes resultados

serão utilizados no capítulo V para a interpretação das microestruturas do plagioclásio encontradas nestas

rochas. No capítulo V, as microestruturas do plagioclásio das rochas anortosíticas do Maciço de

Samaritana/Carapussê e, conseqüentemente, os seus aspectos texturais, são mostrados em detalhe. Sendo

assim, para este maciço o leitor será referido às pranchas existentes naquele capítulo, não só para o

plagioclásio, mas também para as demais fases minerais.

Figura III.7 - Diagram a de classificação das rochas máficas do Maciço de Samaritana/Carapussê,

segundo Streckeisen (1976).

Figura III.8 - Mapa esquemático do Maciço de Samaritana/Carapussê (Cruz et al. 2000) com

localização das amostras utilizadas para os diversos objetivos desta pesquisa.

III.2.3.1 - Plagioclásio

O plagioclásio do Maciço de Samaritana/Carapussê apresenta-se como porfiroclastos e como uma matriz

recristalizada (Pranchas V.1, V.2, V.3c, V.3d). Estes porfiroclastos apresentam aspectos deformacionais, tais

como geminação mecânica (Pranchas V.3b, V.4c), kinks (Prancha V.4e), extinção ondulante (Prancha V.5a),

lamelas de deformação (Prancha V.5b) e encurvamento de rede cristalina (Pranchas V.4f, V.6e, V.7a). A

determinação das composições químicas deste mineral foi feita em porfiroclastos e grãos da matriz, com e

sem aspectos deformacionais. Os dados da composição química deste mineral encontram-se nas tabelas

III.5a e III.5b.

Os porfiroclastos apresentaram uma composição de An

53-62

35-45

1,4-4,1

e para os grãos da matriz a

composição obtida foi An

55-62

37-43

1,2-1,9.

Também foram analisados grãos de plagioclásio menores do que

1 µm pertencentes a um aglomerado de grãos com tamanhos similares, que podem ter se formado por

nucleação (Pranchas V.7a, V.7b). Estes grãos apresentaram uma composição de An

60-64

34-39

1,1-1,3

. Estes

resultados foram plotados no diagrama triangular OrAbAn e o plagioclásio foi classificado como labradorita

(Fig. III.9).

Figura III.9 - Classificação do plagioclásio do Maciço de Samaritana/Carapussê segundo o diagrama

OrAbAn (Deer et al. 1963).

Tabela III.5a - Análises químicas do plagioclásio do Maciço de Samaritana/Carapussê.

Amostra CM09 CM09 CM09 CM09 CM09

CM09

CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09

CM09

Ponto

1 2345

7 9 10 12 13 14 15 16 17 45

Posição

centro borda borda borda centro borda

centro

Tipo

porf. porf. porf. matriz porf.

matriz

matriz matriz matriz porf. matriz matriz porf. matriz matriz porf.

porf.

SiO

55,140 52,907

54,567

54,201 53,311 54,282 54,297 54,421 54,680 53,931 53,792 53,347 53,700 53,799 53,287 52,883 53,581

TiO

0,022 0,013

0,025

0,007 0,023 0,003 0,005 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000 0,003 0,020 0,008 0,008 0,012

28,897 30,286 28,989

29,143 29,881 29,341 29,341 29,229 29,112 29,517 29,498 29,913 29,717 29,301 29,989 30,114 29,760

0,000 0,003 0,000

0,000 0,000 0,016 0,000 0,016 0,026 0,012 0,010 0,000 0,000 0,000 0,006 0,000 0,015

FeO

0,118 0,156 0,149

0,174 0,176 0,171 0,178 0,184 0,153 0,142 0,136 0,151 0,114 0,187 0,152 0,134 0,158

MnO

0,000 0,005 0,000

0,001 0,003 0,000 0,009 0,000 0,012 0,000 0,004 0,012 0,000 0,000 0,004 0,009 0,009

MgO

0,000 0,000 0,000

0,000 0,000 0,000 0,000 0,015 0,000 0,017 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,010 0,000

CaO

10,719 12,171 10,783

11,269 11,941 11,342 11,163 11,245 11,202 11,447 11,668 12,062 11,560 11,528 11,890 12,479 11,796

4,990 4,234 4,793

4,675 4,365 4,641 4,694 4,842 4,781 4,473 4,450 4,243 4,234 4,557 4,320 4,063 4,328

0,358 0,273 0,278

0,307 0,251 0,265 0,279 0,276 0,272 0,281 0,271 0,226 0,644 0,247 0,211 0,312 0,376

Total

100,244 100,048 99,584

99,777 99,951 100,061 99,966 100,228 100,238 99,820 99,831 99,954 99,972 99,639 99,867 100,012 100,035

Fórmula estrutural baseada em 8 oxigênios

2,478

2,394 2,467 2,451 2,412 2,448 2,450 2,451 2,460 2,438 2,433 2,413 2,428 2,438 2,411 2,395 2,421

0,001

0,000

0,001 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000

1,530

1,615 1,545 1,553 1,593 1,559 1,560 1,551 1,544 1,572 1,573 1,594 1,584 1,565 1,599 1,607 1,585

0,000

0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,001 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001

0,004

0,006 0,006 0,007 0,007 0,006 0,007 0,007 0,006 0,005 0,005 0,006 0,004 0,007 0,006 0,005 0,006

0,000

0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

0,000

0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000

0,516

0,590 0,522 0,546 0,579 0,548 0,540 0,543 0,540 0,554 0,565 0,584 0,560 0,560 0,576 0,605 0,571

0,435

0,371 0,420 0,41 0,383 0,406 0,411 0,423 0,417 0,392 0,390 0,372 0,371 0,400 0,379 0,357 0,379

0,021

0,016 0,016 0,018 0,014 0,015 0,016 0,016 0,016 0,016 0,016 0,013 0,037 0,014 0,012 0,018 0,022

44,75

37,97 43,84 42,09 39,24 41,90 42,50 43,08 42,86 40,75 40,16 38,39 38,33 41,07 39,19 36,43 38,99

53,09

60,39

54,49 56,06 59,33 56,55 55,84 55,29 55,50 57,59 58,19 60,27 57,85 57,50 59,57 61,73 58,75

2,16

1,64 1,67 1,85 1,43 1,55 1,66 1,63 1,64 1,66 1,65 1,34 3,82 1,43 1,24 1,84 2,26

porf. - porfiroclasto

Tabela III.5b - Análises químicas do plagioclásio do Maciço de Samaritana/Carapussê (cont).

Amostra

CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09

CM19

CM19 CM19

Ponto

50 51 52 53 54 55 57 71 78 89 91 93

34 38 39 40

Posição

centro centro centro centro borda borda borda

Tipo

porf.

porf. porf. porf. porf. porf. matriz matriz matriz matriz matriz matriz matriz

g. nucl.

porf. matriz

SiO

53,292 52,806 53,144 52,984 52,740 53,350 52,943 54,205 53,852 52,994 52,665 54,263 54,278 51,482 51,664 52,736 53,118

TiO

0,017 0,030

0,000 0,003 0,000 0,000 0,010 0,000 0,012 0,027 0,023 0,005 0,000 0,000 0,012 0,000 0,002

29,887 29,987 29,934 30,127 29,921 29,938 29,802 29,296 29,347 29,953 30,174 29,105 29,099 30,216 30,936 30,206 29,925

0,000 0,015 0,000 0,016 0,000 0,000 0,010 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,009 0,003 0,029 0,000 0,000

FeO

0,176 0,156 0,135 0,171 0,131 0,140 0,158 0,126 0,356 0,463 0,142 0,165 0,175 0,079 0,104 0,124 0,156

MnO

0,008 0,004 0,001 0,003 0,006 0,004 0,008 0,017 0,005 0,000 0,000 0,012 0,000 0,000 0,006 0,004 0,006

MgO

0,000 0,000 0,007 0,000 0,000 0,025 0,000 0,020 0,005 0,002 0,010 0,005 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

CaO

12,215 12,405 12,135 12,283 12,285 12,181 12,279 11,269 11,454 12,034 12,476 11,279 11,305 11,840 13,133 12,079 12,085

4,272 3,898 4,242 4,123 4,028 4,212 4,113 4,750 4,543 4,328 4,084 4,617 4,623 4,291 3,900 4,334 4,369

0,329 0,547 0,318 0,300 0,705 0,325 0,312 0,252 0,210 0,258 0,276 0,299 0,317 0,182 0,196 0,214 0,218

Total

100,196 99,848 99,916 100,010 99,816 100,175 99,635 99,935 99,784 100,059 99,850 99,750 99,806 98,093 99,980 99,697 99,879

Fórmula estrutural baseada em 8 oxigênios

2,408 2,397 2,407 2,398 2,397 2,410 2,405 2,447 2,438 2,400 2,389 2,454 2,454 2,375 2,341 2,394 2,406

0,001 0,001

0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

1,592 1,604 1,598 1,607 1,603 1,594 1,596 1,559 1,566 1,599 1,613 1,551 1,550 1,643 1,652 1,616 1,598

0,000 0,001 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000

0,007 0,006 0,005 0,006 0,005 0,005 0,006 0,005 0,013 0,018 0,005 0,006 0,007 0,003 0,004 0,005 0,006

0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000 0,001 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

0,591 0,603 0,589 0,596 0,600 0,590 0,600 0,550 0,560 0,580 0,610 0,550 0,550 0,585 0,638 0,587 0,587

0,374 0,343 0,372 0,362 0,350 0,370 0,360 0,420 0,400 0,380 0,360 0,410 0,410 0,384 0,343 0,381 0,384

0,019 0,032 0,018 0,017 0,040 0,020 0,020 0,020 0,010 0,020 0,020 0,020 0,020 0,011 0,011 0,012 0,013

38,01 35,072 37,998 37,128 35,71 37,77 37,01 42,62 41,26 38,82 36,60 41,84 41,71 39,19 34,58 38,88 39,03

60,06 61,656

60,163 61,128 60,16 60,29 61,15 55,84 57,50 59,65 61,77 56,40 56,44 59,69 64,31 59,90 59,65

1,93 3,272 1,839 1,744 4,13 1,94 1,84 1,54 1,24 1,53 1,63 1,76 1,85 1,12 1,11 1,22 1,32

porf. - porfiroclasto g. nucl. - grão nucleado

III.2.3.2 - Piroxênios

Os piroxênios do Maciço de Samaritana/Carapussê ocorrem freqüentemente na forma de grãos

recristalizados e poligonizados contornando os porfiroclastos de plagioclásio (Pranchas V.1, V.2, V.6e, V.9c,

V.9d). Eles também apresentam-se como cristais exsolvidos com mais de 2 mm (Pranchas V.4e, V.10c), que

provavelmente são relíquias de piroxênios ígneos. Associados aos grãos de piroxênio e formando

aglomerados de minerais máficos, encontram-se anfibólio, biotita e minerais opacos, os quais apresentam-se

como produtos da desestabilização dos piroxênios (Pranchas V.9c, V.9e). Ocasionalmente esta fase mineral

exibe clivagem encurvada (Prancha V.10b). Os dados das análises químicas dos grãos de clinopiroxênio

deste maciço encontram-se na tabela III.6 e dos grãos de ortopiroxênio na tabela III.7.

Os grãos de clinopiroxênio apresentaram composições de En

28-31

42-50

24-28

, com teores de FeO que

variaram de 13,34 a 15,34%, de MgO entre 9,48 e 10,58% e de CaO entre 19,65 e 22,26%. Quando plotados

no diagrama triangular WoEnFs situaram-se nos campos da augita, do diopsídio e na interface augita-

diopsídio (Fig. III.10).

Os de ortopiroxênio, de composição En

37-40

1,2-7,7

54-61

, mostraram teores de Al

variando de 0,07 a

0,85%, de FeO entre 31,26 e 34,85% e de MgO entre 12,80 e 13,73%. Quando plotados no diagrama

triangular WoEnFs situaram-se nos campos da ferrosilita e da pigeonita.

Figura III.10 - Classificação do piroxênio do Maciço de Samaritana/Carapussê, segundo o diagrama

WoEnFs (Morimoto et al. 1988).

Tabela III.6 - Análises químicas do clinopiroxênio do Maciço de Samaritana/Carapussê.

Amostra

CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM19 CM19 CM19

Ponto

65 79 80 81 88 20 21 33

Posição

borda

centro

centro borda

lamela

borda lamela

SiO

50,594 49,762 50,855 50,521 51,005

50,934

51,013 49,640

TiO

0,140

0,120 0,132 0,162 0,148

0,160

0,122 0,148

1,952 2,730 1,366 1,345 1,200

1,421

1,347 1,258

0,000 0,026 0,007 0,000 0,029

0,019

0,051 0,083

2,527 1,054 2,352 2,627 2,698

2,310

2,196 1,981

FeO

14,500 15,336 13,937 13,666 12,373

13,336

13,728 14,338

MnO

0,302 0,315 0,310 0,272 0,265

0,310

0,343 0,340

MgO

10,242 9,483 10,336 10,076 10,585

10,293

10,200 10,388

CaO

20,534 20,365 21,283 21,573 22,264

21,760

21,620 19,653

0,275 0,191 0,217 0,224 0,240

0,257

0,252 0,241

0,000 0,029 0,000 0,000 0,000

0,000

0,001 0,004

Total

101,066 99,411 100,795 100,466 100,807

100,800

100,873 98,073

Fórmula estrutural baseada em 6 oxigênios

1,926 1,926 1,939 1,935 1,938

1,939

1,943 1,945

0,004

0,003 0,004 0,005 0,004

0,005

0,003 0,004

0,088 0,125 0,061 0,061 0,054

0,064

0,060 0,058

0,000 0,001 0,000 0,000 0,001

0,001

0,002 0,003

0,072 0,031 0,068 0,076 0,077

0,066

0,063 0,059

0,462 0,496 0,444 0,438 0,393

0,425

0,437 0,472

0,010 0,010 0,010 0,009 0,009

0,010

0,011 0,011

0,581 0,547 0,588 0,575 0,600

0,584

0,579 0,607

0,837 0,845 0,870 0,885 0,907

0,888

0,882 0,825

0,020 0,014 0,016 0,017 0,018

0,019

0,019 0,018

0,000 0,001 0,000 0,000 0,00

0,000

0,000 0,000

42,68 43,78 43,94 44,65 45,67

50,00

44,73 41,85

29,61

28,36 29,69 29,01 30,21

29,61

29,36 30,78

27,71 27,86 26,37 26,34 24,12

25,39

25,91 27,37

Tabela III.7 - Análises químicas do ortopiroxênio do Maciço de Samaritana/Carapussê.

Amostra

CM09

CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM09 CM19 CM19 CM19

Ponto

69 70 72 73 74 76 77 82 84 85 86 87 19 22 32

Posição

centro

centro borda centro borda borda borda borda centro centro centro borda borda lamela borda lamela

SiO

49,407 50,023 49,482 49,418 49,653 50,064 49,482 49,582 49,394 49,415 49,646

49,691 49,728 49,616 49,792 48,076

TiO

0,062 0,072 0,065 0,067 0,072 0,027 0,080 0,058 0,170 0,067 0,080

0,082 0,075 0,072 0,045 0,035

0,801 0,777 0,644 0,733 0,684 0,546 0,746 0,641 0,737 0,705 0,777

0,067 0,705 0,845 0,487 0,374

0,012 0,001 0,009 0,020 0,012 0,000 0,000 0,010 0,031 0,001 0,000

0,000 0,004 0,029 0,016 0,018

2,639 1,642 1,877 1,351 1,626 1,229 2,022 1,644 1,879 2,220 1,875

2,126 1,801 1,885 1,927 3,616

FeO

33,306 31,259 34,339 33,461 33,850 34,129 33,988 34,333 33,791 33,345 33,656

33,545 33,639 34,845 34,343 32,827

MnO

0,659 0,598 0,695 0,629 0,662 0,651 0,708 0,683 0,699 0,661 0,688

0,699 0,682 0,751 0,751 0,785

MgO

13,478 13,026 13,137 13,465 13,527 13,662 13,223 13,129 13,276 13,319 13,487

13,694 13,727 12,802 13,298 12,946

CaO

0,887 3,720 0,592 0,812 0,600 0,593 0,687 0,638 0,834 1,020 0,827

0,662 0,583 0,768 0,616 0,670

0,000 0,009 0,004 0,004 0,011 0,000 0,022 0,023 0,000 0,019 0,000

0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

0,008 0,001 0,002 0,002 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,006 0,000

0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

Total

101,259 101,128 100,846 99,962 100,697 100,901 100,959 100,742 100,811 100,777 101,036

100,566 100,944 101,613 101,275 99,347

Fórmula estrutural baseada em 6 oxigênios

1,940 1,956 1,955 1,960 1,958 1,968 1,951 1,959 1,949 1,949 1,952 1,964

1,954 1,950 1,958 1,934

0,002 0,002 0,002 0,002 0,002 0,001 0,002 0,002 0,005 0,002 0,002 0,002

0,002 0,002 0,001 0,001

0,037 0,036 0,030 0,034 0,032 0,025 0,035 0,030 0,034 0,033 0,036 0,003

0,033 0,039 0,023 0,018

0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000

0,000 0,001 0,000 0,001

0,078 0,048 0,056 0,040 0,048 0,036 0,060 0,049 0,056 0,066 0,055 0,063

0,053 0,056 0,057 0,109

1,094 1,022 1,135 1,110 1,116 1,122 1,121 1,135 1,115 1,100 1,106 1,109

1,106 1,145 1,130 1,105

0,022 0,020 0,023 0,021 0,022 0,022 0,024 0,023 0,023 0,022 0,023 0,023

0,023 0,025 0,025 0,027

0,789 0,759 0,774 0,796 0,795 0,801 0,777 0,773 0,781 0,783 0,790 0,807

0,804 0,750 0,780 0,776

0,037 0,156 0,025 0,035 0,025 0,025 0,029 0,027 0,035 0,043 0,035 0,028

0,025 0,032 0,026 0,029

0,000 0,001 0,000 0,000 0,001 0,000 0,002 0,002 0,000 0,001 0,000 0,000

0,000 0,000 0,000 0,000

0,000 0,000 0,000 0,000 0,00 0,000 0,00 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

0,000 0,000 0,000 0,000

1,85 7,77 1,24 1,72 1,26 1,24 1,44 1,35 1,75 2,14 1,73 1,38 1,22 1,61 1,29 1,41

39,06 37,86 38,45 39,77 39,62 39,92 38,66 38,54 38,84 38,88 39,32 39,74 40,00 37,34 38,65 37,95

59,09 54,37 60,31 58,51 59,12 58,84 59,90 60,11 59,41 58,98 58,95 58,88 58,78 61,05 60,06 60,64

III.2.3.3 - Anfibólio

Os grãos de anfibólio são preferencialmente de coloração castanho-esverdeada e ocorrem principalmente

associados aos aglomerados de minerais máficos, podendo ser interpretados como produto da

desestabilização dos piroxênios (Pranchas V.9c, V.9e). O resultado da análise de química mineral para o

anfibólio deste maciço encontra-se na tabela III.8. Quando plotado no diagrama de Leake et al. (1997), ele

situou-se no campo da ferropargasita (Fig. III.11).

Tabela III.8 - Análise química do anfibólio do Maciço de Samaritana/Carapussê.

Amostra

CM19

Ponto

Posição

borda

SiO

41,45

TiO

1,75

11,38

0,11

FeO

21,80

MnO

0,16

MgO

7,45

CaO

11,72

0,79

1,60

Total

98,10

Fórmula estrutural baseada em 23 oxigênios

6,33

0,20

2,05

0,01

0,34

2,44

0,02

1,70

1,92

0,23

0,31

1,67

0,37

(Na+K)A

0,54

(Ca+Na)B

1,92

(Na)B

0,00

(Ca)B

1,92

Mg/(Mg+Fe

)

0,41

Figura III.11 - Classificação do anfibólio do Maciço de Samaritana/Carapussê, segundo Leake e

al. (1997).

III.2.3.4 - Biotita

A biotita do Maciço de Samaritana/Carapussê ocorre, preferencialmente, na forma de pequenas palhetas

alongadas de coloração castanho clara contornando os porfiroclastos de plagioclásio (Pranchas V.10a, V.10b,

V.10d) e, subordinadamente, de coloração avermelhada associada aos aglomerados de minerais máficos

constituídos por piroxênios, anfibólio, biotita e minerais opacos. Quando associadas a estes aglomerados

máficos, a biotita apresenta-se sem forma definido, sendo nitidamente produto de desestabilização destes

minerais (Prancha V.10e).

Os dados da composição química da biotita deste maciço encontram-se na tabela III.9. Os grãos de biotita

apresentaram teores de TiO

variando de 4,92 a 5,66% (Ti = 0,575 a 0,663 a.p.f.u), de FeO entre 21,79 e

24,77%, e de MgO entre 7,86 e 9,71%, com X

variando entre 0,36 e 0,45.

Tabela III.9 - Análises químicas da biotita do Maciço de Samaritana/Carapussê.

Amostra

CM09 CM09 CM09 CM19 CM19

Ponto

62 63 75 24 25

Posição

SiO

35,722 35,273 34,939 36,860 34,543

TiO

5,376 5,459 4,916 5,241 5,663

14,348 14,261 14,191 14,920 14,178

0,037 0,047 0,098 0,042 0,039

FeO

23,597 21,790 22,633 23,688 24,774

MnO

0,056 0,040 0,049 0,052 0,074

MgO

8,476 9,705 9,517 8,067 7,863

CaO

0,109 0,074 0,249 0,208 0,011

0,038 0,035 0,035 0,089 0,008

9,185 9,298 8,775 9,217 9,458

Total

96,944 95,982 95,402 98,384 96,611

Fórmula estrutural baseada em 22 oxigênios

5,482 5,435 5,431 5,551 5,380

0,620 0,632 0,575 0,593 0,663

2,595 2,590 2,600 2,648 2,602

0,004 0,006 0,012 0,005 0,005

0,007 0,005 0,006 0,007 0,010

1,939 2,229 2,205 1,811 1,825

3,028 2,807 2,942 2,983 3,226

0,018 0,012 0,041 0,034 0,002

0,011 0,010 0,011 0,026 0,002

1,798 1,827 1,740 1,771 1,879

2,518 2,565 2,569 2,449 2,620

0,077 0,025 0,031 0,199 (0,020)

3,028 2,807 2,942 2,983 3,226

Fe/(Fe+Mg)

0,610 0,557 0,572 0,622 0,639

0,39 0,45 0,44 0,36 0,37

III.2.4 - Maciço de Potiraguá

No decorrer deste trabalho, não foram feitas análises petrográficas e microestruturais detalhadas deste

maciço, nem análises de química mineral. Por isto, as características gerais das rochas anortosíticas, assim

como dos seus minerais, serão brevemente descritas e em conjunto, com o objetivo de fornecer ao leitor uma

visão geral da textura e mineralogia destas rochas. Os dados petrográficos e de química mineral estão

resumidos no item III.1.3 deste capítulo. Para maiores detalhes, consultar Bordini (2003).

O Maciço de Potiraguá é formado principalmente por anortositos e, subordinadamente, por leucogabros e

troctolitos. As rochas anortosíticas deste maciço apresentam textura grossa, predominantemente do tipo

adcumulato, e estas texturas magmáticas acumulativas encontram-se preservadas (Prancha III.4). Estas

rochas são constituídas principalmente por plagioclásio, com percentuais que na maioria das amostras

analisadas ultrapassam 90%, se constituindo em verdadeiros anortositos. Além do plagioclásio, os minerais

primários das rochas anortosíticas do Maciço de Potiraguá são olivina, piroxênio, óxidos de Fe-Ti e apatita.

O principal mineral varietal é a olivina, cuja proporção modal freqüentemente é superior a 5%. Os anfibólios

são, aparentemente, de origem secundária, juntamente com outros minerais de alteração (biotita, clorita, mica

branca, epidoto, epidoto azul, glaucofano, etc).

As rochas anortosíticas são constituídas por dois tipos de plagioclásio: um com formas tabulares e outro com

formas equidimensionais. Os grãos tabulares apresentam-se euédricos a subédricos e geralmente estão

geminados segundo a lei albita (Pranchas III.5a, III.5b, III.5c). Apesar da predominância de cristais

tabulares, uma orientação preferencial de forma destas rochas é incipiente ou inexistente. Os grãos

equidimensionais são caracterizados por uma textura adcumulática e apresentam-se geminados segundo as

leis albita e periclina (Pranchas III.5d, III.5e, III.5f).

A olivina apresenta-se freqüentemente alterada (Pranchas III.6a, III.6b, III.6c, III.6e). Os piroxênios ocorrem

sempre em proporções menores do que a olivina, com clinopiroxênio predominando sobre o ortopiroxênio. O

anfibólio ocorre principalmente como borda de reação nos minerais máficos. Às vezes, ele substitui quase

que inteiramente os cristais de piroxênio, restando apenas um pequeno núcleo do mineral primário (Prancha

III.6d). Localmente, ocorrem texturas coroníticas, com o desenvolvimento de anfibólio às custas da olivina e

dos piroxênios.

Prancha III.4

(b)

0 0,5 1,0cm

(a)

0 0,5 1,0cm

(d)

0 0,5 1,0cm

(c)

0 0,5 1,0cm

Prancha III.4 - Fotomicrografias dos aspectos gerais das rochas anortosíticas do Maciço de

Potiraguá (nicóis cruzados).

(a) Aspecto geral de uma rocha anortosítica mostrando grandes cristais tabulares de plagioclásio e

com geminação magmática. A mineralogia máfica encontra-se alterada e apresenta-se dispersa

entre os cristais de plagioclásio. Lâmina PO-04.

(b) Visão geral de uma rocha anortosítica com grandes cristais tabulares de plagioclásio. Esta rocha

sofreu deformação rúptil. Os cristais de plagioclásio são atravessados por fraturas que deslocam

porções dos cristais. A rocha está bastante alterada para minerais de baixa temperatura. Lâmina

PO-08.

equidimensionais. As geminações do plagioclásio são magmáticas. A rocha está atravessada por

fraturas preenchidas por minerais de baixa temperatura. Lâmina PO-02.

(d) Aspecto geral de uma rocha anortosítica com predominância de cristais equidimensionais. As

geminações são magmáticas. Esta rocha não apresenta deformação rúptil e as alterações de baixa

temperatura estão restritas à mineralogia máfica que se encontra entre os cristais de plagioclásio.

Lâmina PO-25.

Prancha III.5

(a)

0 1,0mm

(b)

0 1,0mm

(c)

0 1,0mm

(f)

0 0,5 1,0mm

(e)

0 0,5 1,0mm

(d)

0 0,5 1,0mm

Prancha III.5 - Fotomicrografias do plagioclásio das rochas anortosíticas do Maciço de Potiraguá

(nicóis cruzados).

(a) Cristal de plagioclásio com forma tabular e apresentando geminação magmática segundo a lei

albita. Esta rocha sofreu deformação rúptil, conforme indicado pela presença de fraturas que

deslocam as geminações do plagioclásio. As fraturas estão preenchidas por minerais de baixa

temperatura. Lâmina PO-08-72/18.

(b) Grãos de plagioclásio com geminação primária segundo a lei albita. A deformação rúptil sofrida

por esta rocha é atestada pela presença de fraturas que deslocam a geminação. Minerais de

alteração preenchem as fraturas. Lâmina PO-08-78/34.

79/20.

(d) Cristais de plagioclásio equidimensionais mostrando contatos retos a quase retos. Estão geminados

segundo a lei albita e apresentam-se repletos de inclusões de minerais de alteração. Lâmina PO-22-

68/8.

(e) Cristais de plagioclásio com formas equidimensionais, apresentando contatos retos a quase retos e

com junções tríplices a 120°, provavelmente indicando as elevadas temperaturas de formação deste

mineral. Observar a ausência de deformação de baixa temperatura nestes cristais. Lâmina PO-25-

74/8.

(f) Cristais de plagioclásio com formas equidimensionais e de contatos retos a quase retos. Não foram

observadas alterações de baixa temperatura nos grãos de plagioclásio equidimensionais desta

amostra. Lâmina PO-25-78/18.

Prancha III.6

(a)

0 0,15 0,3mm

(b)

0 0,5 1,0mm

(c)

0 0,5 1,0mm

(d)

0 0,5 1,0mm

(e)

0 0,15 0,3mm

(f)

0 0,15 0,3mm

Prancha III.6 - Fotomicrografias dos minerais máficos das rochas anortosíticas do Maciço de

Potiraguá.

(a) Aspecto geral da alteração da olivina. Lâmina PO-02-74/28 em luz plana.

(b) Grão de olivina associado a outros minerais máficos e à apatita. Lâmina PO-04-66/25 em luz

plana.

(d) Formação de anfibólio às custas da desestabilização do piroxênio. Lâmina PO-22-81/24 em luz

plana.

(e) Cristal de olivina alterado. Lâmina PO-25-76/27 com nicóis cruzados.

(f) Alteração de mineral máfico. Lâmina PO-20-80/18 em luz plana.

CAPÍTULO IV

Geoquímica Isotópica Sm/Nd e Ar/Ar

IV.1 - Introdução

Os isótopos radiogênicos são utilizados em geologia não só para a determinação das idades das rochas e

minerais (geocronologia), mas também para o estudo petrogenético visando identificar os processos

geológicos e fontes de gerações das rochas (geologia isotópica). Para isso, métodos como Rb/Sr, Sm/Nd,

K/Ar, U/Pb e Pb/Pb vêm sendo utilizados tanto em rocha total como em minerais. Dentro do contexto deste

trabalho foram feitas duas tentativas para se obter dados geocronológicos e isotópicos dos maciços gabro-

anortosíticos do Sul da Bahia, sendo uma pelo método Sm/Nd e outra pelo método Ar/Ar. Estes métodos são

baseados na quantidade de isótopos radioativos e seus derivados. Para tornar mais claro o que está em

discussão, serão descritos brevemente alguns princípios básicos envolvidos nestes métodos de datação.

Na determinação da idade de um material usando a desintegração radioativa são necessários os seguintes

requisitos principais:

1. a existência no material de um nuclídeo radioativo A cuja quantidade inicial é conhecida;

2. o nuclídeo radioativo A, por desintegração, se transforme em outro nuclídeo B a uma taxa conhecida



3. o sistema permaneça fechado com respeito aos nuclídeos A e B durante o tempo a ser considerado, ou

seja, que não ocorram nem acréscimos nem perdas de material a partir do ambiente.

Conhecidas a quantidade inicial [A] de A e a quantidade atual [B] de B, (supondo que a quantidade inicial de

B é nula), o tempo decorrido para formar B é dado por:

Para todos nuclídeos radioativos utilizados atualmente em datação, as propriedades relativas às taxas e

modos de desintegração são bem conhecidas. Estudos em física nuclear também indicam que a taxa de

desintegração não é sensível a fatores ambientais comuns. Assim, pode-se considerar o requisito número 2

bem estabelecido.

Quanto aos requisitos 1 e 3, um conceito importante é o de temperatura de fechamento. Os produtos de

desintegração não fazem parte do retículo cristalino do material podendo difundir através dos sólidos. As

taxas de difusão são muito dependentes da temperatura. A temperatura de fechamento é a temperatura do

material em que os produtos de desintegração são, supostamente, retidos inteiramente. A idade isotópica

seria medida a partir do tempo em que a temperatura do material ficou abaixo da temperatura de fechamento.

Cada material e cada sistema de datação possui uma temperatura de fechamento, que é determinada por

experimentos em laboratório e pelos modelos matemáticos para o fenômeno de difusão. Os valores destas

temperaturas variam desde cerca de 800

C para U/Pb em zircão até pouco mais que 100

C para K/Ar em

feldspatos alcalinos. A temperatura de fechamento também depende da taxa de resfriamento, sendo menores

para taxas de resfriamento lentas. A hipótese nesta discussão é que o "relógio radiométrico" é "zerado"

quando o material fica a uma temperatura maior do que a temperatura de fechamento. Por exemplo, no caso

da datação por K/Ar ou

Ar/

Ar, é usada a idéia de que acima da temperatura de fechamento todo argônio

escapa de dentro do material de forma que todo argônio encontrado num cristal de uma rocha é proveniente

da desintegração do

K. Um outro fator que pode interferir no zeramento do relógio é a possível falta de

gradiente de concentração num dado sistema de forma que a difusão de um determinado nuclídeo não ocorra,

havendo sua retenção mesmo a temperaturas maiores que a de fechamento. Outros fatores que podem alterar

a composição isotópica de um sistema são a presença de fluidos e deformações.

IV.2 - O método Sm/Nd

Do ponto de vista químico, os elementos Samário (Sm) e Neodímio (Nd) pertencem ao grupo dos elementos

terras raras (ETR) ou lantanídeos, formando íons com carga +3 e apresentando números atômicos próximos,

62 e 60, e raios iônicos parecidos, 1,04 Å e 1,08 Å, respectivamente. Isto implica em similaridade de

propriedades químicas e tem uma conseqüência geológica importante: ambos os elementos apresentam

mesma mobilidade nos diversos ambientes geológicos. Deste modo, embora suas quantidades originais

possam se modificar com o passar do tempo, suas razões não se alteram. A razão Sm/Nd, na escala de rocha

total, não varia significativamente durante processos crustais, como fusão parcial, eventos metamórficos de

qualquer natureza, diagênese e alterações hidrotermais. A modificação mais significativa da razão Sm/Nd

ocorreu no evento de diferenciação manto-crosta. O Nd é mais leve que o Sm e, portanto, mais incompatível.

Assim um líquido resultante de fusão parcial terá mais Nd que Sm e a razão Sm/Nd será menor que a razão

inicial da fonte. Uma vez alojado na crosta, o magma e seus produtos dificilmente apresentarão modificação

significativa nas razões Sm/Nd, mesmo sendo afetados por metamorfismo, fusões secundárias,

hidrotermalismo e intemperismo (Sato et al. 1995).

O Sm e o Nd, sendo elementos incompatíveis como os demais elementos terras raras, entram facilmente nas

fases minerais mais tardias durante a cristalização de um magma, aumentando durante a seqüência de

cristalização. Eles são encontrados em quase todas as rochas, em geral substituindo os elementos de íons

grandes, ocorrendo principalmente nos clinopiroxênios, anfibólios, granadas, micas e feldspatos, os quais

constituem os minerais mais usados neste método. Rochas derivadas por fusão do manto têm razões Sm/Nd

mais elevadas do que rochas geradas por fusão de material crustal. Baixas razões Sm/Nd indicam padrões de

enriquecimento em terras raras leves, enquanto altas razões Sm/Nd indicam padrões de depleção em terras

raras leves em relação aos pesados. Segundo DePaolo (1988), isto é importante porque o estudo dos isótopos

de Nd fornece informação sobre a química de todas os elementos terras raras nos reservatórios dos quais as

rochas são derivadas.

O método Sm/Nd baseia-se no decaimento do isótopo radiogênico

147

Sm para

143

Nd. Segundo DePaolo et al.

(1976), o método Sm/Nd permite obter datações por meio de diagramas isocrônicos em rocha total ou em

minerais, ou ainda por meio de idades modelos. As composições isotópicas nos minerais e nas rochas podem

ser determinadas pelos métodos de diluição isotópica ou espectrometria de massa. O princípio das isócronas

Sm/Nd em rocha total é o mesmo daquele utilizado para o Rb/Sr, ou seja, quando o sistema inicia-se em

T=0, todos os minerais da rocha têm a mesma razão

143

Nd/

144

Nd e diferentes razões

147

Sm/

144

Nd. Com o

passar do tempo geológico, à medida que esta última razão decresce, a primeira aumenta. O significado

geológico das idades isocrônicas Sm/Nd é similar ao significado das idades isocrônicas Rb/Sr, ou seja, a

idade de cristalização de rochas ígneas e metamórficas (Sato et al. 1995).

Diferentes minerais de uma mesma rocha permitem a obtenção de isócronas minerais porque suas razões

Sm/Nd são distintas. E, sendo assim, a idade obtida deve ser interpretada como a época de cristalização da

paragênese mineral datada. No caso de rochas ígneas, a idade será da cristalização magmática e, no caso de

rochas metamórficas, se a paragênese mineral datada for aquela gerada durante o episódio metamórfico, a

idade obtida será relativa a este evento, visto que o Sm e o Nd se redistribuem durante os processos de

recristalização metamórfica. Portanto, é muito importante identificar e analisar minerais com estes isótopos

gerados dentro de um mesmo evento (Sato et al. 1995).

No caso das idades modelos, seus cálculos são feitos conhecendo-se as razões atuais

147

Sm/

144

Nd e

143

Nd/

144

Nd da amostra. Em seguida, calcula-se a reta de regressão até o intercepto com a curva de evolução

isotópica do Nd estabelecida para o manto superior, em função do tempo geológico. A justificativa para a

denominação “idades modelos” é devida a criação de modelos de evolução isotópica do Nd para explicar a

curva de evolução do manto, tendo em vista sua heterogeneidade.

Ao longo da história da Terra, a contínua extração de magmas por fusão parcial do manto superior permitiu a

incorporação de elementos com raios iônicos grandes como o K, Rb, U, Th, Ba e os elementos terras raras na

crosta oceânica. Houve empobrecimento do manto superior nestes elementos, gerando-se um "manto

empobrecido" (DM- depleted mantle), em relação a um manto primordial uniforme, cuja razão Sm/Nd é

igual à dos meteoritos condríticos (CHUR- chondritic uniform reservoir) (DePaolo 1988). Neste modelo

admite-se uma evolução uniforme para a razão

143

Nd/

144

Nd. Através de um parâmetro conhecido por J

(epsilon neodímio) pode-se ter uma idéia sobre a origem e o tempo de residência crustal do material

estudado, verificando se a razão inicial

143

Nd/

144

Nd é maior ou menor do que o CHUR para determinada

rocha em determinado tempo. Caso o material analisado apresente razão Sm/Nd mais alta que o CHUR, com

positivo, poderá ter sido originado do manto depletado. No caso de J

negativo, infere-se uma origem na

crosta. O tempo de residência crustal será tanto maior quanto mais negativo for J

. Idades modelos (T

)

podem ser calculadas com base no modelo de evolução acima descrito e interpretadas como o tempo de

residência crustal dos materiais que a compõem.

Com a compreensão das características e do comportamento dos isótopos de Sm e Nd nos processos

geológicos, tanto no manto superior como na crosta continental, a sistemática Sm/Nd é uma importante

ferramenta não só para a datação das rochas, mas também para os estudos de evolução crustal. Neste último

caso, além da determinação dos grandes períodos de acresção continental, permite também a caracterização

de diversos tipos de fontes (manto, crosta inferior e crosta superior) utilizando razões isotópicas de vários

sistemas, dentre eles

143

Nd/

144

Nd,

Sr/

Sr, bem como gráficos utilizando J

versus J

. Este permite

estimar, a partir de seus respectivos epsilons, se a fonte que formou a rocha magmática é enriquecida ou

depletada.

IV.3 - O método Ar/Ar

O argônio (Ar) é um gás nobre e não se combina quimicamente no ambiente natural. Isto significa que a

maioria dos materiais geológicos não contém Ar original quando eles se formam. Ele constitui de 0,1 a 5%

da atmosfera atual da Terra e a pequena quantidade de Ar que pode ser incorporada em uma rocha ou

mineral durante a sua formação vem inteiramente da atmosfera. Além disso, pequenas quantidades de Ar

atmosférico podem ser absorvidas na superfície do mineral durante o intemperismo ou mesmo durante a

amostragem. Em cada caso, o Ar não radiogênico medido pode ser assumido como tendo a mesma razão

Ar/

Ar da atmosfera, que é igual a 295,5. O Ar pode ser mobilizado para dentro ou para fora da rocha ou

mineral através de alteração e processos termais e ele não pode ser fracionado significativamente na

natureza. Entretanto,

Ar é o produto do decaimento do

K e, por isso, aumentará em quantidade com o

passar do tempo. A quantidade de

Ar produzida em uma rocha ou mineral ao longo do tempo pode ser

determinada subtraindo a quantidade conhecida da que está contida na atmosfera. Isto é feito usando a

constante

Ar/

Ar do argônio atmosférico (Dallmeyer 1979).

O método

Ar/

Ar é uma variação do método K-Ar e baseia-se no isótopo

K que é radioativo. Por isto,

serão feitas algumas considerações sobre o elemento potássio (K) e o método K/Ar. Do ponto de vista

químico, o K é um metal alcalino. Ele é o oitavo elemento mais abundante na Terra e é comum em muitas

rochas e minerais. A quantidade de K em uma rocha ou mineral é variável e proporcional à quantidade de

sílica presente. Por conseguinte, rochas máficas freqüentemente contêm menos K do que rochas ácidas. O K

pode ser mobilizado para dentro ou para fora de uma rocha através de processos de alteração. Devido ao seu

elevado peso atômico, o fracionamento dos diferentes isótopos de K é insignificante. Entretanto, o isótopo

K é radioativo e conseqüentemente terá a sua quantidade reduzida ao longo do tempo. São conhecidos três

isótopos de potássio:

K = 93,3%;

K = 0,01%; e

K = 6,70%.

O método de datação Ar/Ar assim como o K/Ar vem sendo aplicado com sucesso para muitos problemas

fundamentais das Ciências da Terra, dentre eles a calibração da escala do tempo da polaridade geomagnética,

calibração da escala do tempo paleontológico, calibração da evolução do homem, e numerosos estudos

tectônicos. Os primeiros resultados de datação Ar/Ar sobre materiais geológicos foram apresentados no

trabalho pioneiro de Merrihue & Turner (1966). Posteriormente, desenvolvimentos adicionais desta

metodologia efetuados por Mitchell (1968), Brereton (1970) e Turner (1971) avaliaram a interferência dos

isótopos de Ar derivadas do K e do Ca (

ArCa,

ArCa, e

ArK) e determinaram os respectivos fatores de

correção [isto é, (

Ar/

Ar)Ca, (

Ar/

Ar)Ca, e (

Ar/

Ar)K] (Turrin 2003).

A teoria e as técnicas utilizadas no método Ar/Ar são geralmente similares àquelas do método K/Ar. A

principal diferença está no fato de que na geocronologia Ar/Ar nenhuma análise química direta do K é

requerida. Ele é medido como uma função do

Ar que é produzido do

K por ativação neutrônica. Daí, para

a determinação da idade, é necessário somente a determinação da razão do

Ar radiogênico para produzir o

Ar. Para obter a idade, utiliza- se a expressão:

Ar/

Ar = (e

Ȝt

- 1)/J

onde J é o fator de correção incorporando a razão isotópica do K, a meia-vida de formação do

Ar e o fluxo

de nêutrons durante a irradiação. Este método é ideal para datar pequenas amostras tais como monocristais

de minerais. Além disso, ele não requer a determinação das concentrações absolutas de K e Ar para calcular

uma idade aparente. Entretanto, a principal vantagem do método Ar/Ar sobre o K/Ar é a habilidade das

amostras serem aquecidas gradualmente, em temperaturas cada vez mais altas, até que a amostra seja fundida

e as idades calculadas em cada etapa (Dallmeyer 1979).

Um cristal pode conter Ar de várias fontes. Além do

Ar derivado do

K, ele tanto pode entrar como sair

pela rede cristalina ao longo de microfraturas que estão presentes praticamente em todos os cristais. Este

argônio que penetra um cristal, pode ter uma composição isotópica atmosférica ou pode conter

radiogênico se o cristal for embebido em uma solução rica em potássio, tal como um fluido hidrotermal.

Para detectar e avaliar este fenômeno foi desenvolvida uma técnica na qual o Ar adicional pode ser removido

pelo aquecimento gradual do grão. Esta técnica, que vem sendo muito utilizada atualmente para a obtenção

de dados isotópicos Ar/Ar, é denominada de aquecimento gradual ou aquecimento por etapas (step heating) e

consiste na remoção do Ar adicional por um aquecimento gradual do grão. A descrição detalhada desta

técnica encontra-se em Ruffet et al. (1991). Ela permite analisar possíveis problemas de perda de argônio e

um possível problema desta técnica é a necessidade de calibração por uma amostra de "idade conhecida". Por

esta técnica, a amostra é aquecida em etapas de aumento de temperatura de extração de laboratório

crescentes, até que todo o argônio seja liberado. O argônio liberado em cada etapa é medido para calcular a

“idade da etapa” (step age) com um erro analítico associado. No final da série de experimentos, as idades

das etapas (± 1 ı de erro) são plotadas contra a quantidade cumulativa de

Ar liberado (%

Ar). A figura

resultante é chamada de espectro de idade. Esta proposição é projetada para verificar o gás liberado dos

locais de aumento da retentividade do argônio. Quando um número razoável de etapas consecutivas,

carregando uma quantidade substancial do Ar total liberado, dá a mesma idade, o valor médio resultante tem

um significado geológico. Para rochas ígneas não metamorfisadas, o último normalmente representaria a

idade de cristalização.

IV.4 - Dados isotópicos e geocronológicos anteriores

Os dados geocronológicos e isotópicos dos maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia são muito escassos

devido, principalmente, à monotonia mineral apresentada por estas rochas e pela ausência/escassez de

minerais que forneçam idades de cristalização confiáveis, tais como zircão e monazita. Os dados

geocronológicos e isotópicos destes maciços existentes até o momento serão fornecidos a seguir.

Para o Maciço do Rio Piau, foram feitas tentativas de datação pelos métodos Rb/Sr e Sm/Nd em rocha total,

dentro do contexto da tese de doutorado de Cruz (1989). O método Rb/Sr não permitiu definir uma isócrona.

Quanto ao método Sm/Nd, este definiu uma isócrona a 2,92±0,40 Ga, com uma razão inicial de

143

Nd/

144

de 0,508770±0,00045 (Vignol 1987). Posteriormente, estes dados foram contestados por Cruz & Sabaté

(1995), com base em estudos estruturais deste maciço e dos seus contextos regionais. Estes mesmos autores

relacionaram o processo intrusivo destas rochas ao ciclo Transamazônico (~ 2,0 Ga), pelo menos para as

intrusões de afinidade química toleiítica.

Para o Maciço de Potiraguá, foram obtidos dados isotópicos Sm/Nd em rocha total de duas amostras de

rochas anortosíticas e de uma amostra de um dique de diabásio (Bordini et al. 2001b). As razões

143

Nd/

144

medidas produziram valores de İ

(0) variando de -9,0 (anortosito) a -7,2 (dolerito), e idades T

de 1,36 Ga

e 1,22 Ga, respectivamente (Tabela IV.1). Para as rochas alcalinas em contato com as rochas anortosíticas do

Maciço de Potiraguá, Corrêa Gomes (2000) obteve idades T

entre 1,35 e 1,37 Ga e İ

(0) que variaram de

-3,14 a -12,37 (Tab. IV.2).

Tabela IV.1 - Razões isotópicas, idades modelos T

e valores de epsilon Nd atual e no tempo de

cristalização, das rochas anortosíticas e diques de Potiraguá (Bordini et al. 2001b).

Amostra Tipo Sm (ppm) Nd (ppm)

147

Sm/

144

143

Nd/

144

Nd T

(Ma)

(0) H

(732)

POT-01 Anortosito 88,62 44,92 0,1166 0,512173 1.359 -9,07 -1,53

POT-02 Anortosito 77,86 41,31 0,1166 0,512164 1.364 -9,25 -1,65

POT-03 Dique 66,87 35,67 0,1170 0,512270 1.224 -7,18 0,32

Tabela IV.2 - Idades modelos T

e valores de epsilon Nd T

, no tempo de cristalização e atual, das

rochas alcalinas em contato com as rochas anortosíticas de Potiraguá (Corrêa Gomes 2000). Os dados dos

sienitos foram obtidos em Bordini

(

2003

)

Amostra Tipo T

(Ma)

) H

(0,7) H

(0)

ZCI-25 Sienito 1.352 - -2,99 -12,37

ZCI-064 Sienito 1.371 - 1,13 -3,14

ZCI-I-2.4 Dique máfico alcalino 986 5,79 2,74 -6,91

ZCI-I-3.1 Dique máfico alcalino 934 5,92 3,28 -4,70

ZCI-I-6.6 Dique félsico alcalino 1.026 5,69 1,99 -8,00

ZCI-I-6.4 Dique félsico alcalino 1.157 5,36 0,54 -8,29

ZCI-I-023 Dique ilmenita-sienítico 1.414 4,76 -2,19 -9,97

ZCI-I-7.1 Dique félsico alcalino 1.115 5,46 0,46 -9,73

Bordini (2003) comparou as razões isotópicas e idades T

das rochas anortosíticas e alcalinas de Potiraguá

e inferiu que estas rochas foram extraídas contemporaneamente de uma fonte com as mesmas características

isotópicas. Como as relações de campo, as razões isotópicas e os dados geoquímicos apontam para uma

origem comum das rochas anortosíticas, diques de diabásio e rochas sieníticas, este autor sugeriu uma idade

de cristalização de 732 Ma para as rochas anortosíticas de Potiraguá. Quanto aos valores negativos de İ

Bordini interpretou de três maneiras diferentes: (i) rochas derivadas de fusão parcial da crosta; (ii) rochas

contaminadas por material crustal mais antigo; e (iii) rochas originadas de uma fonte mantélica enriquecida.

Entretanto, quando os valores de İ

foram calculados para o tempo de cristalização das rochas anortosíticas

de Potiraguá (732 Ma), os valores são próximos de zero ou levemente negativos (Tab. IV.1). Isto sugere que

estas rochas podem ter sido originadas no manto e que suas composições não foram extensivamente

modificadas por fenômenos de contaminação crustal (Bordini 2003).

Quanto aos maciços de Rio Piau e Samaritana/Carapussê, Bordini (2003) associa as características

geoquímicas dos maciços anortosíticos transamazônicos com a idade T

inferida de 2,2 Ga, e assinala que

elas são consistentes com uma origem e evolução a partir de um magma parental mantélico, de natureza

toleiítica, pré-datando e acompanhando o Ciclo Orogênico Paleoproterozóico. Para estes maciços foi

proposto um cenário tectônico colisional com a produção de maciços anortosíticos, intrusões e diques

máficos-ultramáficos, metamorfismo de fácies granulito e geração de granitóides.

IV.5 - Dados isotópicos obtidos pelo método Sm/Nd

IV.5.1 - Seleção das amostras e metodologia

Para a obtenção de dados isotópicos dos maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia, através do método

Sm/Nd em rocha total, foram selecionadas 10 amostras de rochas anortosíticas, sendo 3 do Maciço do Rio

Piau, 5 de Samaritana/Carapussê e 2 de Potiraguá. As amostras escolhidas foram as que apresentaram as

maiores variações nas razões Sm/Nd em cada maciço, com base nas análises químicas em rocha total

efetuadas por Cruz (1989), Jesus (1997)/Macêdo (2000) e Bordini (2003), respectivamente. Durante a

primeira campanha de campo, procedeu-se a coleta das amostras selecionadas nos mesmos pontos dos

autores acima citados. As localizações das amostras analisadas encontram-se nas figuras III.3 para o Maciço

do Rio Piau e III.8 para o Maciço de Samaritana/Carapussê. A correspondência entre os números das

amostras dos autores acima citados e as desta pesquisa, bem como as coordenadas em UTM, encontram-se

na tabela IV.3.

Tabela IV.3 - Coordenadas em UTM e referencial geográfico das amostras das rochas anortosíticas dos

maciços de Rio Piau, Samaritana/Carapussê e Potiraguá analisadas pelo método Sm/Nd em rocha total.

Nº de

campo

Nº de

campo

atual

Rocha Maciço Latitude Longitude Referência geográfica

CM-26

Anortosito

Rio Piau

8508681 440792

Faz. Santa Bárbara (FSB)

CM-29 Gabro fino Rio Piau

8508951 441071

FSB - borda resfriada

CM-32 Gabronorito

Rio Piau 8509213 441443

Faz. Bom Jesus

CAM-128 Anortosito

Samaritana/Carapussê 8483065 43

G-2937 Anortosito

Samaritana/Carapussê 8483065 43

ML-28B CM-18 Anortosito Samaritana/Carapussê

8483071 430152

Curva do Riacho Seco

CM-21 Gabro fino Samaritana/Carapussê

8483007 430168

Contato gabro/anortosito

ML-34B CM-23 Anortosito Samaritana/Carapussê

8482169 431512

Faz. Samaritana-drenagem

RMB-2A Anortosito Potiraguá

8293935 429283

RMB-12

A.troctolítico

Potiraguá

8293935 429283

Para as análises isotópicas Sm/Nd em rocha total, foram enviadas pequenos pedaços das amostras para o

Centro de Pesquisas Geocronológicas do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo - CPGeo-

USP, que foram analisadas no espectrômetro de massa VG 354 Micromass automatizado com multicoletores.

Os procedimentos analíticos foram executados pela equipe do CPGeo-USP sob a coordenação do Prof. Dr.

Colombo César Gaeta Tassinari e a descrição completa destes procedimentos encontra-se em Sato et al.

(1995).

IV.5.2 - Resultados obtidos

As amostras analisadas pela sistemática Sm/Nd apresentaram as seguintes variações nas razões

147

Sm/

144

Nd:

de 0,1570 a 0,2185 para Rio Piau; de 0,1344 a 0,1842 para Samaritana/Carapussê; e de 0,1176 a 0,1187 para

Potiraguá. Quanto às razões

143

Nd/

144

Nd, os valores encontrados variaram da seguinte forma: de 0,511595 a

0,512158 para Rio Piau; de 0,511272 a 0,512073 para Samaritana/Carapussê; e de 0,512183 a 0,512185 para

Potiraguá (Tab. IV.4).

Tabela IV.4 - Dados Sm/Nd em rocha total das rochas anortosíticas dos maciços de Rio Piau,

Samaritana/Carapussê e Potiraguá.

Nº de campo Maciço Sm (ppm) Nd (ppm)

147

Sm/

144

Nd Erro

143

Nd/

144

Nd Erro

CM-26 Rio Piau 2,833 10,914 0,1570 0,0005 0,511619 0,000011

CM-29 Rio Piau 4,703 16,473 0,1726 0,0006 0,512158 0,000010

CM-32 Rio Piau 1,446 4,002 0,2185 0,0008 0,511595 0,000011

CAM-128 Carapussê 1,394 6,273 0,1344 0,0005 0,511329 0,000014

G-2937 Carapussê 1,501 6,635 0,1368 0,0005 0,511334 0,000012

CM-18 Samaritana 2,327 9,018 0,1561 0,0005 0,511702 0,000011

CM-21 Samaritana 0,797 2,616 0,1842 0,0007 0,512073 0,000013

CM-23 Samaritana 3,182 13,924 0,1382 0,0005 0,511272 0,000011

RMB-2A Potiraguá 3,617 18,422 0,1187 0,0004 0,512183 0,000010

RMB-12 Potiraguá 6,535 33,614 0,1176 0,0004 0,512185 0,000010

As idades modelos T

calculadas para os maciços em estudo encontram-se na tabela IV.5. Elas resultaram

em dois conjuntos distintos de dados: um com idades modelos entre 3.366,7 e 4.016,4 Ma e outro com idades

modelos entre 1.359,0 e 1.378,8 Ma. Este primeiro conjunto refere-se aos maciços de Rio Piau e

Samaritana/Carapussê, os quais apresentaram idades modelos arqueanas. Quanto ao Maciço de Potiraguá,

este apresentou idades modelos mesoproterozóicas.

Nº Cam

o Maciço T

(

)

Nd (TDM)

CM-26 Rio Piau 4016,4 0,48

CM-29 Rio Piau 3427,1 1,15

CM-32 Rio Piau - -

CAM-128 Carapussê 3366,7 1,22

G-2937 Carapussê 3468,8 1,09

CM-18 Samaritana 3683,8 0,83

CM-21 Samaritana - -

CM-23 Samaritana 3683,2 0,83

RBM-2A Potiraguá 1378,8 4,83

RBM-12 Potiraguá 1359,0 4,88

Tabela IV.5 - Idades modelos T

(Ma) e dados de J

Nd(TDM)

para os maciços de Rio Piau,

Samaritana/Carapussê e Potiraguá.

Os J

obtidos na idade modelo (T

) foram todos positivos e variaram de 0,48 a 1,22 para os maciços do

primeiro conjunto e de 4,83 a 4,88 para o Maciço de Potiraguá. Estas idades modelos podem ser

interpretadas como o tempo de extração do magma do manto. Os valores positivos de J

na idade T

para

todos os maciços sugerem que os magmas que geraram estas rochas não estavam contaminados por material

crustal na época da sua extração.

Devido a ausência de idades de cristalização para os maciços do primeiro conjunto, foram feitas simulações

para os cálculos dos

em diversas idades com base no contexto geológico desta região Sul do Estado da

Bahia.

Tabela IV.6 - Dados de epsilon Nd (J

) em diversos períodos de tempo para os maciços de Rio

Piau, Samaritana/Carapussê e Potiraguá: J

Nd(0)

= hoje; J

Nd(TDM)

= na extração do magma do manto;

Nd(T1)

= a 2,6 Ga; J

Nd(T2)

= a 2,0 Ga; e J

Nd(T3)

= a 1900,0 Ma para Rio Piau e Samaritana/Carapussê

e a 730,0 Ma para Potiraguá.

Nº Campo Maciço T

(Ga)

Nd (T1)

(Ga)

Nd (T2)

(Ga)

Nd (T3)

Nd (0)

CM-26 Rio Piau 2,6 -6,70 2,0 -9,75 1,9 -10,25 -19,88

CM-29 Rio Piau 2,6 -1,39 2,0 -3,23 1,9 -3,54 -9,37

CM-32 Rio Piau 2,6 -27,57 2,0 -25,90 1,9 -25,62 -20,34

CAM-128 Carapussê 2,6 -4,87 2,0 -9,64 1,9 -10,43 -25,53

G-2937 Carapussê 2,6 -5,55 2,0 -10,14 1,9 -10,90 -25,43

CM-18 Samaritana 2,6 -4,79 2,0 -7,90 1,9 -8,41 -18,27

CM-21 Samaritana 2,6 -6,87 2,0 -7,83 1,9 -7,99 -11,02

CM-23 Samaritana 2,6 -7,25 2,0 -11,73 1,9 -12,47 -26,65

RBM-2A Potiraguá - - - - 0,73 -1,62 -8,88

RBM-12 Potiraguá - - - - 0,73 -1,47 -8,84

IV.6 - Dados isotópicos obtidos pelo método Ar/Ar

IV.6.1 - Seleção das amostras e metodologia

Para a obtenção de dados geocronológicos pelo método Ar/Ar nos maciços gabro-anortosíticos do Sul da

Bahia foram escolhidos os maciços do Rio Piau e de Samaritana/Carapussê. O Maciço do Rio Piau foi

datado através de cristais de anfibólio de composição pargasítica da amostra CM29, cuja localização

encontra-se na figura III.3 e análises químicas nas tabelas III.4a e III.4b. O Maciço de Samaritana/Carapussê

foi datado através de cristais de biotita rica em Ti e de composição siderofilítica da amostra CM08, cuja

localização encontra-se na figura III.8. A escolha destes minerais e das amostras baseou-se em critérios

texturais provenientes das observações petrográficas efetuadas no decorrer desta pesquisa, durante o

Doutorado-Sanduíche na Université de Montpellier II. Os anfibólios apresentavam-se euédricos a subédricos,

de coloração castanha, com aspecto magmático, e estavam concentrados, preferencialmente, em uma camada

rica neste mineral (Pranchas III.1a, III.1b, III.3c, III.3e, III.3f). As biotitas apresentavam-se na forma de

palhetas de coloração castanha e com tamanhos homogêneos (Pranchas V.10a, V.10b, V.10d). As amostras

selecionadas foram cortadas e britadas nas dependências do Laboratório de Tectonofísica daquela

Universidade. Vale ressaltar que, da amostra CM29, foi utilizada apenas a camada rica em anfibólio. Os

concentrados obtidos das amostras ficaram sob a responsabilidade do Prof. Dr. Renaud Caby, que se

encarregou de enviá-los a Université de Nice Sophia-Antipolis, em Nice, França, para posterior irradiação e

obtenção dos dados.

Os monocristais de anfibólio e biotita que seriam usados nos experimentos foram retirados da fração de 0,25

a 0,8 mm dos concentrados das amostras, através de uma seleção manual feita sob um microscópio

binocular. Os monocristais selecionados foram envolvidos em uma folha metálica de Al formando pequenos

pacotes (11 x 11 mm) que foram empilhados dentro da qual pacotes de monitores de fluxo foram inseridos a

cada 10 amostras (Corsini et al. 2004). Para a hornblenda, a amostra padrão utilizada como monitor de fluxo

foi a Hb 3gr, cuja idade é de 1072 Ma (Roddick 1983).

As amostras foram irradiadas no reator nuclear da McMaster University em Hamilton, Canadá. Os dados

isotópicos Ar/Ar foram obtidos pela utilização do procedimento de aquecimento por etapas que aquece a

amostra em etapas por períodos fixos de tempo (geralmente 1 hora). Este procedimento foi efetuado em uma

sonda iônica a laser com argônio contínuo Coherent Innova 70-4, em linha com um espectrômetro de massa

VG 3600, que trabalha com um sistema detector Daly. Com uma precisão analítica estimada (± ı), os dados

são corrigidos para os brancos da extração e purificação do sistema laser, para as interferências das reações

de nêutrons com Ca e K, discriminação de massa e contaminação do argônio atmosférico. Cada aquecimento

a laser durava 3 minutos, sendo 1 minuto para o aquecimento e 2 minutos para a limpeza do gás liberado,

antes da introdução do gás no espectrômetro de massa. O tamanho do feixe do laser era pelo menos duas

vezes maior do que o tamanho da amostra com o objetivo de obter uma temperatura homogênea sobre todo o

grão. A temperatura não era conhecida mas sua homogeneidade foi controlada pela observação do mineral

aquecido com um microscópio binocular acoplado com uma câmera de vídeo. A fusão do mineral foi

acompanhada através do foco do ponto do laser.

O aquecimento de um mineral aumenta as taxas de difusão. Para o Ar, as taxas de difusão são muito rápidas

para que se possa analisar a composição isotópica do Ar liberado das bordas do cristal durante o aquecimento

e a temperaturas relativamente baixas. À medida que a temperatura aumenta, vai sendo liberado o Ar que

está mais perto do centro do cristal, até o seu esgotamento total. As mudanças nas razões isotópicas, e por

conseguinte as “idades”, podem ser medidas como uma função da fração do Ar total liberado.

IV.6.2 - Resultados obtidos

Os dados analíticos Ar/Ar obtidos no decorrer desta tese para o Maciço do Rio Piau encontram-se na tabela

IV.7 e eles estão representados no diagrama denominado de espectro de idade ou idade platô na figura IV.1.

Tabela IV.7 - Dados analíticos Ar/Ar do anfibólio da amostra CM29 do Maciço do Rio Piau.

Degrau nº

Ar atm (%)

Ar(%)

Ar/

Ar*/

Ar Idade (Ma) Erro (Ma)

4,715 0,02 15,610 3221,119 7293,336 ± 303,501

0,000 0,01 8,984 646,032 4516,827 ± 555,879

1,697 0,04 8,799 520,631 4162,687 ± 137,265

1,499 1,12 5,884 448,018 3920,567 ± 10,490

0,701 3,55 5,484 129,478 2126,498 ± 6,299

0,321 8,77 5,524 119,171 2024,222 ± 3,497

0,212 11,05 5,549 119,419 2026,757 ± 3,470

0,135 12,78 5,568 118,308 2015,394 ± 3,264

0,061 15,29 5,574 118,485 2017,207 ± 2,903

0,233 15,28 5,609 120,006 2032,731 ± 2,801

0,205 14,84 5,570 118,678 2019,185 ± 3,255

0,241 5,44 5,550 117,978 2011,996 ± 4,364

0,000 0,24 5,732 120,421 2036,943 ± 41,445

0,000 0,12 6,103 123,703 2069,904 ± 82,536

Fusão

0,009 11,44 6,139 120,092 2033,6 ± 3,134

Idade integrada

2023 ± 4

Parâmetros Erro

(

Ar*/

Ar)Mon 46,72 0,2

Idade Mon 1072 0,01

(

Ar/

Ar)Ca 0,000279 3

(

Ar/

Ar)Ca 0,0007 4

(

Ar/

Ar)K 0,029 3

Ar/

Ar at

288 1

J 0,017371543

As análises nos cristais de anfibólio do Maciço do Rio Piau definiram uma idade platô de 2023±4 Ma

(Corsini et al. 2004) (Fig. IV.1). O espectro de idade determinado por aquecimento em etapas para este

mineral é relativamente plano, foi obtido com 14 etapas de aquecimento e está pouco perturbado. A idade

platô obtida com 88,56% do Ar liberado é considerada como uma boa idade e sugere que ela é confiável

(Wang & Lu 2000). A razão inicial

Ar/

Ar para esta amostra foi de 288 e é consistente o valor de 295,5 da

atmosfera moderna.

Como esta amostra encontra-se na borda deste maciço, a idade anormalmente alta para a primeira porção de

Ar liberado pode refletir os níveis mais altos de potássio das rochas granulíticas encaixantes, o que permitiu

uma difusão do Ar liberado das rochas granulíticas para as bordas do anfibólio. A idade platô concordante

mostrada pelo espectro de idade pouco perturbado, provavelmente indica um evento tectonotermal que deve

representar a colisão Paleoproterozóica que ocorreu nesta região do Sul da Bahia.

Figura IV.1 - Diagrama Ar/Ar com um platô em 2023 ± 4 Ma para o anfibólio da amostr

CM29 do Maciço do Rio Piau.

Para o Maciço de Samaritana/Carapussê, os dados analíticos Ar/Ar obtidos nesta tese encontram-se na tabela

IV.8 e eles estão representados no diagrama de espectro de idade na figura IV.2.

Figura IV.2- Diagrama Ar/Ar com um platô em 1957 ± 4 Ma para a biotita da amostra CM08

do Maciço de Samaritana/Carapussê.

Tabela IV.8 - Dados analíticos Ar/Ar da biotita da amostra CM08 do Maciço de Samaritana/Carapussê.

Degrau n

Ar atm (%)

Ar(%)

Ar/

Idade (Ma)

Erro (Ma)

11,792 0,50 0,263 25,010 650,902 ± 17,624

10,405 0,90 0,048 90,113 1699,651 ± 9,284

2,098 1,14 0,080 106,905 1893,931 ± 7,943

1,622 0,44 0,000 110,983 1938,126 ± 17,044

1,222 0,47 0,058 112,260 1951,736 ± 9,859

0,685 1,08 0,055 113,576 1965,670 ± 6,191

0,178 1,96 0,026 113,854 1968,593 ± 5,062

0,026 3,71 0,010 114,824 1978,769 ± 4,058

0,106 5,29 0,014 114,079 1970,962 ± 2,843

0,363 4,31 0,010 113,748 1967,476 ± 4,043

0,336 3,97 0,011 113,674 1966,697 ± 2,932

0,202 5,92 0,016 114,010 1970,232 ± 3,240

0,233 6,48 0,027 113,844 1968,493 ± 3,019

0,157 5,81 0,024 113,286 1962,606 ± 2,837

0,232 6,54 0,022 112,792 1957,386 ± 3,756

0,028 4,45 0,000 112,934 1958,884 ± 3,093

0,000 2,50 0,000 112,373 1952,939 ± 3,913

0,000 3,83 0,000 112,314 1952,309 ± 3,908

0,152 12,15 0,007 112,329 1952,468 ± 3,064

0,017 6,25 0,005 113,731 1967,299 ± 4,056

0,045 3,46 0,012 113,516 1965,028 ± 4,270

0,130 2,15 0,014 114,086 1971,033 ± 4,941

0,056 2,68 0,008 113,471 1964,557 ± 4,231

0,077 4,59 0,011 113,956 1969,664 ± 3,757

Fusão

0,031 9,43 0,011 114,122 1971,416 ± 3,471

Idade integrada

1957 ± 4,00

Parâmetros Erro

(

Ar*/

Ar)Mon 46,72 0,2

Idade Mon 1072 0,01

(

Ar/

Ar)Ca 0,000279 3

(

Ar/

Ar)Ca 0,0007 4

(

Ar/

Ar)K 0,029 3

Ar/

Ar at

288 1

J 0,017371543

As análises efetuadas nos cristais de biotita do Maciço de Samaritana/Carapussê definiram uma idade platô

de 1957±4 Ma (Corsini et al. 2004) (Fig. IV.2).O espectro de idade determinado por aquecimento em etapas

para este mineral é relativamente plano, foi obtido com 24 etapas de aquecimento e está pouco perturbado. A

idade platô obtida com 90,57% do Ar liberado é considerada como uma boa idade e sugere que ela é

confiável (Wang & Lu 2000). A razão inicial

Ar/

Ar para esta amostra foi de 288 e é consistente o valor de

295,5 da atmosfera moderna.

O Ar liberado durante as primeiras etapas de aquecimento forneceu idades um pouco mais baixas do que as

demais, sugerindo que o Ar das bordas dos grãos continham um determinado percentual de Ar atmosférico,

que poderia ser o resultado da difusão deste gás tanto entrando como saindo da biotita. A idade platô

concordante mostrada pelo espectro de idade pouco perturbado para a biotita do Maciço de

Samaritana/Carapussê provavelmente indica um evento tectonotermal, que no caso deste maciço estaria

relacionado à deformação dúctil e a milonitização associadas com o movimento ao longo de uma zona de

cisalhamento dúctil no limite NW deste maciço, relacionada à colisão Paleoproterozóica que ocorreu nesta

região.

CAPÍTULO V

Deformação

V.1 - Introdução

Os objetivos fundamentais da análise estrutural são estabelecer a geometria, a cinemática e a dinâmica que as

rochas sofreram durante os eventos tectônicos. Através da geometria, são revelados os padrões das estruturas

das rochas, que incluem aspectos como contatos litológicos, fraturas, falhas, dobras e orientações

preferenciais de minerais. Pela cinemática, são determinados os movimentos que, integrados sobre grandes

áreas, formam as bases para inferir movimentos tectônicos antigos. Apesar dos primeiros trabalhos teóricos

ou experimentais remontarem ao século XIX, o desenvolvimento da cinemática é muito recente. Em nível de

conceitos, ela teve como base os progressos efetuados pelas Ciências dos Materiais depois da 2ª Guerra

Mundial. Entretanto, seu avanço ocorreu verdadeiramente nos anos 60, com trabalhos experimentais sobre os

minerais das rochas (Nicolas 1989). Quanto à análise dinâmica, esta permite o entendimento da formação das

estruturas em pequena escala, dos movimentos das placas tectônicas em grande escala, e também como eles

estão conectados. Além disso, busca entender as forças que foram aplicadas, como elas foram aplicadas e

como as rochas reagiram a estas forças. Para o entendimento da deformação tanto em pequena escala como

em escala global, os geocientistas utilizam modelos geométricos, cinemáticos e dinâmicos para tentar

reproduzir os processos deformacionais que as rochas sofrem nas suas condições naturais.

A investigação microestrutural dos processos de deformação é uma ferramenta importante em análises

estruturais. A observação detalhada de produtos deformados natural e experimentalmente, associada a um

mapeamento de campo e a um modelamento teórico dos processos de deformação, tem levado ao

reconhecimento de microestruturas características de diferentes mecanismos de deformação que operam

durante os eventos tectônicos (Schmid 1982, Borradaile et al.1983, Zwart et al. 1987). Além disso, eles são

utilizados para identificar os mecanismos individuais que operam em minerais específicos e nos diferentes

tipos de rochas. Esses mecanismos variam em função das condições de pressão e temperatura e também do

ambiente químico (oxidação ou hidratação) nos quais ocorre a deformação. As microestruturas e texturas

também dependem do nível de esforço. Sua análise é fundamental para a interpretação da dinâmica e dos

movimentos em zonas de falhas assim como para o estudo das interações entre deformação e metamorfismo.

O objetivo fundamental do presente capítulo é analisar, na escala microscópica, os mecanismos de

deformação que estiveram ativos nos maciços gabro-anortosíticos de Rio Piau, Samaritana/Carapussê e

Potiraguá. Inicialmente, será feita uma abordagem teórica dos mecanismos de deformação, enfocando como

cada mecanismo opera, como ele é reconhecido, que informações podem ser extraídas das microestruturas

preservadas e quais aspectos permanecem um problema para estudos futuros. Em seguida, serão

apresentados os mecanismos de deformação do plagioclásio e dos piroxênios, que são os principais

constituintes das rochas em estudo. Por fim, serão apresentadas e interpretadas as microestruturas

encontradas nestes maciços.

A teoria dos mecanismos e processos de deformação utilizada em

Geologia Estrutural é, em grande parte, baseada nas Ciências dos

Materiais e na Metalurgia. Os termos utilizados nestes processos são

bem específicos e mais difundidos em inglês, tornando a sua tradução

para o português uma tarefa não muito fácil. Observa-se que não

existe uma homogeneidade na tradução dos termos do inglês para o

português, mesmo nos trabalhos das Ciências dos Materiais e da

Metalurgia,. Como exemplos, pode-se citar os termos

dislocation

, que

é traduzido como discordância e deslocação,

recovery

, traduzido

como restauração e recuperação, e muitos outros mais. Se esta falta

de homogeneidade já existe entre os próprios engenheiros e

metalurgistas, a situação se complica um pouco mais quando se vai

para os estruturalistas. Diante do exposto, optamos por traduzir

para o português somente aqueles termos que são de um consenso

mais geral ou cuja tradução não deixa dúvidas quanto ao seu sentido.

Para os termos em que a tradução se tornava sem sentido ou era por

demais complicada, optamos por deixá-los em inglês. A explicação de

cada um dos termos específicos deste assunto utilizados neste

trabalho, seja ele traduzido para o português ou em língua inglesa,

estão no glossário que se encontra no final deste volume.

V.2 - Os diferentes comportamentos reológicos

V.2.1 - Esforço (stress) e deformação (strain)

As deformações sofridas pelos materiais de uma forma geral, incluindo aqui os objetos geológicos, são as

respostas dos materiais a esforços ou tensões. O esforço (V) é definido como força por unidade de área, ou

seja,

V = F / A,

onde:

V = esforço (Pa = N/m

)

F = força aplicada (N)

A = área do plano (m

)

A deformação (H) é definida como o efeito do esforço em um material e é expressa como uma variação do

comprimento original, ou seja,

H = ǻ L / L

onde:

H = deformação (%)

ǻ L = (L - L

) = variação de comprimento (m)

= comprimento inicial

L = comprimento final

Uma das características mais importantes dos materiais é a sua capacidade em resistir ou transmitir esforços.

A resposta dos materiais aos esforços está intimamente relacionada à sua capacidade de se deformar

elasticamente ou plasticamente. Ao ser submetido a esforços, o material que exibe comportamento elástico

apresenta deformação não permanente, retornando à sua forma original quando o esforço é removido.

Quando submetido a esforços que ultrapassam o limite elástico, o material exibe um comportamento plástico

ou dúctil e não retorna às suas dimensões originais depois de cessado o esforço (Fig. V.1). Na escala

atômica, a deformação plástica é observada principalmente quando planos cristalográficos são deslizados uns

sobre os outros de forma que, ao se removerem os esforços mecânicos, o material não exibe mais suas

dimensões originais.

Figura V.1 - Curvas de esforço-deformação.

V.2.2 - Reologia da litosfera continental

Todos os processos tectônicos que ocorrem no interior da Terra envolvem o movimento de material sólido

ou fundido. A convecção no manto e os movimentos das placas tectônicas ocorrem por deformações, sejam

elas plásticas, rúpteis, ou no estado sólido, de rochas e minerais que formam o manto e as litosferas oceânica

e continental. Muito do conhecimento sobre a deformação das rochas vem de observações qualitativas

efetuadas por geólogos estruturalistas. Entretanto, estimativas quantitativas de resistência das rochas e

parâmetros de deformação são baseadas em experimentos da mecânica das rochas e observações geofísicas,

sendo que estas últimas, através da sísmica, permitem também a análise da deformação nas camadas

profundas da Terra.

As principais divisões mecânicas da Terra são baseadas na estimativa da resistência das rochas em função da

profundidade. Assim, existe uma crosta superior, na qual a deformação rúptil é dominante, e uma crosta

inferior, na qual o escoamento plástico é dominante. Na crosta superior, a resistência das rochas aumenta

com a profundidade e a pressão confinante, tornando difícil a abertura de novas fraturas ou o deslizamento

ao longo de fraturas antigas. Já na crosta inferior, a resistência das rochas diminui com a profundidade e o

aumento da temperatura, devido a processos termalmente ativados que aceleram os processos plásticos

(Mainprice & Nicolas 1989).

O comportamento mecânico e os processos de escoamento (flow) das rochas da litosfera continental

dependem fundamentalmente do ambiente físico-químico, que envolve composição das rochas, temperatura,

pressão, taxa de deformação, esforço e conteúdo de fluidos. A análise do comportamento mecânico da

litosfera continental é um problema complexo por causa da grande variedade de estruturas, ambientes e

litologias nas diferentes províncias tectônicas, todas pouco compreendidas em profundidade, e devido

também ao pouco entendimento da reologia (relação esforço-deformação), até mesmo das rochas crustais

mais comuns. O bloco diagrama da figura V.2 ilustra uma seção imaginada através da crosta continental,

juntamente com a pressão litostática representativa, temperatura, grau metamórfico e mecanismos de

deformação dominantes (Carter & Tsenn 1987).

Figura V.2 - Bloco diagrama mostrando uma estrutura idealizada da crosta continental, juntamente

com pressão litostática (26 MPa/km), temperatura (25°C/km), grau metamórfico e mecanismos de

deforma

ão dominantes

(

Carter & Tsenn 1987

)

A composição das rochas varia principalmente em função da profundidade. Em níveis crustais superficiais,

uma camada de sedimentos diagenéticos e de fácies metamórfica de baixo grau (zeólita-pumpeleíta) progride

para assembléias da fácies xisto-verde, à medida que se aprofunda na crosta. Materiais de composição

intermediária a ácida da fácies anfibolito, associados a plutonismo granítico local e migmatização,

prevalecem em níveis crustais intermediários. Em níveis crustais profundos, dominam rochas de composição

intermediária a máfica da fácies granulito e estas rochas estão geralmente associadas a gnaisses silícicos e

corpos plutônicos de composição máfica e intermediária. Esta seqüência geral progressiva da crosta, de cerca

de 35 a 40 km de espessura, repousa sobre o material do manto superior, predominantemente ultramáfico

(Carter et al. 1972, Mercier & Nicolas 1975, Nicolas & Poirier 1976, Avé Lallemant et al. 1980), o qual

permanece por toda a litosfera mecânica até uma considerável profundidade e é composto, principalmente,

de olivina com menores quantidades de piroxênios e outras fases aluminosas e acessórias.

Assim, ignorando os sedimentos, os dados disponíveis para mármore, quartzito e granito podem refletir a

resposta mecânica da crosta superior para o ambiente físico. Quanto às rochas granodioríticas, feldspáticas e

dioríticas, estas podem refletir a resposta dos níveis crustais intermediários. Dados experimentais sobre a

reologia de materiais representativos da crosta inferior, tal como um piroxênio-anfibólio-plagioclásio

granulito, são limitados a estudos recentes sobre a deformação experimental de diabásios, piroxenitos e

anortositos (Mackwell et al. 1998, Bystricky & Mackwell 2001, Dimanov et al. 2003).

Dentro da crosta continental, a deformação nos regimes plástico e semi-plástico, será verticalmente,

lateralmente e temporalmente bastante heterogênea, dependendo da mineralogia, presença ou ausência de

fluidos, e da periodicidade dos eventos de deformação. Grande parte desta deformação, mesmo nos níveis

crustais mais profundos e na parte mais superior do manto, está provavelmente concentrada em zonas de

cisalhamento plásticas ao invés de distribuída homogeneamente. É provável que tais zonas atuem como

condutos para a ascensão de fluidos profundos, seja continuamente ou periodicamente.

Estudos geológicos e de laboratório mostram que as rochas apresentam diferentes mecanismos de

deformação a depender da profundidade. Assim, rochas próximas à superfície da Terra possuem mecanismos

de deformação do campo rúptil, as que se encontram em profundidades crustais intermediárias, do campo

rúptil-dúctil, e as que se encontram em níveis crustais profundos, do campo dúctil. As duas variáveis mais

importantes que governam o comportamento das rochas são a temperatura e a taxa de deformação. Altas

temperaturas e baixas taxas de deformação favorecem o comportamento dúctil, enquanto que baixas

temperaturas e altas taxas de deformação favorecem o comportamento rúptil.

A deformação em níveis crustais rasos (até profundidades de 10 a 15 km) é dominada por processos rúpteis.

Este comportamento pode ser descrito aproximadamente por uma lei de deslizamento friccional (frictional

sliding), a lei de Byerlee, a qual prevê que a resistência da rocha aumentará com a pressão (profundidade),

mas será independente da temperatura ou do tipo de rocha. A presença de uma pressão de fluidos tenderá a

diminuir a resistência da rocha. Em maiores profundidades, o aumento da temperatura promoverá processos

de deformação plástica, resultando em um intervalo de profundidade no qual processos rúpteis e plásticos

estarão ativos.

Em profundidades ainda maiores, as temperaturas mais altas resultarão em uma deformação acomodada

essencialmente pelos mecanismos de plasticidade cristalina. Entretanto, durante períodos de altas taxas de

deformação, tais como associadas a terremotos, o comportamento de deformação semi-plástico penetrará

mais profundamente na crosta. A deformação plástica geralmente pode ser descrita pela lei de Arrhenius,

com uma forte dependência da temperatura e uma dependência relativamente fraca da pressão. Nas partes

mais frias da crosta ou do manto, a deformação pode ocorrer por deslizamento de discordâncias (dislocation

glide) dentro do grão mineral que compõe a rocha. Neste regime, freqüentemente referido como de uma

plasticidade de baixa temperatura, o comportamento da rocha é fortemente dependente do esforço diferencial

(differential stress).

Temperaturas mais altas promoverão difusão dentro dos grãos dos minerais, permitindo tanto salto (climb)

como deslizamento de discordâncias, resultando em uma dependência um tanto mais fraca sobre o esforço,

chamado power-law creep. Em taxas de deformação suficientemente baixas e/ou na presença de grãos de

pequenos tamanhos, processos de fluxo de difusão (diffusional creep) podem se tornar dominantes. Estes

processos ocorrem onde a deformação resulta da difusão de átomos ao longo das bordas dos grãos. A

presença de uma fase fluida livre também tenderá a promover processos de fluxo de difusão, a exemplo do

fluxo de dissolução por pressão (pressure-solution creep).

Com o aumento da temperatura e pressão, ocorre uma sucessão de mecanismos de transição na escala de

grãos, que corresponde ao campo rúptil-dúctil. Há importantes diferenças nos mecanismos de deformação,

na transição rúptil-dúctil, para o quartzo e feldspatos, na escala microcristalina. Com o aumento da

temperatura e pressão, os agregados de feldspatos mostram uma transição de fraturas de cisalhamento

localizadas para microfraturamentos inteiramente distribuídos, fluxo semi-brittle (mistura de deslizamento de

discordâncias e microfraturamento) e fluxo de discordância (dislocation creep) sem fraturamento. Ao

contrário, um quartzito sofre fraturas de cisalhamento em temperaturas e pressões muito mais altas, e não

tem o regime de fluxo cataclástico (cataclastic flow), provavelmente devido a sua falta de clivagem. O

quartzo também faz a transição para o fluxo de discordâncias em temperaturas e pressões significativamente

mais baixas que os feldspatos, possivelmente devido a menor distância da repetição da sua rede cristalina

(Tullis & Yund 1987, 1992, Hirth & Tullis 1994).

O comportamento dúctil das rochas faz com que estas se deformem de três formas: fluxo plástico, power-law

creep e fluxo de difusão. Cada um destes mecanismos tem uma relação constitutiva exponencial, na qual a

deformação aumenta exponencialmente com o esforço aplicado. As relações constitutivas dúcteis são mais

sensíveis à temperatura e composição do que a outros fatores.

V.3 - Mecanismos de deformação na escala cristalina

Os diferentes comportamentos dos grãos dos minerais dentro de uma rocha dependem de vários fatores,

dentre eles, mineralogia, orientação cristalográfica, forma, grãos vizinhos, tamanho dos grãos e orientação

das bordas dos grãos. Veremos como cada um destes fatores influencia no comportamento das rochas:

x mineralogia - diferentes minerais têm diferentes sistemas de deslizamento (slip system) disponíveis

para a deformação e podem se deformar mais facilmente ou menos facilmente por processos de

difusão. Como resultado, suas propriedades mecânicas podem ser bastante distintas, mesmo com a

atuação do mesmo mecanismo de deformação.

x orientação cristalográfica - como durante a deformação plástica de um cristal o esforço cisalhante

resultante crítico (CRSS - critical resolved shear stress) controla o movimento das discordâncias, os

grãos que estão em orientação favorável em relação a um sistema de deslizamento específico serão

capazes, a princípio, de se deformar mais facilmente do que aqueles cuja orientação do sistema de

deslizamento termina em baixo esforço cisalhante resultante.

x forma - a forma de qualquer objeto influenciará no seu comportamento mecânico. Assim, grãos

alongados estarão mais propensos ao encurvamento do que aqueles esféricos, e se uma série de grãos

alongados estão alinhados, isto facilita a deformação destes grãos por deslizamento das bordas de

grãos.

x grãos vizinhos - as relações locais de grãos vizinhos influenciarão no comportamento local. Se um

mineral fraco está rodeado por grãos mais rígidos, ele pode ser protegido por estes grãos mais rígidos e

permanecer indeformado, ainda que ele seja inerentemente fraco. Da mesma forma, limites quartzo-

mica parecem ser locais preferenciais de dissolução.

x tamanho dos grãos - há dois comportamentos principais que são dependentes do tamanho do grão. Um

está relacionado ao efeito Hall-Petch para plasticidade, que torna os grãos menores mais resistentes, e

o outro está relacionado a fluxo de difusão, que torna grãos menores menos resistentes.

x orientação das bordas dos grãos - determinadas orientações de bordas de grãos facilitam o movimento

das suas bordas. Por exemplo, uma textura semelhante a uma parede de tijolos submetida a um

cisalhamento simples permitiria um fácil deslizamento das bordas dos grãos porque todas elas estão

alinhadas.

As rochas se deformam por vários processos que são identificados na escala de grãos individuais. Estes

processos dependem das características intrínsecas de cada rocha, tais como, mineralogia, tamanhos dos

grãos, orientação preferencial cristalográfica (OPC), composição de fluido intergranular, porosidade,

permeabilidade, e também de fatores externos, tais como, temperatura, pressão litostática, esforço

diferencial, pressão de fluidos e taxas de deformação impostas externamente. Quando uma rocha é

deformada, os minerais respondem a estes processos gerando microestruturas na escala de grãos, as quais são

utilizadas para identificar os processos de deformação que atuaram na rocha. As estruturas que são visíveis

dentro dos grãos são conhecidas como estruturas de deformação intracristalina.

Mecanismos de deformação são processos que levam a uma mudança na forma das rochas. Há muitos tipos

de mecanismos de deformação que têm sido reconhecidos em rochas e outros materiais cristalinos, tais como

cerâmicas e metais. Em uma seqüência de baixa temperatura-alta taxa de deformação e alta temperatura-

baixa taxa de deformação, os principais processos de deformação identificados são: fluxo cataclástico,

dissolução por pressão, geminação mecânica, deslizamento de discordâncias, restauração, recristalização,

fluxo de difusão no estado sólido (solid-state diffusion creep), deslizamento de bordas de grãos e

superplasticidade.

As microestruturas das rochas dos maciços de Rio Piau, Carapussê, Samaritana e Potiraguá, efetuadas ao

microscópio óptico, evidenciam que a deformação foi acomodada por diferentes mecanismos. Para uma

melhor compreensão desses mecanismos, cada um dos processos de deformação será sintetizado nos tópicos

a seguir, sendo feita uma descrição mais detalhada dos processos de interesse para a presente pesquisa. Para

uma abordagem mais profunda destes processos, consultar Passchier & Trouw (1996).

V.3.1 - Fluxo cataclástico (Cataclastic flow)

Este mecanismo de deformação essencialmente rúptil é alcançado por fragmentação mecânica das rochas e

pelo conseqüente deslizamento e rotação dos fragmentos. Ocorre ao longo de zonas de falhas rúpteis, que

podem mostrar uma transição gradual ou abrupta para o material hospedeiro indeformado, e em condições

que variam de não metamórficas a metamórficas de baixo grau. Depende do tipo de mineral envolvido e da

pressão dos fluidos, uma vez que uma alta pressão de fluidos promove fluxo cataclástico. As taxas de

deformação envolvidas neste processo são relativamente altas (Passchier & Trouw 1996).

Como exemplo da dependência do tipo de mineral envolvido, pode-se citar os estudos experimentais

efetuados com quartzo e feldspatos. No caso do quartzo, entre o fraturamento rúptil e o fluxo de

discordâncias, há um campo transicional correspondente ao fluxo cataclástico (Hirth & Tullis 1989, 1991),

que é caracterizado por uma forte interação entre discordâncias e microfraturas. No caso dos feldspatos, o

campo transicional de fluxo cataclástico é muito maior do que para o quartzo e foram observadas muito

menos interações entre discordâncias e microfraturas (Tullis & Yund 1987, 1992). Este contraste de

comportamento entre o quartzo e o feldspato é provavelmente devido a dois fatores:

(i) os dois bons sistemas de clivagem dos feldspatos podem ser responsáveis pela fragmentação dos

feldspatos em pequenos clastos enquanto que a ausência de clivagem no quartzo dificulta a

fragmentação deste mineral (Tullis et al. 1990);

(ii) a lenta difusão Si/Al nos feldspatos (Tullis & Yund 1977, 1985, 1987, 1992, Grove et al. 1983, Yund

1986, Yund et al. 1989, Hirth & Tullis 1992, 1993) impede a sua restauração em temperaturas mais

baixas.

V.3.2 - Dissolução por pressão (Pressure solution)

Este mecanismo de deformação é dominante em condições diagenéticas e de baixo grau metamórfico onde

os fluidos são abundantes. Neste processo, ocorre a dissolução dos limites dos grãos dando origem a uma

fase fluida no limite dos grãos sob um esforço normal alto. A dissolução por pressão se localiza onde os

grãos estão em contato com superfícies de alto ângulo para uma direção de encurtamento instantâneo, e

também onde o esforço no grão é alto (Fig. V.3).

Figura V.3 - Exemplo de dissolução por pressão. (a) Grãos rodeados por fluidos nos poros. Nos

ontos de contato, as tensões diferenciais são relativamente altas, como indicado pelas regiões

sombreadas. (b) Dissolução por pressão muda a forma dos grãos. O material dissolvido nos pontos de

contato é redepositado nos espaços porosos adjacentes, indicado pelo sombreado. O grid marcador e

a está deslocado em b (Passchier & Trouw 1996).

V.3.3 - Deformação intracristalina

A deformação intracristalina é um mecanismo de deformação que consiste em uma mudança permanente na

forma do cristal, devido a uma mudança relativa na posição de moléculas e átomos ocasionada pelo

movimento de defeitos da rede cristalina. Os principais processos de deformação intracristalina são fluxo de

discordâncias e geminação mecânica. O fluxo de discordâncias inclui deslizamento de discordâncias,

restauração, recristalização e difusão. Antes de enfocar os processos de deformação intracristalina, será feita

uma breve abordagem sobre os defeitos dos cristais.

V.3.3.1 - Defeitos cristalinos

Todos os cristais possuem defeitos, que são imperfeições na estrutura do cristal. Estas imperfeições afetam

várias características dos cristais e são fundamentais na deformação plástica intracristalina e em processos de

difusão atômica.

Os defeitos são importantes por vários motivos:

x podem acelerar o processo de crescimento dos cristais por várias ordens de magnitude (geometria);

x a rede cristalina distorcida em torno de defeito proporciona uma difusão rápida dentro dos cristais

(geometria);

x estão intimamente envolvidos em vários mecanismos de deformação (cinemática);

x promovem uma força motora (driving force) para muitos processos de deformação (dinâmica);

x podem enfraquecer a resistência de um cristal por várias ordens de magnitude (dinâmica);

x o movimento de discordâncias pode levar à formação de uma orientação preferencial cristalográfica .

V.3.3.1.1 - Defeitos pontuais

Os cristais podem apresentar defeitos em pontos isolados de sua estrutura, dando lugar às imperfeições de

ponto. Dentre as imperfeições pontuais, podemos citar os seguintes tipos (Fig. V.4):

x vacância - é o tipo de defeito mais simples e é representada por vazios pontuais causados pela ausência

de átomos em algumas posições da rede cristalina (Fig. V.4). Ela desempenha um papel fundamental

na difusão, possibilitando o movimento de átomos no interior do cristal. Este tipo de defeito pode ser

produzido durante o processo de solidificação (como resultado de perturbações locais no crescimento

do cristal), por rearranjo atômico de um cristal já existente (devido à mobilidade de seus átomos), por

deformação plástica, e por resfriamento rápido.

x auto-intersticial - é um átomo do próprio material que está fora de sua posição na rede cristalina.

x par Frenker - corresponde à formação do par vacância/auto-intersticial.

x átomo substitucional - é o defeito provocado pela existência de átomos estranhos ao cristal (impurezas)

nos próprios vértices da rede cristalina, substituindo os átomos que ali deveriam estar se não existissem

vacâncias.

x átomo intersticial - é a imperfeição causada pela presença de átomos estranhos ao cristal (impurezas)

nos interstícios de sua rede cristalina.

Figura V.4 - Tipos de defeitos pontuais em cristais.

V.3.3.1.2 - Defeitos lineares

Os cristais podem apresentar defeitos alinhados e contínuos em sua estrutura, dando origem a imperfeições

de linha. Os defeitos em linha, também chamados de discordâncias (dislocations), são defeitos que causam a

distorção da rede cristalina em torno de uma linha, e caracterizam-se por envolver um plano extra de átomos

ou o deslocamento e torção de uma parte do cristal em relação ao restante da rede cristalina.

As discordâncias são importantes sob os aspectos geométrico, cinemático e dinâmico. A nível geométrico,

cada discordância representa uma pequena distorção angular da rede cristalina mas, quando muitas delas

estão juntas, pode resultar em uma rede cristalina curva ou em uma desorientação de forma através de uma

borda do cristal. As discordâncias também podem atuar como caminhos de difusão rápidos. A nível

cinemático, o movimento das discordâncias resulta na acumulação de deformação dentro do cristal. A

deformação de um material por movimento de discordâncias é conhecida como plasticidade cristalina. A

nível dinâmico, a distorção em torno de uma discordância constitui uma fonte de energia para outros

processos, tais como migração das bordas dos grãos.

Uma discordância é caracterizada por um vetor de Burgers, b, o qual indica a direção e a magnitude da

distorção de uma rede cristalina causada por uma discordância, e corresponde à distância de deslocamento

dos átomos ao seu redor. O vetor de Burgers pode ser imaginado através do desenho de um circuito quadrado

ao redor de uma discordância de átomo para átomo, com um número igual de átomos de cada lado do

quadrado; em um cristal perfeito, este circuito estaria fechado, mas em torno de uma discordância, o circuito

não se fecha e a parte que está faltado é o vetor de Burgers (Fig. V.5).

(a) (b)

Figura V.5 - O vetor de Burgers em um cristal perfeito (a) e em um cristal com discordância de

orda (b). Em (a) o circuito se fecha. Em (b) o circuito não se fecha. O vetor necessário para fecha

o circuito é o vetor de Burgers, b, que caracteriza a discordância. Neste caso, b é perpendicular

discordância

As discordâncias têm uma orientação diferente em relação à rede cristalina e estes tipos de defeitos podem

ser produzidos durante a solidificação, na deformação plástica dos sólidos cristalinos ou como resultado da

concentração de vacâncias. Eles podem ser dos seguintes tipos:

x discordância de borda ou em cunha

x discordância em hélice ou em parafuso ou em espiral

x discordância mista

V.3.3.1.2.1 -

Discordância de borda ou em cunha (edge dislocation)

A discordância de borda envolve um plano extra de átomos e ocorre quando um plano cristalográfico termina

abruptamente, deixando seus últimos átomos com ligações químicas incompletas (Fig. V.6). Estas

discordâncias podem se mover no cristal se houver energia térmica suficiente, se dirigindo para a superfície,

vindo daí o seu nome de discordância de borda e podem estar relacionadas a zonas de tração e compressão.

O vetor de Burgers, b, neste caso, é perpendicular à linha de discordância.

100

Figura V.6 - Discordância de borda ou em cunha. Este tipo de discordância corresponde à borda (edge)

lano extra. a é a distância entre os

lanos do cristal.

V.3.3.1.2.2 - Discordância em hélice ou em parafuso ou em espiral (screw dislocation)

Neste caso, ocorre um deslocamento de parte do cristal em relação ao resto, torcendo as ligações químicas e

provocando uma distorção na rede cristalina. A discordância é o eixo em torno do qual ocorre a torção do

cristal. Neste caso, o vetor de Burgers, b, é paralelo à linha de discordância (Fig. V.7).

Figura V.7 - Discordância em hélice.

101

V.3.3.1.2.3 - Discordância mista (edge and screw dislocation)

Este tipo de discordância é produzido durante a solidificação do material ou quando é aplicado um esforço

cisalhante sobre o mesmo. A discordância mista é formada por uma discordância de borda associada a uma

discordância em hélice (Fig. V.8). Neste caso, as duas discordâncias apresentam uma única linha de

discordância. O vetor de Burgers, b, mantém uma direção fixa no espaço. Na figura V.8, pode-se constatar

que na extremidade inferior esquerda, onde a discordância é do tipo hélice, b é paralelo à discordância, e na

extremidade superior direta, onde a discordância é de borda, b é perpendicular à discordância. Ela representa

a fronteira entre o domínio que deslizou e aquele que não deslizou.

ura V.8 - Discordância mista.

Desta parte introdutória sobre os defeitos cristalinos, pode-se concluir que tanto o movimento de vacâncias

quanto o movimento de discordâncias através de um cristal, podem fazer com que este mude

permanentemente de forma. Pelo movimento de discordâncias, esta mudança ocorre pelo deslocamento de

partes da rede cristalina de um cristal sem haver uma separação efetiva de uma parte do cristal da outra parte

(Fig. V.9). A deformação dúctil é, em uma grande extensão, alcançada pela migração de discordâncias e de

vacâncias. Os defeitos na rede cristalina podem causar deformações significantes nos cristais somente se

novos defeitos estiverem sendo criados. Isto pode acontecer em locais onde existam vacâncias e

discordâncias dentro dos cristais ou nas suas bordas (Passchier & Trouw 1996).

102

deformação

elástica

introdução de

discordâncias

migração de

discordâncias

mudança na forma do

cristal sem fraturamento

mecânico ou perda da su

estrutura

Figura V.9 - Deformação de um cristal por uma discordância de borda. A parte superior do cristal é

transladada de uma unidade da rede cristalina para a direita devido à passagem de uma únic

discordância da esquerda para a direita. Um plano cristalino é marcado em preto para mostrar o

deslocamento relativo da parte superior do cristal em relação à parte inferior (Passchier & Trouw 1996)

V.3.3.2 - Deslizamento de discordâncias (Dislocation glide)

O principal mecanismo de deformação plástica é o deslizamento de planos atômicos e caracteriza-se pelo

movimento de uma parte do cristal em relação à outra. Nas estruturas cristalinas, estes deslizamentos

acontecem em torno de planos atômicos compactos (de alta densidade planar de átomos), seguindo direções

compactas (de alta densidade linear de átomos), os quais definem o que se chama de sistema de

deslizamento.

O esforço necessário para o início da deformação plástica em cristais depende do esforço necessário para

deslizar os planos cristalinos e da orientação do esforço aplicado em relação ao sistema de deslizamento.

Para que ocorra esta deformação plástica por deslizamento de planos atômicos, é necessário que a

componente de cisalhamento da força aplicada ao material no plano e na direção de cisalhamento atinja o

limite de resistência ao cisalhamento do material, também chamado esforço crítico de cisalhamento (W

) (Fig.

V.10).

Na deformação plástica por deslizamento, assumindo um mecanismo simplificado onde a deformação

implica na ruptura de muitas ligações interatômicas ao mesmo tempo, nota-se que a resistência do material

considerado será muito maior que a encontrada experimentalmente. As evidências de experimentos sugerem

um mecanismo de deformação envolvendo movimentos de discordâncias. As discordâncias facilitam o

movimento de planos de átomos dentro de um material. Com o aumento da temperatura há um aumento na

velocidade do movimento das discordâncias favorecendo o aniquilamento mútuo das mesmas e formação de

discordâncias únicas. As impurezas tendem a difundir-se e concentrar-se em torno das discordâncias,

103

formando uma atmosfera de impurezas. O cisalhamento dá-se mais facilmente nos planos de maior

densidade atômica, por isso a densidade das mesmas depende da orientação cristalográfica. As discordâncias

geram vacâncias, influem nos processos de difusão e contribuem para a deformação plástica.

Figura V.10 - Esforço de cisalhamento de um cristal submetido a esforços de tração: (a) nível

macroscópico; (b) nível atômico, mostrando direções e planos compactos (sistemas de deslizamento).

Quando a deformação intracristalina ocorre somente por movimento de discordâncias, ela é conhecida como

deslizamento de discordância. As discordâncias têm uma orientação diferente em relação à rede cristalina e

somente podem se mover em planos e direções cristalográficas específicos. Este plano de deslizamento junto

com uma direção de deslizamento é conhecido como um sistema de deslizamento (slip system). Para a

maioria dos minerais formadores de rochas, tais como quartzo, olivina, feldspatos e calcita, vários sistemas

de deslizamento com diferentes orientações podem estar ativos. O tipo do sistema de deslizamento que estará

ativo no cristal dependerá da orientação e magnitude do campo de esforço no grão e do esforço cisalhante

resultante crítico

para aquele sistema de deslizamento (Passchier & Trouw 1996).

O esforço cisalhante resultante crítico em um sistema de deslizamento deve ser excedido antes que a

discordância se mova, ou seja, é o valor máximo acima do qual o cristal começa a cisalhar. No entanto, os

valores teóricos são muito maiores do que os valores obtidos experimentalmente. Esta discrepância só foi

entendida quando se descobriu a presença das discordâncias. As discordâncias reduzem o esforço necessário

para o cisalhamento, ao introduzir um processo seqüencial e não simultâneo para o rompimento das ligações

atômicas no plano de deslizamento.

104

A magnitude de -

depende fortemente da temperatura e, em menor extensão, da taxa de deformação, do

esforço diferencial e da atividade química de certos componentes tais como a água, que pode influenciar na

resistência de ligações específicas no cristal. Para cada sistema de deslizamento esta dependência é diferente.

Como resultado, os tipos de sistemas de deslizamento dominantes que estão ativos em um cristal mudam de

acordo com as condições metamórficas e de deformação (Passchier & Trouw 1996).

V.3.3.3 - Fluxo de discordâncias (Dislocation creep)

Quando sistemas de deslizamento diferentes se cruzam em um cristal, as discordâncias que migram podem

tornar-se emaranhadas, causando a obstrução de seus movimentos. Este emaranhado de discordâncias

(dislocation tangle) pode inibir o movimento de outras discordâncias recém formadas, as quais se acumulam

atrás daquelas discordâncias que foram bloqueadas, dificultando assim a deformação dos cristais. A este

processo, no qual ocorre o aumento da resistência do cristal à deformação, chama-se endurecimento (strain

hardening). Este processo também ocorre em rochas e pode acentuar o comportamento rúptil. Entretanto, há

mecanismos que atuam em sentido contrário ao endurecimento, permitindo assim a continuação da

deformação dúctil. Um importante mecanismo que permite que as discordâncias passem pelos locais de

obstrução é a migração de vacâncias em direção às linhas de discordâncias. A migração de vacâncias para o

local bloqueado desloca a discordância e permite que ela salte (climb) sobre o local bloqueado. O mecanismo

de deslizamento de discordâncias associado a este salto é conhecido como fluxo de discordâncias (Fig. V.11)

(Passchier & Trouw 1996).

Figura V.11 - (a) Discordância bloqueada por uma impureza em um cristal. (b) Migração de um

vacância para o plano da discordância pode causar um salto de discordância afastando-a da obstrução.

105

Um importante efeito da deformação intracristalina é o desenvolvimento de uma orientação preferencial

cristalográfica (OPC). Uma vez que as discordâncias se movem somente em planos cristalográficos

específicos, uma rocha que se deforma por movimento de discordâncias pode desenvolver uma orientação

preferencial dos grãos que constituem a rocha.

Apesar de discordâncias individuais só serem observadas no microscópio eletrônico de transmissão, o efeito

da sua presença em uma rede cristalina pode ser visível ao microscópio óptico. Uma rede cristalina que

contenha uma grande quantidade de discordâncias semelhantes pode se apresentar ligeiramente dobrada,

fazendo com que a extinção do cristal em luz polarizada não seja homogênea. A este efeito denomina-se

extinção ondulante (Fig. V.12). A extinção ondulante pode atingir o cristal inteiro através do encurvamento

regular do cristal devido à presença de um grande número de discordâncias, mas também pode ser recortada

e irregular, quando ela está associada com pequenas fraturas microscopicamente invisíveis e kinks, além do

emaranhado de discordâncias (Hirth & Tullis 1992).

Figura V.12 - A extinção ondulante demonstra o efeito de um grande número de discordâncias

roduzindo uma rede cristalina curva.

Microkinks ocorrem como pequenas estruturas isoladas em quartzo e feldspatos e provavelmente estão

associadas com feições cataclásticas nos locais do emaranhado de discordâncias (Tullis & Yund 1987),

sendo indicativas de deslizamento de discordâncias. Lamelas de deformação também constituem um outro

efeito observado em cristais deformados em baixas temperaturas por deformação intracristalina, mas que

somente são visíveis ao microscópio eletrônico de transmissão. A presença de OPCs também tem sido

sugerida como evidência para a deformação por fluxo de discordâncias, embora em alguns minerais (calcita)

ela também possa se formar por geminação mecânica. Em temperaturas elevadas, microestruturas

intracristalinas, tais como extinção ondulante e lamelas de deformação, podem estar ausentes devido à

restauração ou a recristalização. Neste caso, a presença de uma forte OPC pode ser tomada como evidência

de fluxo de discordâncias (Passchier & Trouw 1996).

106

V.3.3.4 - Geminação mecânica

Além dos mecanismos de fluxo e deslizamento de discordâncias, alguns minerais podem se deformar por

geminação mecânica (Jensen & Starkey 1985, Smith & Brown 1988, Burkhard 1993). Neste tipo de

geminação, a rede cristalina geminada pode ser obtida a partir da rede cristalina de origem por um

cisalhamento simples S, de ângulo determinado, paralelo ao plano de geminação K

, ao longo de uma direção

(Fig. V.13). A rede cristalina na parte geminada sofre uma rotação de um ângulo constante, podendo ser

elevado (Nicolas 1989).

Figura V.13 - Geminação mecânica por um cisalhamento simples de amplitude S segundo o plano K

direção K

(Nicolas 1989).

Geminações mecânicas são mais comuns em plagioclásio e calcita e diferem das geminações de crescimento

pela suas formas. Enquanto as primeiras vão se afinando no final, formando uma espécie de cunha e podendo

se encurvar, as de crescimento são uniformes e freqüentemente contínuas através do grão inteiro (Fig. V.14).

A geminação mecânica somente pode acomodar uma pequena quantidade de deformação (strain), sempre

atua em direções cristalográficas específicas e geralmente ocorre em baixas temperaturas.

Figura V.14 - (a) Geminação de crescimento no plagioclásio. (b) Geminação mecânica no

lagioclásio com uma diminuição gradual de espessura da borda para o centro e nucleada em locais

das bordas do cristal onde a tensão é alta

(

Passchier & Trouw 1996

)

107

V.3.4 - Restauração ou recuperação (Recovery)

Quando um cristal é deformado em baixas temperaturas, discordâncias e emaranhado de discordâncias são

formados em resposta a um esforço diferencial imposto, e que leva a um ganho de resistência do material

(strain hardening). A restauração se refere a todos os fenômenos que permitem eliminar os defeitos de um

cristal sem que a estrutura deformada seja invadida por bordas de grãos com forte desorientação

(misorientation), permitindo assim que o cristal deformado guarde sua identidade, embora a densidade dos

defeitos e sua distribuição mudem. Assim, ela descreve os processos que levam a uma recuperação das

propriedades mecânicas deste material e ocorre devido a um rearranjo e aniquilação das discordâncias e de

outros defeitos. Há vários processos competentes que podem levar a observação de um estado mecânico

recuperado. São eles: aniquilação mútua (mutual annihilation), acumulação de discordâncias (pile-ups), salto

de discordâncias (dislocation climb), poligonização e cross-slip (Passchier & Trouw 1996).

Os processos de restauração são intensificados em temperaturas mais altas e ocorrem mais comumente

durante a deformação, embora também possa ocorrer depois dela cessada. Geralmente, este processo não

leva a uma recuperação completa das propriedades iniciais, mas a um amolecimento (softening). Como

resultado da restauração, as discordâncias em um cristal podem se agrupar em arranjos regulares planares

conhecidos como bordas de subgrãos (subgrain boundaries) ou paredes de subgrãos (subgrain walls) (Fig.

V.15). Tais bordas separam fragmentos dos cristais conhecidos como subgrãos (subgrain), os quais são

ligeiramente desorientados (misoriented) em relação aos subgrãos vizinhos ou ao grão hospedeiro.

Figura V.15 - Ilustração esquemática dos processos de restauração. Discordâncias distribuídas sobre o

cristal provoca extinção ondulante. A restauração causa a concentração de discordância em bandas de

deformação e eventualmente em uma borda de sub

rão

(

tiltwal

)(

Passchier & Trouw 1996

)

Em seção delgada, evidências da restauração podem ser observadas pela presença de bandas de deformação e

de subgrãos. As bandas de deformação (Fig. V.15) são zonas de transição dentro do cristal que gradam, em

108

curtas distâncias, de uma extinção aproximadamente uniforme para outras zonas similares do cristal com

uma orientação ligeiramente diferente. Elas podem ser consideradas como um estágio transicional entre a

extinção ondulante e as bordas de subgrãos. Os subgrãos são reconhecidos por apresentarem partes do cristal

separadas das partes adjacentes por limites discretos, abruptos e de baixo relevo. A orientação da rede

cristalina muda ligeiramente de um subgrão para o próximo, geralmente menos de 5º (Fitzgerald et al. 1983,

White & Mawer 1988). Em muitos casos, as paredes de subgrãos se fundem lateralmente em bandas de

deformação ou em limites de grãos de alto ângulo. Também é importante observar que a restauração em

cristais encurvados

, conforme descrito acima,

é somente um dos possíveis mecanismos para formar subgrãos.

Outros mecanismos, embora menos comuns, são a migração lateral dos limites de kink bands, a redução da

desorientação de bordas de grãos e o encontro de migração de bordas de grãos (Means & Ree 1988).

V.3.5 - Recristalização

A recristalização é um processo através do qual ocorre a formação e/ou migração das bordas dos grãos

(Vernon 1981). O processo de recristalização está intimamente ligado à deformação por deslizamento,

porque é através dela que se desenvolve a orientação preferencial das rochas. De acordo com a sua relação

com a deformação, a recristalização pode ser dinâmica ou sintectônica, se ela acompanha a deformação, e

estática ou pós-tectônica, se ela a sucede. Assim como a restauração, a recristalização também pode

contribuir para a redução da densidade de discordâncias em cristais deformados.

A principal força que dirige a recristalização, seja ela estática ou dinâmica, é a deformação elástica no

interior de um grão devida à acumulação de discordâncias. Há uma tendência geral para que uma borda de

grão se mova em direção a um grão mais deformado, reduzindo assim a energia interna do sistema. Isto

resulta em uma seleção preferencial de grãos que não possuam discordâncias, ou que as possuam em

pequenas quantidades, os quais dominam a OPC (Wenk & Christie 1991).

Existem três tipos de energia para que a recristalização evolua:

- a energia de deformação elástica devido à presença de defeitos intracristalinos;

- a energia de superfície dos cristais;

- a energia química livre, que pode conduzir a uma variação no teor de anortita (An) entre o cristal

hospedeiro e aqueles que foram recristalizados (Marshall & Wilson 1976, Borges & White 1980,

Auffray et al.1983, Simpson 1985).

A recristalização impelida pela energia de deformação opera segundo dois mecanismos que conduzem à

recristalização por migração das bordas dos grãos e à recristalização por rotação de subgrãos.

109

V.3.5.1 - Recristalização por migração das bordas dos grãos (GBM - grain boundary migration

recrystallisation)

Átomos ao longo das bordas dos grãos de dois cristais vizinhos, um com alta e o outro com baixa densidade

de discordâncias, se deslocam ligeiramente da rede cristalina do cristal com alta densidade de discordâncias

para a rede cristalina do cristal com baixa densidade de discordâncias. Isto resulta no deslocamento local das

bordas dos grãos e no crescimento do cristal menos deformado às custas do seu vizinho mais deformado

(Fig. V.16a). Este processo reduz a energia livre interna do agregado cristalino envolvido e é conhecido

como migração da borda do grão. A borda do grão também pode fazer um lobo no cristal com alta densidade

de discordância e formar um novo cristal independente (Fig. V.16b), sendo este processo conhecido como

bulging. Embora seja menos comum em rochas, ainda é possível que pequenos núcleos desprovidos de

discordâncias nucleiem dentro de um grão fortemente deformado com alta densidade de discordâncias

emaranhadas e cresçam às custas do cristal antigo (Drury & Urai 1990) (Fig. V.16c, d). Tanto o processo da

nucleação isolada como o bulging das bordas dos grãos, levam a uma reorganização do material cristalino,

fazendo com que “velhos grãos” com alta densidade de discordâncias sejam substituídos por “novos grãos”.

Este processo é conhecido como recristalização e mais especificamente como recristalização por migração

das bordas dos grãos (Gottstein & Mecking 1985, Urai et al. 1986).

(a) (b) (c) (d)

Figura V.16 - Recristalização dinâmica por migração das bordas dos grãos. (a) dois grãos vizinhos co

diferentes densidades de discordâncias. As linhas retas nos círculos indicam os planos da rede cristalina;

(b) a borda do grão pode começar a formar um lobo no grão com a mais alta densidade de discordâncias;

(c, d) o grão com mais alta densidade de discordâncias (cinza) é consumido por bulging do grão menos

deformado; o lobo eventualmente se desenvolve como um grão independente e também é possível ocorre

nucleação espontânea e crescimento de novos grãos com baixa densidade de discordâncias (Passchier &

Trouw 1996).

110

Na recristalização por migração das bordas dos grãos, não há necessariamente qualquer mudança na

composição química entre os grãos antigos e os recristalizados. Entretanto, em alguns minerais tais como os

feldspatos, podem se desenvolver pequenas diferenças na composição química.

V.3.5.2 - Recristalização por rotação de subgrãos (SR - subgrain rotation recrystallisation)

Um processo especial ocorre quando discordâncias são adicionadas continuamente as bordas dos subgrãos.

Isto acontece somente se as discordâncias estão relativamente livres para saltar de um plano cristalino para o

outro. O processo é conhecido como fluxo de discordância acomodado por salto (climb-accommodated

dislocation creep). Nestes casos, o ângulo entre a rede cristalina de ambos os lados da borda do subgrão

aumenta gradualmente até o subgrão não poder mais ser classificado como parte do mesmo grão (Fig. V.17).

Este processo, no qual um novo grão se desenvolveu por desorientação progressiva de subgrãos ou por

rotação de subgrãos, é conhecido como recristalização por rotação de subgrãos (Passchier & Trouw 1996).

Figura V.17 - Recristalização dinâmica por rotação de subgrãos. A rotação de um subgrão em resposta

migração de discordâncias para dentro das bordas dos subgrãos durante a deformação progressiva pode

causar o desenvolvimento de bordas de grãos de alto ângulo e, por conseguinte, de novos grãos. As barras

dentro dos subgrãos indicam a orientação da rede cristalina (Passchier & Trouw 1996).

V.3.5.3 - Evidências da recristalização dinâmica

A recristalização por migração das bordas dos grãos e a por rotação de subgrãos são dois processos

importantes na recristalização dinâmica. A recristalização por migração das bordas dos grãos pode suceder a

recristalização por rotação de subgrãos, depois que os subgrãos anteriores já tivessem sofrido uma certa

quantidade de rotação (Lloyd & Freeman 1991, 1994).

111

Geralmente, as evidências da recristalização dinâmica são mais difíceis de serem encontradas do que as

evidências de deformação e restauração. Os dois tipos de microestruturas características deste tipo de

recristalização são texturas completamente recristalizadas e texturas parcialmente recristalizadas. Texturas

parcialmente recristalizadas apresentam uma distribuição bimodal de tamanhos de grãos, com agregados de

pequenos grãos com tamanhos aproximadamente uniformes entre grandes grãos com extinção ondulante, e

com subgrãos do mesmo tamanho que os pequenos grãos. Estes pequenos grãos são, provavelmente, os

novos grãos formados por recristalização dinâmica. O tamanho uniforme dos novos grãos é devido à

deformação e recristalização em um esforço diferencial específico (Passchier & Trouw 1996).

A distinção entre uma textura completamente recristalizada e uma textura equigranular não recristalizada é

muito difícil de ser feita. Entretanto, em um agregado de grãos formados por recristalização dinâmica

completa, os grãos mostrarão uma OPC, que é uma evidência de deformação interna, e um tamanho de grãos

relativamente uniforme (Passchier & Trouw 1996).

A recristalização por migração das bordas dos grãos pode ocorrer tanto pelo processo da nucleação isolada

como pelo bulging das bordas dos grãos existentes e é evidenciada pela presença de bordas de grãos

altamente irregulares (Passchier & Trouw 1996). Neste tipo de recristalização, os núcleos que surgem dentro

dos porfiroclastos se desenvolvem por migração das bordas dos grãos. Em baixas temperaturas e tensões

elevadas, a nucleação é favorecida em relação à migração devido à deformação intensa da rede cristalina.

Neste caso, os porfiroclastos serão substituídos por numerosos neoblastos de tamanho pequeno, localizados

sobretudo nos domínios da rede cristalina onde a deformação foi particularmente intensa, como nas bandas

de deformação ou nas coroas na periferia do porfiroclasto. Quando as temperaturas são altas, pode dominar a

migração das bordas dos grãos resultando em neoblastos maiores e menos numerosos do que no caso

anterior. Quando a migração das bordas dos grãos é muito ativa, ela se faz diretamente entre os

porfiroclastos. Conforme a sua deformação interna, que é uma conseqüência de sua orientação, alguns

porfiroclastos se desenvolverão e outros serão reabsorvidos (Nicolas 1989).

A recristalização por rotação de subgrãos é caracterizada por uma transição gradual de agregados de

subgrãos para agregados de novos grãos com aproximadamente o mesmo tamanho, e por bordas de subgrãos

que passam lateralmente para bordas de grãos. Uma OPC pode ocorrer em agregados recristalizados na

forma de uma orientação de uma família de grãos, a qual pode ser derivada de um único grande grão parental

que foi completamente desaparecido pela recristalização por rotação de subgrãos (Passchier & Trouw 1996).

O parentesco entre o cristal hospedeiro deformado (porfiroclasto) e os neoblastos explica também que a

orientação da rede dentro da estrutura recristalizada reflete a orientação preferencial inicial (Nicolas 1989).

112

Estruturas de manto e núcleo, que consistem de um agregado de pequenos grãos recristalizados

dinamicamente em torno de um núcleo de um cristal com a mesma composição mineralógica, são evidências

de que esta estrutura se desenvolveu por recristalização de um núcleo mineral ao longo de suas bordas.

V.3.5.4 - Competição de processos durante a deformação

Durante a deformação, existe uma competição contínua entre os processos que provocam a distorção de uma

rede cristalina e processos que restauram a ordem, tais como restauração e recristalização. O que se observa

em rochas deformadas depende da importância relativa destes processos e, indiretamente, dos parâmetros de

deformação (taxa de deformação e temperatura). Altas temperaturas e a presença de um fluido sobre as

bordas dos grãos geralmente promovem os processos de restauração e recristalização, enquanto que altas

taxas de deformação acentuam a distorção dos cristais. Normalmente, somente as estruturas relacionadas aos

estágios finais da competição de processos são preservadas e elas são formadas imediatamente antes da

temperatura e/ou taxa de deformação caírem abaixo de um valor crítico e as estruturas ficarem “congeladas”

(Passchier & Trouw 1996).

Dependendo do processo de acomodação, há dois principais tipos de deformação baseados em fluxo de

discordâncias (Sellars 1978, Zeuch 1982, Tullis & Yund 1985). Eles são fluxo de discordância acomodado

por salto (Yund & Tullis 1991), que é associado com recristalização por rotação de subgrãos (Guillopé &

Poirier 1979), e fluxo de discordância acomodada por recristalização, onde a recristalização por migração

das bordas dos grãos é o mecanismo de acomodação (Tullis & Yund 1985, Tullis et al. 1990).

V.3.6 - Fluxo de difusão no estado sólido (Solid-state diffusion creep)

Este processo ocorre quando a temperatura de uma rocha é relativamente alta em relação à temperatura de

fusão dos seus constituintes minerais, fazendo com que os cristais se deformem somente por migração de

vacâncias na sua rede cristalina. Os dois tipos básicos são fluxo de Coble e fluxo de Nabarro-Herring. A

difusão do tipo fluxo de Coble ocorre em superfície e opera pela difusão de vacâncias na rede cristalina ao

longo das bordas dos grãos; a do tipo fluxo de Nabarro-Herring opera pela difusão de vacâncias através da

rede cristalina (Fig. V.18) (Passchier & Trouw 1996).

Poucas microestruturas têm sido propostas como evidência para fluxo de difusão. Este processo pode

originar bordas de grãos lobados e fortemente encurvados entre dois minerais diferentes e em condições de

alto grau metamórfico (Grower & Simpson 1992).

113

Figura V.18 - Os dois tipos básicos do processo de fluxo de difusão no estado sólido: fluxo de Coble

no qual a difusão de vacâncias ocorre ao longo das bordas dos grãos, e fluxo de Nabarro-Herring, no

ual a difusão de vacâncias ocorre no interior da rede cristalina.

V.4 - Mecanismos de deformação do plagioclásio

As rochas anortosíticas são ideais para o estudo do comportamento reológico do plagioclásio devido ao alto

conteúdo deste mineral. Apesar de ser um mineral importante na crosta terrestre e, junto com os feldspatos

alcalinos representarem um papel fundamental na determinação do comportamento reológico da crosta, os

mecanismos de deformação do plagioclásio, em uma variedade de condições, ainda são pouco conhecidos

quando comparado a de outros minerais. Até cerca de 20 anos atrás, o seu comportamento dúctil era pouco

compreendido e, mesmo atualmente, apesar de todos os avanços das técnicas que permitem estudar este tipo

de comportamento, ele ainda é pouco compreendido quando comparado a minerais tais como olivina,

quartzo e calcita. Como exemplo, pode-se citar que a estrutura das discordâncias e o vetor de Burgers

dominante em cristais de plagioclásio deformados ductilmente só foram determinados com o trabalho

pioneiro de Olsen & Kohlstedt (1984). O trabalho experimental de Tullis & Yund (1987) mostrou que as

microestruturas do plagioclásio observadas com o microscópio petrográfico exibiam aspectos dúcteis

semelhantes àqueles esperados para fluxo de discordâncias. Já as observações efetuadas em um microscópio

eletrônico de transmissão (MET) mostraram evidências de microfraturamento e zonas microscópicas com

um comportamento de fluxo cataclástico para um grande intervalo de condições, sugerindo que fluxo

cataclástico é provavelmente um importante mecanismo de deformação.

Experimentos efetuados em laboratório e observações feitas em grãos de plagioclásio deformados

naturalmente têm mostrado que a deformação do plagioclásio é fortemente dependente das condições

metamórficas. O comportamento do plagioclásio, como observado por diversos autores (Tullis & Yund

1980, 1985, 1987, 1991, Hanmer 1982, Tullis 1983, Dell’Angelo & Tullis 1989, Tullis et al. 1990, Pryer

1993), será abordado a seguir, de acordo com o incremento da temperatura e diminuição da taxa de

114

deformação. Quando dados para quartzo e calcita também estiverem disponíveis da literatura, estes serão

citados a título de comparação.

Em condições de grau metamórfico muito baixo (T<300ºC), a deformação dos feldspatos é

predominantemente rúptil, resultando em fraturamento e fluxo cataclástico. As estruturas características nos

cataclasitos resultantes deste tipo de deformação são fragmentos de grãos angulares com uma grande

variação nos tamanhos dos grãos, falhamentos em escala de grãos e encurvamentos dos planos de clivagem e

geminação (Passchier & Trouw 1996). Estudos destas estruturas, efetuados em um microscópio eletrônico de

transmissão (MET), têm mostrado que elas não são devidas a emaranhados de discordâncias, mas a

fraturamentos rúpteis em escala muito pequena (Tullis & Yund 1987). Nestas temperaturas, a geminação

mecânica no plagioclásio, segundo as leis albita e periclina, é importante e pode acomodar uma quantidade

limitada de deformação.

A complexidade da geminação do plagioclásio é sem paralelo entre os minerais comuns formadores de

rochas. Contudo, a maioria destas geminações pode se formar somente durante o crescimento inicial deste

mineral. Enquanto as geminações de origem magmática são mais espaçadas e mais regulares do que as

geminações mecânicas (Nicolas 1989, Smith 1974), as geminações mecânicas de origem tectônica são

estreitas, numerosas, e tendem a se condensar dentro do grão ou na sua borda (Fig. V.19). Os dois únicos

tipos de geminação mecânica que o plagioclásio pode adquirir são a albita e a periclina (Starkey 1964,

Brown & Macaudière 1986).

Figura V.19 - Diferenças entre as geminações de origem magmática (a) e tectônica (b) nos grãos de

lagioclásio. As geminações magmáticas são menos numerosas que as tectônicas e são retilíneas. As

geminações tectônicas são mais numerosas que as magmáticas, estreitas e tendem a se afunilar a parti

da borda do cristal

(

Nicolas 1989

)

115

T (ºC)

Figura V.20 - Esquema ilustrando a facilidade da geminação mecânica do plagioclásio em função do

teor de An e da temperatura de equilíbrio (após Brown & Macaudière 1986).

A facilidade da geminação mecânica do plagioclásio é condicionada pelo grau de desordem Al/Si na sua

estrutura. Os resultados experimentais de Mügge & Heide (1931), Laves (1952), Borg & Handin (1966),

Borg & Heard (1969, 1970), Seifert & Verploeg (1977), Marshall & McLaren (1977) foram resumidos por

Brown & Macaudière (1986), que fizeram um esquema ilustrando a facilidade do plagioclásio se geminar

mecanicamente, em função do percentual de anortita e da temperatura de equilíbrio (Fig V.20). Segundo este

gráfico, a facilidade de deformação do plagioclásio está diretamente relacionada ao seu conteúdo de anortita.

Estudos prévios efetuados em calcita têm mostrado que a geminação mecânica é mais provável de ocorrer

quando o esforço de cisalhamento resultante sobre o plano de deslizamento da geminação e na direção de

deslizamento da geminação está em um máximo. Dessa forma, somente aqueles cristais orientados deste

modo no campo do esforço, assim como os que se encontram aproximadamente nesta condição, irão

geminar. Sem dúvida, grãos orientados contrariamente não poderão geminar. Rochas que têm minerais com

geminação mecânica podem permitir uma localização aproximada do campo do esforço que causou a

geminação através da medida dos elementos de geminação destes grãos (Lawrence 1970). A aplicação desse

método à análise das geminações do plagioclásio nos milonitos da zona de cisalhamento Além Paraíba

permitiu, por exemplo, a determinação das paleodireções de esforços no domínio sul do Cinturão Ribeira

(Egydio-Silva & Mainprice 1999).

Em condições de baixo grau metamórfico (T entre 300 e 400ºC), a reação do plagioclásio à deformação é

mais ou menos rígida, o que é esperado uma vez que a temperatura de recristalização do plagioclásio é de

cerca de 500ºC (Voll 1976). O comportamento rúptil ainda é dominante e é evidenciado por um

microfraturamento interno, embora já seja assistido por algum movimento de discordâncias (Passchier &

Trouw 1996). As microestruturas produzidas por este tipo de comportamento freqüentemente se assemelham

a estruturas plásticas cristalinas, embora elas sejam, de fato, rúpteis. Geminação encurvada, afinamento da

116

geminação mecânica, extinção ondulante, bandas de deformação e kink bands com bordas acentuadas podem

estar presentes (Pryer 1993). Estruturas claramente separáveis, tais como augen e matriz ou manto-núcleo,

inexistem nestas condições de baixo grau.

Quando as temperaturas variam entre 400 e 500ºC, que correspondem a condições de baixo a médio grau

metamórfico, diminui a importância do comportamento rúptil. O fraturamento nos grãos de plagioclásio sob

estas condições torna-se menos proeminente, mas o microkinking é abundante, provavelmente associado com

feições cataclásticas nos locais de emaranhado de discordâncias (Tullis & Yund 1987). Ao microscópio

petrográfico, os únicos critérios para atestar estas características são a falta de uma OPC e uma mistura

homogênea incomum de grãos de plagioclásio e de outras fases minerais em agregados de granulação muito

fina. Ainda nestas condições de médio grau metamórfico, a deformação plástica intracristalina é capaz de

acomodar parte da deformação, fazendo com que o salto de discordâncias se torne possível e a recristalização

comece a ser importante, especialmente nas bordas dos grãos do plagioclásio. Entretanto, nestas condições

de temperatura, somente um limitado número de sistemas de deslizamento está ativo. As discordâncias

podem ser criadas, mas como o seu movimento é excessivamente difícil nestas temperaturas, elas se tornam

emaranhadas rapidamente e os grãos de feldspato sofrem endurecimento (work-hardening), resultando

geralmente numa deformação rúptil do grão. Quanto à recristalização, esta ocorre, principalmente, por

nucleação e crescimento de novos grãos (Borges & White 1980, Gapais 1989, Gates & Glover 1989, Tullis

& Yund 1991). As evidências deste processo no microscópio petrográfico são o desenvolvimento de grãos de

plagioclásio de granulação muito fina e com bordas pontiagudas ao redor dos núcleos dos antigos cristais,

sem estruturas de subgrãos nas zonas transicionais (Passchier 1982).

Em condições de médio a alto grau metamórfico (T entre 500 e 700ºC), a deformação nos feldspatos é

acomodada tanto por mecanismos rúpteis como por mecanismos dúcteis. O movimento de discordâncias

torna-se progressivamente mais fácil à medida que a temperatura aumenta, reduzindo assim a quantidade de

endurecimento que o grão deformado sofre. Estruturas manto-núcleo podem facilmente se desenvolver

nestas temperaturas. O núcleo ou augen é circundado por grãos recristalizados de granulação fina que foram

separados do grão original. Estes grãos menores estão mais susceptíveis a fluxo de difusão e assim começam

a se deformar plasticamente.

Nas condições de alto grau metamórfico (T entre 700 e 900ºC), a plasticidade cristalina torna-se o

mecanismo de deformação dominante. O deslizamento de discordâncias pode acomodar a maior parte da

deformação. Poucos sistemas de deslizamento parecem estar ativos no plagioclásio, mesmo em altas

temperaturas, e estes variam muito a depender da sua composição e da temperatura de deformação. O plano

mais favorável ao deslizamento é o plano da geminação albita (010) e as direções mais favoráveis são as

[001] e [100]. Geralmente o sistema de deslizamento (010) [001] parece ser o dominante (Fig. V.21) em

condições de médio a alto grau metamórfico, embora em temperaturas muito altas os sistemas (010) [100] e

117

(001) [100] possam ser ativados (Montardi & Mainprice 1987, Ji & Mainprice 1988, Dornbush et al. 1994,

Ullemeyer et al. 1994, Kruhl 1987). A ocorrência do salto de discordância é difícil e o endurecimento ainda

podem levar a algum fraturamento rúptil. Os processos de restauração incluem recristalização por migração

das bordas dos grãos e recristalização por rotação de subgrãos. A recristalização por migração das bordas dos

grãos é muito mais importante do que a recristalização por rotação de subgrãos porque os feldspatos

acumulam rapidamente um grande número de discordâncias e a recristalização por migração das bordas de

grãos é um processo muito efetivo para removê-las. Neste estágio de deformação, a recristalização dinâmica

torna-se possível.

Em condições de temperaturas ainda mais altas dentro da fácies granulito (acima de 900ºC), a difusão torna-

se o mecanismo de deformação dominante. Esta pode ser assistida pela presença de um fundido como um

fluido intergranular. A presença de água também aumentará o campo onde a difusão estará ativa.

Figura V.21 - Sistemas de deslizamento do plagioclásio.

Para a maioria dos minerais formadores das rochas, as taxas de crescimento são anisotrópicas, o que faz com

que os cristais se desenvolvam com formas desiguais, que estão diretamente ligadas às formas

cristalográficas. Por exemplo, o plagioclásio freqüentemente se desenvolve na forma tabular, geralmente

alongada segundo os planos (010) e (001), achatado segundo o eixo [010] e com relações de forma (aspect

ratios) típicas entre 2 e 4. Se um cristal com esta forma assenta por gravitação em uma câmara magmática

"calma", ou seja, onde não há aportes de novos materiais que gerem correntes de convecção dentro da

câmara, então a sua face plana ou o seu eixo longo fica paralelo ao plano de acamadamento.

118

V.5 - Microestruturas e mecanismos de deformação do plagioclásio

dos maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia

As rochas anortosíticas são ideais para se estudar a deformação do plagioclásio devido ao alto conteúdo deste

mineral nestas rochas. A composição mineralógica destas rochas compreende principalmente três grupos de

minerais: olivinas, piroxênios e feldspatos. Nas rochas em estudo, a olivina alcança, no máximo, cerca de 5%

do conteúdo modal e os piroxênios cerca de 20%.

V.5.1 - Metodologia

A análise microestrutural das rochas anortosíticas dos maciços de Rio Piau, Samaritana/Carapussê e

Potiraguá foi feita, inicialmente, na lupa binocular Wild Heerbrugg, que permite observar a lâmina inteira no

seu campo de visão, em luz plana e com nicóis cruzados. Nesta etapa foram selecionadas as lâminas delgadas

para serem analisadas ao microscópio óptico Leitz DMRXP, com objetivas de 2,5x, 10x, 20x/0,40 PH1,

20x/0,40 P, 40x/0,70 e 100x/1,25. Neste microscópio foram analisadas 51 lâminas delgadas (19 de Rio Piau,

23 de Samaritana/Carapussê e 9 de Potiraguá) e destas, 12 foram selecionadas (4 de Rio Piau, 5 de

Samaritana/Carapussê e 3 de Potiraguá) e tiveram suas microestruturas fotografadas em uma câmera digital

Coolpix 990 da Nikon com Superhigh-performance 3X, acoplada ao microscópio óptico e à lupa. As

fotomicrografias foram transferidas, posteriormente, para um microcomputador e tratadas nos softwares

Adobe Photoshop 6.0, Adobe Illustrator 7.0 e Corel Photo-Paint 11. Para complementar os estudos

microestruturais, foram selecionadas 7 lâminas para medidas das orientações preferenciais cristalográficas

pelo método EBSD e 5 para análises na microssonda eletrônica.

V.5.2 - Maciço de Samaritana/Carapussê

O estudo dos mecanismos de deformação do plagioclásio no Maciço de Samaritana/Carapussê se concentrou

nas rochas classificadas por Jesus (1997)/Macêdo (2000) como anortositos. Macroscopicamente, estas rochas

apresentam coloração cinza escura e granulação que varia de grossa a muito grossa. A anisotropia destas

rochas é marcada pelo alinhamento de duas populações de cristais de plagioclásio e pela foliação, a qual é

definida pelos agregados de minerais máficos (principalmente piroxênios e biotita) que contornam os grãos

reliquiares de plagioclásio e pela orientação preferencial de forma dos porfiroclastos.

A análise microestrutural de 23 lâminas delgadas deste maciço mostrou que não há variações significativas

de textura e composição mineralógica entre as amostras estudadas. De uma forma geral, o primeiro aspecto

119

que sobressai na análise destas rochas é uma deformação plástica marcante. A maioria das amostras

apresenta texturas primárias e secundárias. As texturas primárias são de origem magmática e estão

evidenciadas nos porfiroclastos de plagioclásio (relictos de cristais ígneos), pela presença de geminação

magmática segundo a lei Carlsbad e zoneamento ígneo. As texturas secundárias são feições de deformação

evidenciadas por extinção ondulante, geminação em cunha, encurvamento de geminação e de rede cristalina

dos porfiroclastos de plagioclásio, e também por uma matriz recristalizada dinamicamente.

O plagioclásio se apresenta como grãos reliquiares, que doravante serão denominados porfiroclastos, e como

grãos muito menores (0,5 mm em média), constituindo uma matriz finamente granulada. Alguns cristais de

plagioclásio chegam a alcançar mais de 30 mm e estão imersos nesta matriz. Os grãos de plagioclásio do

maciço de Samaritana/Carapussê foram classificados como labradorita, com teores médios de anortita em

torno de 66%. Na presente tese, a composição deste mineral foi determinada em porfiroclastos e grãos da

matriz, com o objetivo de auxiliar na interpretação das microestruturas e das orientações preferenciais

cristalográficas. Tanto os porfiroclastos quanto os grãos de plagioclásio da matriz mostram abundantes

evidências ópticas de deformação intracristalina, tais como extinção ondulante, geminação mecânica com

lamelas finas e em cunha, encurvamento de geminação, distorção da rede cristalina, presença de subgrãos e

recristalização dinâmica, embora os porfiroclastos se apresentem mais fortemente deformados. Estes se

apresentam com formas tanto alongadas quanto globulares e, na maioria das amostras analisadas, apresenta

uma orientação preferencial de forma, provavelmente de origem magmática.

Os minerais máficos ocorrem geralmente na forma de agregados ao redor dos porfiroclastos de plagioclásio.

Estes agregados mostram texturas poligonizadas similares as do plagioclásio da matriz. O principal

constituinte destes agregados máficos é o clinopiroxênio, seguido pelo ortopiroxênio, óxidos de Fe-Ti e

olivina.

Os piroxênios estão muito fraturados e se apresentam freqüentemente poligonizados, sendo esta

poligonização dos piroxênios mais acentuada que a dos grãos de plagioclásio da matriz. Os cristais maiores

de piroxênio apresentam 2 direções de fraturamento, com um ângulo de aproximadamente 30º entre elas.

Ocasionalmente, apresentam-se com clivagem encurvada, e coroados por anfibólio, biotita e minerais

opacos, indicando que estes minerais se cristalizaram às custas dos piroxênios. Freqüentemente, apresentam-

se exsolvidos.

A biotita ocorre nas formas de palhetas bem formadas contornando os porfiroclastos de plagioclásio, em

agregados com os demais minerais máficos, e substituindo os piroxênios e anfibólios nas bordas, clivagens e

fraturas destes minerais, ora como cristais bem formados, ora sem forma definida, em percentuais que

chegam a ultrapassar 5% do conteúdo modal (Pranchas V.1, V.2 e V.3). Estas formas de ocorrência sugerem

duas origens, sendo uma magmática e a outra como produto de transformação dos piroxênios e anfibólios.

120

Os minerais opacos são, principalmente, magnetita e titano-magnetita. Eles ocorrem formando massas

irregulares presentes nos espaços intergranulares dos grãos de plagioclásio ou associados aos minerais

máficos, como produto de alteração secundária tardia, e também como pequenas inclusões euédricas nos

grãos de plagioclásio. Assim como para a biotita, estas formas de ocorrência sugerem que alguns destes

minerais são magmáticos e outros são produtos de alteração de outros minerais.

A olivina, pouco freqüente, se apresenta associada aos demais minerais máficos.

Os anfibólios se apresentam como cristais subédricos a anédricos, com tamanho médio em torno de 0,5 mm,

e estão sempre associados a piroxênios, biotita e minerais opacos, caracterizando o seu caráter secundário.

O quartzo e o feldspato alcalino ocorrem como pequenos grãos disseminados na matriz rica em plagioclásio

e na maioria das vezes só foram detectados em análises de microssonda eletrônica. Ocasionalmente foram

observados cristais maiores de feldspato alcalino e quartzo associados à matriz, inclusive com o quartzo

apresentando a forma de ribbon.

V.5.2.1 - Microestruturas dos porfiroclastos de plagioclásio

Os porfiroclastos de plagioclásio representam cerca de 40 a 50% do volume da rocha, com tamanhos que

chegam a alcançar mais de 30 mm (Prancha V.3c). A maioria deles apresenta geminação mecânica, extinção

ondulante, bandas de deformação, kink bands, formação de subgrãos, e recristalização ao longo dos limites

dos grãos e fraturas (Pranchas V.1, V.2 e V.3), indicando uma deformação plástica intensa. Estes

porfiroclastos se apresentam tanto alongados, com relações de forma de até mais de 8:1 (Prancha V.4a),

quanto globulares, com formas equidimensionais (Pranchas V.2d, V.3b). Os alongados são mais abundantes

que os globulares e geralmente mostram kinking e extinção ondulante. Eventualmente, são observados nestes

porfiroclastos resquícios de um zoneamento ígneo (Pranchas V.3a, V.3b).

As geminações presentes nos porfiroclastos de plagioclásio são magmáticas e tectônicas, sendo que as

tectônicas são as mais comuns e estão presentes em cerca de 80% dos porfiroclastos. Os que apresentam

geminação primária, segundo as leis Carlsbad e albita-Carlsbad, podem ser considerados como grãos

reliquiares do protólito ígneo. Segundo Shelley (1992), cristais de plagioclásio com geminação Carlsbad têm

teores de anortita maiores do que os que não apresentam esta geminação. Nos porfiroclastos de plagioclásio

do Maciço de Samaritana/Carapussê que apresentavam este tipo de geminação, análises de microssonda

eletrônica mostraram que estes grãos de plagioclásio com geminação Carlsbad tinham os mesmos teores de

anortita que os porfiroclastos que não apresentavam este tipo de geminação.

Prancha V.1

(b)

0 0,5 1,0cm

(a)

0 0,5 1,0cm

(c)

0 0,5 1,0cm

(d)

0 0,5 1,0cm

121

122

Prancha V.1 - Fotomicrografias dos aspectos gerais das rochas anortosíticas.

(a) Visão geral dos agregados de minerais máficos (piroxênios, anfibólios, biotita e minerais opacos)

definindo a foliação da rocha (a 45º da borda curta inferior da lâmina). Lâmina CM19 em luz

plana.

(b) Aspecto geral das feições de deformação dos porfiroclastos de plagioclásio (extinção ondulante,

geminação mecânica, fraturamento, recristalização ao longo dos limites de grãos e fraturas) e da

matriz, bem como a distribuição dos agregados de minerais máficos. Mesma lâmina delgada de (a)

com nicóis cruzados.

opacos) definindo a foliação da rocha (a 45º da borda curta inferior da lâmina). Lâmina CM20 em

luz plana.

(d) Visão geral das feições de deformação dos porfiroclastos de plagioclásio (extinção ondulante,

geminação mecânica, fraturamento, recristalização ao longo dos limites de grãos e fraturas) e da

matriz, bem como a distribuição dos agregados de minerais máficos. Mesma lâmina delgada de (c)

com nicóis cruzados.

Prancha V.2

(a) (b)

0 0,5 1,0cm

123

124

Prancha V.2 - Fotomicrografias dos aspectos gerais das rochas anortosíticas.

(a) Aspecto geral dos agregados de minerais máficos (piroxênios, anfibólios, biotita e minerais

opacos) definindo a foliação da rocha (a 45º da borda curta inferior da lâmina). Lâmina CM08 em

luz plana.

(b) Visão geral dos porfiroclastos de plagioclásio mostrando feições de deformação (extinção

ondulante, geminação mecânica, fraturamento e recristalização ao longo dos limites de grãos e

fraturas) e da matriz. Os minerais máficos estão distribuídos em bandas paralelas à foliação.

Mesma lâmina delgada de (a) com nicóis cruzados.

agregados de minerais máficos (piroxênios, anfibólios, biotita e minerais opacos). Lâmina CM09

em luz plana.

(d) Aspecto geral das feições de deformação dos porfiroclastos de plagioclásio (extinção ondulante,

geminação mecânica, fraturamento, e recristalização ao longo dos limites de grãos e fraturas), da

matriz e da distribuição dos agregados de minerais máficos. Mesma lâmina delgada de (c) com

nicóis cruzados.

Prancha V.3

(a) (b)

0 0,5 1,0cm

0 0,5 1,0cm 0 0,5 1,0cm

125

126

Prancha V.3 - Fotomicrografias dos aspectos gerais das rochas anortosíticas (nicóis cruzados).

(a) Aspecto geral das rochas anortosíticas do Maciço de Samaritana/Carapussê, destacando as duas

formas de apresentação do plagioclásio. Como porfiroclastos, apresentando aspectos ígneos

(geminação magmática segundo a lei Carlsbad, conforme cristal na parte central da lâmina, e

zoneamento no cristal da parte superior da lâmina) e de deformação (extinção ondulante,

geminação em cunha, encurvamento de geminação e de rede cristalina), e como matriz

recristalizada dinamicamente. Lâmina SAM148-B1.

(b) Visão geral dos porfiroclastos de plagioclásio com geminação Carlsbad, zoneamento ígneo (cristal

na parte superior direita), plano de composição da geminação Carlsbad encurvado e matriz

recristalizada no plano de composição da geminação (no cristal com geminação Carlsbad no centro

da lâmina). Lâmina SAM9893-2B1.

de deformação plástica intracristalina e microfraturamento. Este cristal apresenta geminação

mecânica em cunha das bordas para o centro segundo as leis albita e periclina. A parte superior do

porfiroclasto está parcialmente consumida por grãos formados por recristalização, que se

desenvolve, preferencialmente, ao longo dos limites de grãos, geminações e microfraturas. Lâmina

CR01.

(d) Visão geral dos porfiroclastos de plagioclásio apresentando seus aspectos de deformação dúctil.

Lâmina CM22.

127

A geminação mecânica segundo a lei albita geralmente predomina sobre a geminação segundo a lei periclina,

embora esta também ocorra com freqüência (Prancha V.2d). Conforme já foi visto anteriormente, estas são

as duas únicas leis segundo as quais ocorre a geminação mecânica no plagioclásio. Há uma variação

substancial, de grão para grão, na quantidade e na morfologia das geminações e no volume do grão afetado

por elas (Pranchas V.1, V.2, V.3). Assim, alguns porfiroclastos estão inteiramente geminados sob uma ou

ambas as leis da geminação (Prancha V.4b), enquanto que outros contêm somente geminações curtas e em

pequenas quantidades (Prancha V.4c). A maioria das geminações é contínua (Prancha V.4d), embora as

geminações em forma de cunha também sejam comuns. Estas últimas geralmente se estendem da borda dos

grãos em direção ao centro do cristal (Pranchas V.3c, V.4d) e também em podem se originar em fraturas pré-

existentes como um mecanismo de acomodar a deformação, sendo que algumas destas fraturas,

ocasionalmente, deslocam as geminações (Prancha V4e). As geminações podem ocorrer restritas aos limites

dos porfiroclastos (Prancha V.4d) ou estarem completamente contidas dentro deles (Prancha V.4b) e,

freqüentemente, se apresentam encurvadas por efeito tectônico (Pranchas V.1, V.2, V.3, V.4f). Olsen &

Kohlstedt (1985) estudaram, em microscopia eletrônica, as microestruturas de cristais de plagioclásio de

composição intermediária (An

-An

) deformados naturalmente e observaram que discordâncias

freqüentemente ocorrem nos limites das geminações ou nas terminações delas.

A extinção ondulante é uma das indicações mais óbvias da deformação intracristalina e consiste de uma

variação gradual na posição de extinção dentro de um grão. Quando esta variação na posição de extinção

forma bandas com limites relativamente abruptos e bem definidos, ela é chamada de banda de deformação

(Olsen & Kohlstedt 1985). Grande parte dos porfiroclastos de plagioclásio apresenta extinção ondulante

(Prancha V.5a), seja ela incipiente ou marcante. Quanto às bandas de deformação, estas ocorrem em menor

escala (Prancha V.5b).

A acumulação de discordâncias nas bandas de deformação leva à formação de subgrãos que apresentam

desorientação em relação ao porfiroclasto "pai" entre 1º e 15°. Subgrãos são feições típicas de processos de

deformação de alta temperatura (Nicolas & Poirier 1976). Os subgrãos se desenvolvem extensivamente tanto

nas bordas dos porfiroclastos (Pranchas V.5c, V.5d) como no seu interior (Prancha V.5e). Suas formas

variam de irregulares (Prancha V.5e) a poligonais (Prancha V.5f), com tamanhos médios entre 0,1 e 0,3 mm.

Os subgrãos são observados com mais freqüência em grãos geminados e com encurvamento de rede

cristalina ou de geminação, mas eles ocorrem também em cristais sem geminação (Pranchas V.6a, V.6b). A

observação de subgrãos com granulometria similar à da matriz sugere que a recristalização por rotação de

subgrão tenha sido um processo importante na formação da matriz. Outro processo de recristalização ativo

nessas rochas é o bulging. Este processo de difusão possibilita a migração dos limites dos grãos e a formação

e o desenvolvimento de grãos, a partir dos limites de grãos dos porfiroclastos (Pranchas V.6c, V.6d).

Prancha V.4

0 1,0mm

0 0,5 1,0mm

0 1,0mm

0 0,5 1,0mm

(a)

(b)

(e) (f)

128

129

Prancha V.4 - Fotomicrografias das microestruturas dos porfiroclastos de plagioclásio (nicóis

cruzados).

(a) Porfiroclasto de plagioclásio alongado com relações de forma de mais de 8:1. Lâmina CM08-

83/10.

(b) Porfiroclasto de plagioclásio inteiramente geminado segundo as leis albita (aproximadamente na

direção N330º em relação à borda longa da lâmina) e periclina (aproximadamente na direção N60º

em relação à borda longa da lâmina). Lâmina CM09-73/25.

restritas às bordas dos grãos e se estendendo em direção ao centro do cristal. Lâmina CM20-63/29.

(d) Porfiroclasto de plagioclásio mostrando geminação mecânica estreita e contínua.Lâmina CM 09-

82/34.

(e) Porfiroclasto de plagioclásio geminado segundo a lei albita apresentando uma fratura deslocando

as geminações, kink na parte inferior do cristal e geminação mecânica na forma de cunha iniciando

nos dois lados da fratura. Lâmina CM22-82/5.

(f) Porfiroclasto de plagioclásio com deformação dúctil evidenciada pela curvatura acentuada do

plano de composição da geminação. Lâmina CM19-69/4.

130

Os porfiroclastos de plagioclásio sofreram redução da granulometria pelo mecanismo de recristalização. Os

grãos recristalizados se formam nas margens dos porfiroclastos e ao longo de microfraturas. Na maioria das

vezes, este processo consome parcialmente o porfiroclasto (Prancha V.6e), embora, ocasionalmente, ele

chega a dissecá-los completamente (Prancha V.6f). A transição gradual de subgrãos para grãos

recristalizados ocorre extensivamente ao longo das margens dos porfiroclastos, nas microfraturas existentes

nas margens e no interior destes, e ao longo de planos de geminação, sugerindo que o processo de

recristalização por rotação de subgrãos foi importante (Poirier & Nicolas 1975). Onde dois porfiroclastos

estão em contato, seus limites são lobados e podem conter grãos recristalizados de pequeno tamanho.

Tem sido inferido que, durante a recristalização dinâmica do plagioclásio, novos grãos podem se formar por

nucleação (White 1975, Marshall & Wilson 1976). Um argumento para a nucleação é proporcionado pelas

mudanças químicas que freqüentemente são observadas entre os antigos e novos grãos de plagioclásio

(White 1975, Brown et al. 1980, Sodré Borges & White 1980, Brodie 1981, Olsen & Kohlstedt 1985, Molli

1994, Stünitz 1998). Entretanto, um grande número de novos grãos sem mudanças químicas e sem relações

de controle com os grãos parentais tem sido observado em amostras deformadas experimentalmente (Tullis

& Yund 1985, 1987, 1992, Tullis et al. 1990, Ji & Mainprice 1987, 1990).

As microestruturas sugestivas de nucleação existem no maciço em estudo (Pranchas V.7a, V.7b). Análises

feitas em dois destes grãos na amostra CM-19 (Tab. III.1) mostraram que não existem variações

significativas de composição destes grãos quando comparadas com as composições dos porfiroclastos e da

matriz recristalizada. Devido à quantidade de análises efetuadas nestes grãos não ser estatisticamente

representativa, não se pode afirmar que porfiroclastos, matriz recristalizada e grãos nucleados não

apresentam variações significativas de composição.

A distribuição dos diferentes tipos de microestruturas é completamente heterogênea até dentro de uma

mesma lâmina delgada. Enquanto alguns porfiroclastos mostram poucas evidências de deformação plástica

por deslizamento intracristalino (extinção ondulante fraca, pequena quantidade de geminação mecânica nas

bordas), outros mostram extensivas evidências desta deformação (formação de subgrãos, bandas de

deformação, encurvamento acentuado da rede cristalina). Em zonas de moderada distorção da rede cristalina

nos porfiroclastos de plagioclásio, estes são invadidos por zonas de recristalização (Prancha V.6e). Zonas de

alta deformação de rede cristalina dos porfiroclastos são caracterizadas por kinking e geminação. Trilhas de

grãos recristalizados adentram os porfiroclastos ao longo destas zonas e, muitas vezes, a deformação é tão

intensa que eles chegam a estar quase que completamente consumidos pela matriz recristalizada

dinamicamente (Prancha V.6f). Estas zonas são locais favoráveis à recristalização e, desta forma, vários

grãos alongados são formados de um grão anteriormente maior (Prancha V.7c).

Prancha V.5

(d)

(a) (b)

(c)

(e)

(f)

0 1,0mm

0 0,15 0,3mm

131

132

Prancha V.5 - Fotomicrografias das microestruturas dos porfiroclastos de plagioclásio (nicóis

cruzados).

(a) Porfiroclasto de plagioclásio apresentando extinção ondulante. Lâmina CM20-63/29.

(b) Porfiroclasto de plagioclásio apresentando bandas de deformação. Lâmina CM08-81/16.

processo de recristalização por rotação de subgrãos esteve ativo nestas rochas. O grão claro que se

encontra na parte superior esquerda da lâmina parece ser um único grão. Lâmina CM20-61/31.

(d) Com um pequeno giro da platina do microscópio, o grão claro da parte superior esquerda da

fotomicrografia (c) evidencia o desenvolvimento dos subgrãos.

(e) Desenvolvimento de subgrãos com formas irregulares no interior de um porfiroclasto de

plagioclásio. Lâmina CM20-84/5.

(f) Subgrãos com formas poligonizadas apresentando junções tríplices a 120º. Lâmina CM22-67/6.

Prancha V.6

(a) (b)

(e) (f)

0 0,5 1,0mm

0 0,15 0,3mm

0 1,0mm

0 0,5 1,0mm

133

134

Prancha V.6 - Fotomicrografias das microestruturas dos porfiroclastos de plagioclásio (nicóis

cruzados).

(a) Desenvolvimento de subgrãos em grão de plagioclásio sem geminação. Lâmina CM22-87/8.

(b) Com um pequeno giro da platina do microscópio, o grão que está circundado de branco na

fotomicrografia (a) evidencia o desenvolvimento de subgrãos.

denominado de bulging, possibilitou a migração dos limites dos grãos e a formação e

desenvolvimento de novos grãos nos limites dos porfiroclastos. Lâmina CM09-80/28.

(d) Com um pequeno giro da platina do microscópio, a continuidade óptica entre o porfiroclasto e o

grão que está se formando pelo processo de recristalização por bulging fica mais evidente. Mesma

lâmina de (c).

(e) Zonas de moderada distorção da rede cristalina em um porfiroclasto de plagioclásio invadidas por

zonas de recristalização. A formação de grãos recristalizados nas margens e ao longo de destas

zonas de distorção da rede cristalina, na maioria das vezes, consome parcialmente o porfiroclasto.

Lâmina CM09-91/8.

(f) Zonas de alta deformação de rede cristalina em um porfiroclasto de plagioclásio. Trilhas de grãos

recristalizados adentram o porfiroclasto ao longo destas zonas deixando-o quase que

completamente consumido pela matriz recristalizada dinamicamente. Lâmina CM19-69/10.

135

De uma forma geral, os porfiroclastos são contornados por uma matriz de plagioclásio e agregados de

minerais máficos constituídos, principalmente, de piroxênios, biotita e óxidos de Fe-Ti (Prancha V.4),

embora eles também se apresentem inteiramente contornados por grãos de plagioclásio da matriz. Os limites

entre os porfiroclastos e estas fases minerais, quando observados em detalhe, se apresentam de duas formas:

(i) irregulares; e (ii) retos a quase retos. Os limites irregulares possuem formas serradas, lobados ou

completamente indefinidas (Pranchas V.7d, V.7e). Os limites retos a quase retos são observados quando

novos grãos em contato com os porfiroclastos estão poligonizados ou em vias de poligonização (Prancha

V.7f).

V.5.2.2 - Microestruturas da matriz de plagioclásio

A matriz das rochas anortosíticas analisadas representa de 50 a 60% do volume da rocha e é constituída,

principalmente, de plagioclásio e, subordinadamente, de piroxênios, biotita e óxidos de Fe-Ti-V (Prancha

V.8a). Os grãos de plagioclásio da matriz se apresentam de diferentes formas: (i) límpidos, sem indícios de

deformação e/ou geminação ou com muito pouco destes aspectos deformacionais (Prancha V.8b); (ii) com

geminação primária, segundo a lei albita (Prancha V.8c); (iii) com texturas poligonizadas com junções

tríplices a 120º (Prancha V.8d); e (iv) com geminação mecânica, ocasionalmente encurvada, e com extinção

ondulante (Prancha V.8e). A maioria destes grãos se apresenta nas três primeiras formas citadas. Geralmente

eles são isomorfos e possuem tamanhos que variam de 0,01 a 0,8 mm, com tamanho médio de 0,5 mm. Os

grãos da forma (iv) possuem formas ligeiramente alongadas, tamanhos variando de 0,3 a mais de 2 mm e

limites de grãos irregulares. Esta grande variação sugere que muitos deles são remanescentes de antigos

porfiroclastos.

Os limites destes grãos recristalizados têm geometrias que variam de reta (com junções tríplices a 120º) a

ligeiramente suturada. Em alguns setores das lâminas, pode-se observar limites curvos ou irregulares

(Prancha V.8f). De uma forma geral, os grãos recristalizados de plagioclásio não apresentam uma orientação

preferencial de forma, embora se observe uma orientação de forma incipiente nas proximidades dos

porfiroclastos (Prancha V.9a).

Muitos aspectos encontrados nesta matriz de plagioclásio são indicativos de que estes grãos, ou pelo menos

parte deles, também sofreram deformação dúctil. A presença de geminação segundo as leis albita e periclina

é muito comum nos grãos da matriz. Elas se estendem por todo o grão ou podem se apresentar partindo da

borda em direção ao centro e na forma de cunha. Kink bands e limites de grãos de baixo ângulo também são

observados em muitos grãos recristalizados (Pranchas V.8e, V.9b). Estes aspectos microestruturais estão de

acordo com a interpretação de que grãos da matriz são produtos de recristalização dinâmica (Nicolas &

Poirier 1976).

Prancha V.7

(a) (b)

(e) (f)

0 0,5 1,0mm

0 0,15 0,3mm

0 0,5 1,0mm

0 1,0mm

0 0,5 1,0mm

136

137

Prancha V.7 - Fotomicrografias das microestruturas dos porfiroclastos de plagioclásio (nicóis

cruzados).

(a) Microestrutura sugestiva de nucleação. Lâmina CM22-89/9.

(b) Detalhe da fotomicrografia (a).

maior que foi consumido pelo processo de recristalização dinâmica. Lâmina CM08-93/21.

(d) Limites de grãos irregulares entre o porfiroclasto de plagioclásio e as outras fases minerais.

Lâmina CM08-81/8.

(e) Limites de grãos irregulares entre o porfiroclasto de plagioclásio e as outras fases minerais.

Lâmina CM22-65/30.

(f) Limites retos a quase retos entre o porfiroclasto de plagioclásio e os grãos da matriz. Os limites

retos são observados quando novos grãos em contato com o porfiroclasto estão poligonizados ou

em vias de poligonização. Lâmina CM20-75/17.

Prancha V.8

(a) (b)

(e) (f)

0 1,0mm

0 0,15 0,3mm

0 0,5 1,0mm

138

139

Prancha V.8 - Fotomicrografias das microestruturas da matriz de plagioclásio (nicóis cruzados).

(a) Visão geral da matriz das rochas anortosíticas analisadas. Ela é constituída, principalmente, de

plagioclásio e, subordinadamente, de piroxênios, biotita e óxidos de Fe-Ti-V. Lâmina CM09-

64/32.

(b) Grãos de plagioclásio da matriz límpidos, sem indícios de deformação e/ou geminação ou com

muito pouco destes aspectos deformacionais. Lâmina CM08-87/12.

90/30.

(d) Grãos de plagioclásio da matriz apresentando texturas poligonizadas com junções tríplices a 120º.

Lâmina CM09-85/30.

(e) Grãos de plagioclásio da matriz com limites de grãos irregulares, formas ligeiramente alongadas e

apresentando aspectos deformacionais tais como geminação em cunha e encurvamento de

geminação. Lâmina CM08-81/5.

(f) Grãos de plagioclásio da matriz apresentando tanto limites curvos, irregulares e ligeiramente

suturados quanto retos e com junções tríplices a 120º. Lâmina CM22-85/11.

Prancha V.9

(a) (b)

(e) (f)

0 1,0mm

0 0,5 1,0mm

0 1,0mm

140

141

Prancha V.9 - Fotomicrografias das microestruturas dos minerais da matriz.

(a) Grãos recristalizados de plagioclásio apresentando uma orientação preferencial de forma incipiente

nas proximidades do porfiroclasto. Lâmina CM19-67/23 com nicóis cruzados.

(b) Visão geral da matriz das rochas anortosíticas mostrando alguns aspectos deformacionais (extinção

ondulante e geminação em cunha) dos grãos de plagioclásio. Lâmina CM09-76/18 com nicóis

cruzados.

piroxênio. Lâmina CM19-64/21 em luz plana.

(d) Mesma fotomicrografia de (c) com nicóis cruzados. Lâmina CM19-64/21.

(e) Porfiroclasto de piroxênio rodeado de grãos de piroxênios recristalizados. Lâmina CM20-77/8 em

luz plana.

(f) Grão reliquiar de clinopiroxênio com ex-solução de ortopiroxênio. Observa-se também que grãos

recristalizados de piroxênio adentram este grão. Lâmina CM19-64/21 com nicóis cruzados.

142

As microfraturas observadas nos porfiroclastos também se desenvolveram nos grãos recristalizados. Nestes

grãos, estas fraturas podem se desenvolver dentro de um único grão ou elas podem cortar uns poucos grãos,

mas são muito menos pervasivas do que nos porfiroclastos (Pranchas V.7f, V.8d, V.8e). Localmente,

observam-se cristais maiores de plagioclásio que chegam a alcançar 1 mm. Esses cristais são relictos de

porfiroclastos que não foram totalmente consumidos pela recristalização dinâmica.

V.5.2.3 - Microestruturas dos demais minerais da matriz

Depois do plagioclásio, os piroxênios são os minerais volumetricamente mais importantes da matriz, sendo o

clinopiroxênio mais abundante que o ortopiroxênio. A presença do ortopiroxênio atesta que estas rochas

alcançaram temperaturas e pressões compatíveis com a fácies granulito. As microestruturas dos piroxênios

confirmam que estas rochas foram deformadas em altas temperaturas. Grãos recristalizados de orto e

clinopiroxênio com tamanhos médios de 0,5 mm são observados ao longo das margens de porfiroclastos de

piroxênio (Pranchas V.9c, V.9d, V.9e) e em zonas que cortam estes porfiroclastos (Prancha V.9f). Os grãos

poligonais de piroxênio podem ter se formado por recristalização dinâmica, mas a ausência de subgrãos nos

piroxênios sugere que eles podem ter se formado por microfraturamento ou cataclase, seguido por annealing

dos fragmentos ou por cimentação dos fragmentos por sobrecrescimentos opticamente contínuos do mesmo

mineral (Brodie & Rutter 1985). Os porfiroclastos de piroxênio ocasionalmente apresentam encurvamento da

clivagem (Prancha V.10a, V.10b), atestando que estes porfiroclastos sofreram deformação dúctil (Prancha

V.10c). Também apresentam ex-solução de orto em clinopiroxênio.

A biotita se apresenta de duas formas. A maioria dos grãos ocorre em forma de palhetas (Pranchas V.10a,

V.10d) e contornando os porfiroclastos de plagioclásio, sugerindo uma origem magmática. Grãos sem forma

definida e com forte pleocroísmo (Prancha V.10e) ocorrem associados, principalmente, aos agregados de

minerais máficos e, subordinadamente, aos grãos em forma de palhetas que contornam os porfiroclastos de

plagioclásio.

Os agregados de minerais máficos são constituídos principalmente de piroxênios. Os anfibólios ocorrem

como minerais de alteração associados a estes minerais máficos (Pranchas V.9c, V.9e, V.10a). Os óxidos de

Fe-Ti também estão associados aos agregados de minerais máficos e constituem produto de alteração destes

minerais (Pranchas V.10d, V.10e). Estes óxidos também ocorrem como grandes cristais (oikocristais?),

provavelmente cristalizadas durante ou após a deformação, uma vez que carregam pedaços de minerais

deformados, de piroxênios com ex-solução e matriz de plagioclásio poligonizada (Prancha V.10f).

Prancha V.10

(a) (b)

(e) (f)

0 1,0mm

0 0,5 1,0mm

0 1,0mm

0 0,5 1,0mm

0 0,15 0,3mm

143

144

Prancha V.10 - Fotomicrografias das microestruturas dos minerais da matriz.

(a) Aspecto geral dos agregados de minerais máficos. Lâmina CM19-67/23 em luz plana.

(b) Porfiroclasto de piroxênio apresentando geminação encurvada. Lâmina CM09-76/18 com nicóis

cruzados.

(d) Biotita em forma de palhetas. Lâmina CM19-64/21 em luz plana.

(e) Biotita sem forma definida e com forte pleocroísmo. Lâmina CM20-77/8 com nicóis cruzados.

(f) Grande cristal de óxido de Fe-Ti intersticial. Lâmina CM19-64/21 com nicóis cruzados.

145

A matriz também é constituída de quartzo, em proporções modais que alcançam até 5%. Ocasionalmente, ele

encontra-se na forma de ribbon (Prancha V.11a, V.11b), sugerindo que ele já fazia parte da matriz da rocha

quando ela foi deformada. Análises da matriz efetuadas em microssonda eletrônica mostraram que a mesma

também é constituída de feldspato alcalino. Estes raramente são identificados em microscopia óptica, embora

sua presença seja constante, principalmente em locais onde não seriam esperados, tais como na matriz que

adentra os porfiroclastos de plagioclásio.

V.5.2.4 - Mecanismos de deformação do Maciço de Samaritana/Carapussê

As observações microestruturais das rochas anortosíticas do Maciço de Samaritana/Carapussê foram

efetuadas ao microscópio óptico. Estas microestruturas foram comparadas com diversos dados de rochas

ricas em plagioclásio, deformadas natural e experimentalmente, existentes na literatura (Jensen & Starkey

1985, Olsen & Kohlstedt 1985, Olesen 1987, Ji & Mainprice 1988, Kruse et al. 2001, Lapworth et al. 2002,

Stünitz et al. 2003, Xie et al. 2003, Rosenberg & Stünitz 2003). Estes dados permitiram inferir e interpretar

os mecanismos de deformação que, possivelmente, atuaram neste maciço.

A interdependência do fraturamento e da deformação plástica cristalina observada experimentalmente tem

implicações importantes para a deformação do plagioclásio na natureza. Esta relação foi demonstrada por

Tullis et al. (1990) e por Tullis & Yund (1992). O início da deformação plástica nestes experimentos ocorreu

em um regime de pressão e temperatura, onde o fraturamento distribuído é pervasivo nas amostras, e existem

zonas plasticamente deformadas entre as fraturas. Feldspatos naturalmente deformados mostram evidência

para o fraturamento durante a deformação de altas temperaturas, mesmo que esta ocorra em temperaturas tão

altas quanto entre 700 e 900ºC, quando o fluxo de discordâncias é claramente o mecanismo dominante

(Goode 1978, Sodré Borges & White 1980, Brown & Macaudière 1984, Kruse & Stünitz 1999, Kruse et al.

2001). Assim, o fraturamento sempre acompanha a deformação plástica do plagioclásio na natureza e parece

ser um precursor comum para a geração de discordâncias, certamente no regime de plasticidade de baixa

temperatura. A geração de discordâncias devido a fraturamento já tinha sido descrita por McLaren & Pryer

(2001). Estes autores sugeriram que, em um regime de deformação semi-brittle, existe não apenas a

superposição dos processos de fraturamento e de deslizamento de discordâncias, mas que estes processos

interagem e são mutuamente independentes. Desta forma, a interação de fraturamento e atividade de

discordâncias provavelmente promove a transição da deformação rúptil para a plástica nos feldspatos. O

fraturamento nos feldspatos é especialmente fácil devido aos seus dois perfeitos sistemas de clivagem (Tullis

& Yund 1985, 1987, 1992, Hadizadeh & Tullis 1992). A interação entre fraturamento e atividade de

discordâncias é potencialmente importante para outros minerais com sistemas de clivagem bem

desenvolvidos, tais como anfibólios e piroxênios (Kenkmann & Dresen 2002).

Prancha V.11

(a) (b)

0 0,5 1,0mm

146

147

Prancha V.11 - Fotomicrografias das microestruturas dos minerais.

(a) Presença de quartzo e feldspato alcalino na matriz da rocha anortosítica. O quartzo também se

apresenta na forma de ribbon. Lâmina CM09-69/38 com nicóis cruzados.

(b) Fratura aberta atravessando indistintamente porfiroclastos e matriz. Lâmina CM09-78/38 em luz

plana.

que carrega pedaços de minerais. Lâmina CM09-78/38 com nicóis cruzados.

(d) Presença de alterações de baixa temperatura, tais como sericitização dos grãos de plagioclásio, em

pequenas proporções. Lâmina CM20-63/30 com nicóis cruzados.

148

O primeiro mecanismo de deformação ativado é a geminação. Ela implica em um pequeno rearranjo da

estrutura cristalina e só acomoda uma quantidade limitada de deformação. A natureza descontínua das

geminações é indicativa de uma origem deformacional, e tais geminações ocorrem somente segundo as leis

albita e periclina. Ambas envolvem um cisalhamento de cerca de 8º (Vance 1961, Seifert 1964, Vernon

1965, Lawrence 1970). As geminações albita são mais amplamente distribuídas do que as geminações

periclina. Esta observação concorda com aquelas de Vance (1961) e White (1975), que sugerem que o

esforço cisalhante resultante crítico para a geminação albita é um pouco mais baixo do que para a geminação

periclina. A diferença na abundância das geminações albita e periclina não pode ser explicada em termos de

diferenças no número de grãos orientados favoravelmente para a geminação sobre uma ou outra lei. A

geometria da geminação é tal que, se o esforço de cisalhamento é alto sobre um dos sistemas de geminação,

ele é também alto sobre o outro (Borg & Heard 1969). Com a continuação da deformação, esta progride para

o deslizamento de discordâncias.

As demais microestruturas ópticas (extinção ondulante, subgrãos, bandas de deformação), além da presença

do ortopiroxênio, são indicativas de que a deformação alcançou condições de fácies granulito. A extinção

ondulante é formada mais precocemente na deformação. Um aumento na deformação (e tempo), resulta nos

subgrãos opticamente observáveis e nas microestruturas de bandas de deformação (Olsen & Kohlstedt 1985).

A maioria das bandas de deformação faz grandes ângulos com (001) e tem sido interpretada como resultado

de deslizamento sobre este plano (Seifert 1965, Borg & Heard 1969, 1970, Vernon 1975, Debat et al. 1978,

Goode 1978).

Dos dados existentes na literatura sobre a recristalização dinâmica do plagioclásio, alguns autores

consideram que esta ocorre pelos processos de migração dos limites dos grãos e por rotação progressiva de

subgrãos (Poirier & Guillopé 1979, Urai et al. 1986, Drury & Urai 1990), enquanto que outros sugerem que

além destes dois processos, ela também ocorre por bulging. Na recristalização por migração dos limites dos

grãos, a reestruturação dos grãos é acompanhada por uma rápida migração dos limites dos grãos entre

núcleos sem deformação de rede cristalina e o grão parental deformado. Já na recristalização por rotação

progressiva de subgrãos, a desorientação progressiva dos limites dos subgrãos leva eventualmente à

formação de novos grãos de tamanhos quase iguais aos dos subgrãos.

Uma das características microestruturais que pode distinguir qual dos dois processos foi o dominante é a

orientação cristalográfica dos grãos recristalizados em relação ao grão parental. Nos grãos recristalizados por

rotação progressiva de subgrãos, existe um controle entre estes grãos e o seu grão parental. Para os grãos

recristalizados pelo processo de migração dos limites dos grãos, pode ser difícil reconhecer os fatores que

controlaram a orientação dos grãos recristalizados (Drury & Urai 1990, Ji & Mainprice 1990, Dornbusch et

al. 1994). Se ambos os processos atuam simultaneamente, o processo dominante pode ser identificado por

análises de desorientação. Com o aumento da densidade de discordâncias, a desorientação no limite do

149

subgrão também aumenta até que ele se torne um limite de grão de alto ângulo (Fitz Gerald et al. 1983, Cahn

1983, Drury et al. 1985, Drury & Urai 1990). Assim, a geometria do limite do grão observado não

necessariamente representa a relação inicial entre grãos vizinhos. Entretanto, a desorientação cristalográfica

entre dois grãos não é mudada por migração dos limites dos grãos e proporciona uma ferramenta útil para a

determinação dos processos de recristalização.

Durante a recristalização, as orientações cristalográficas dos grãos mudam, e grãos de certas orientações

podem crescer enquanto outros são consumidos. O crescimento, o consumo e o processo de recristalização

dominante dependem da densidade de discordâncias e da ativação de determinados sistemas de deslizamento

que, por sua vez, dependem da orientação dos cristais em relação à direção de esforço principal. Os grãos

podem ser divididos nos que estão orientados convenientemente para o deslizamento e nos que não estão

orientados convenientemente para o deslizamento. Karato (1987, 1988) mostrou que as taxas de

recristalização e reorientação são diferentes nos dois tipos de grãos. Eles podem ser formados por um

aumento na deformação e recristalização e geralmente sua dimensão maior se encontra aproximadamente

paralela à foliação da rocha, a qual é definida pelos agregados de minerais máficos. Com relação às formas

alongadas e globulares dos porfiroclastos de plagioclásio, observa-se que os grãos alongados estão

geralmente paralelos à foliação da rocha e que estes possuem abundantes microestruturas de deformação

plástica. Isto sugere que eles estão em posição mais favorável ao deslizamento do que os globulares.

Neste maciço, as microestruturas sugerem que os dois processos de recristalização dinâmica estiveram ativos

(Burgos et al. 2003a). A presença de porfiroclastos de plagioclásio dividido em subgrãos mostrando

intervalos de desorientação dos limites dos grãos entre estes e o grão parental é interpretada como resultado

de recristalização por rotação de subgrãos. Além disto, este processo é normalmente sujeito a um controle

hospedeiro, conforme demonstrado por Vernon (1975) para o plagioclásio. No presente caso, análises

efetuadas pelo método EBSD (detalhadas no capítulo a seguir) demonstraram que pelo menos parte desta

matriz tem um controle do grão parental (Burgos et al. 2003b), o que reforça a atuação do processo de

recristalização por rotação de subgrãos. A rotação progressiva de subgrãos é uma maneira eficiente e bem

estabelecida de gerar novos grãos durante a recristalização dinâmica em moderadas temperaturas dentro do

regime de fluxo de discordâncias (Hobbs 1968, Urai et al. 1986, Drury & Urai 1990, Hirth & Tullis 1992,

Yund & Tullis 1991).

O significado das microestruturas de deformação é ressaltado pelo conhecimento da temperatura nas quais

elas foram formadas (Hobbs 1985). Ashby (1972) introduziu o conceito de mapas de mecanismos de

deformação para estudar a deformação das rochas. Nestes mapas, as condições sob as quais um mecanismo

de deformação domina é plotado em um espaço temperatura x esforço a um tamanho de grão constante, ou

em um espaço esforço x tamanho do grão a temperatura constante para diferentes velocidades de deformação

(Langdon 1985, Poirier 1985). A recristalização tipicamente começa no início da fácies anfibolito ou em

150

temperaturas ligeiramente mais baixas (Voll 1976, Altenberger et al. 1987). Em temperaturas acima de cerca

de 500ºC as microestruturas de deformação estão principalmente relacionadas a uma associação de

deslizamento e salto de discordâncias, enquanto que em temperaturas mais baixas o deslizamento de

discordâncias é dominante (Gandais & Willaime 1984). Assim, encurvamento e kinking são comuns na

fácies xisto verde alto.

Em condições metamórficas de baixo grau (fácies xisto verde a anfibolito baixo), o plagioclásio deforma

amplamente de uma forma rúptil (Wakefield 1977, Bossière & Vauchez 1978, Debat et al. 1978, Lawrence

1978, Mitra 1978, Berthé et al. 1979, White et al. 1980). Os porfiroclastos de plagioclásio das rochas

anortosíticas dos maciços da Samaritana e de Carapussê estão fraturados, e estas fraturas ocasionalmente

atravessam a matriz. Foram observadas, embora raramente, fraturas abertas atravessando indistintamente

porfiroclastos e matriz, preenchidas por um material isotrópico que carrega pedaços dos minerais destas

rochas (Pranchas V.11b, V.11c). Alterações de baixa temperatura, tais como sericitização do plagioclásio,

estão presentes em pequenas proporções (Pranchas V.11d, V.11e). Estes aspectos são indicativos de uma

deformação rúptil posterior à deformação de alta temperatura, provavelmente relacionada ao soerguimento

deste maciço.

Quanto à matriz destas rochas, duas interpretações são possíveis quanto à sua origem: (i) ela foi formada

somente por recristalização dos porfiroclastos; ou (ii) a rocha já possuía inicialmente uma textura magmática

bimodal. As análises das microestruturas indicaram que o anortosito possuía uma textura inicialmente

bimodal e que parte da matriz foi formada por recristalização dinâmica. Há evidências de duas gerações de

grãos recristalizados. A primeira geração de novos grãos é formada por rotação de subgrãos e contém tanto

subgrãos como geminação mecânica em cunha, os quais são substituídos por uma segunda geração de novos

grãos opticamente sem deformação. Estes grãos sem deformação provavelmente foram criados por

recristalização por migração dos limites dos grãos, e como grande parte dos limites dos grãos são retos e

tendem a se intersectar a 120º, este processo deve ter sido dirigido pela energia de superfície nos seus

estágios finais.

Todavia, microestruturas como subgrãos nos limites dos porfiroclastos indicam que pelo menos parte dos

grãos de plagioclásio e piroxênios que formam a matriz foi formada por uma redução de tamanhos de grãos

durante uma recristalização dinâmica induzida por deformação (acumulação de discordâncias durante o

deslizamento intracristalino) (Nicolas & Poirier 1976, Ji & Mainprice 1990).

As observações efetuadas ao microscópio óptico das amostras do Maciço de Samaritana/Carapussê parecem

indicar que houve a atuação de mais de um mecanismo de deformação. A interpretação das microestruturas

aponta para fluxo de discordância acomodado pela recristalização (recrystallisation-accommodated

dislocation creep), que é a combinação de deslizamento intracristalino e recristalização dinâmica, como o

151

mecanismo de deformação dominante destas rochas. Entretanto, a contribuição de outros mecanismos não

pode ser descartada, como por exemplo, anneling, pois existem grãos da matriz indeformados.

Todas as microestruturas observadas são conseqüências de defeitos da rede cristalina em microescala e estão

diretamente relacionadas aos processos de deformação, embora raramente seja possível caracterizar estes

defeitos somente utilizando as observações efetuadas em um microscópio óptico. Para uma caracterização

mais efetiva dos mecanismos de deformação, geralmente são necessários estudos de resolução mais alta,

envolvendo microscopia eletrônica, como por exemplo, aqueles efetuados em um MET. Embora no presente

trabalho as amostras não tenham sido analisadas em um MET, existem vários trabalhos na literatura

(Gandais & Willaime 1984, Marshall & McLaren 1977, Willaime et al. 1979, Olsen & Kohlstedt 1985), que

correlacionam microestruturas de deformação de cristais de plagioclásio deformados experimentalmente e

naturalmente observadas em um microscópio óptico com as observadas em um MET.

CAPÍTULO VI

A técnica EBSD - electron backscatter diffraction

VI.1 - Orientações preferenciais cristalográficas: da platina universal

ao microscópio eletrônico de varredura

As relações existentes entre os eixos ópticos e os eixos cristalográficos permitem determinar a orientação

cristalográfica de minerais (Deer et al. 1966). As orientações preferenciais cristalográficas (OPCs),

conhecidas em inglês pelas siglas LPO (lattice preferred orientation) ou CPO (crystal preferred orientation),

e as orientações preferenciais de forma (OPFs), SPO (shape preferred orientation) em inglês, são alguns dos

tipos de orientações preferenciais que podem ser estudados em minerais.

Apesar do plagioclásio ser o mineral mais abundante na crosta terrestre (Ronov & Yaroshevsky 1969),

existem poucos trabalhos enfocando o estudo de suas orientações preferenciais quando comparado a outros

minerais, a exemplo do quartzo, olivinas, piroxênios e calcita. Muito pouco é conhecido sobre as orientações

preferenciais que ele desenvolve durante a deformação e a recristalização. Esta falta de dados é devida,

principalmente, a sua grande variação química (de NaAlSi

para CaAl

), que é acompanhada por

uma mudança contínua nos seus parâmetros de rede cristalina, e por sua simetria triclínica. As OPCs podem

ser utilizadas para fornecer valiosas informações sobre o plagioclásio, dentre elas:

(i) o seu comportamento reológico e mecanismos de deformação (Wenk et al . 1986; Ji et al. 1988; Benn

& Allard 1989, Schmid & Casey 1986, Wenk & Christie 1991);

(ii) na análise cinemática e dinâmica de rochas tectonizadas, permitindo a identificação das direções e

sentido do movimento, respectivamente, dos esforços atuantes e a sua orientação (Egydio-Silva &

Mainprice 1999);

(iii) para modelar a anisotropia de outras propriedades físicas, contribuindo assim para os estudos de

anisotropia sísmica da crosta (Barruol et al. 1992, Ji et al.1993, Seront et al.1993, Ji & Mainprice

1988, Mainprice & Nicolas 1989).

Quanto as OPFs, estas podem ser usadas para determinar o sentido de cisalhamento do fluxo magmático

(magmatic shear sense), o qual é importante para a análise da deformação na câmara magmática (Benn &

Allard 1989).

Antes do desenvolvimento das técnicas de medida de orientações cristalográficas por difração eletrônica, os

trabalhos publicados sobre as OPCs do plagioclásio em amostras deformadas naturalmente ou

153

experimentalmente determinavam as orientações preferenciais da indicatriz óptica (Shelley 1979, Suwa

1979, Ji et al. 1994, Wenk et al. 1986, Ji et al.1988, Ji & Mainprice 1988, 1990). Ao microscópio óptico, a

medida das OPCs é feita com uma platina universal de 5 eixos montada sobre o microscópio e baseia-se nas

relações existentes entre as propriedades ópticas de um mineral e sua estrutura cristalográfica. Com este

instrumento, medidas das indicatrizes ópticas, dos planos de clivagem ou dos planos de composição das

geminações são relativamente diretas. Este método de medida das OPCs utilizando a platina universal

apresenta algumas limitações:

(i) ele é muito demorado;

(ii) como as informações cristalinas obtidas se limitam as indicatrizes ópticas, a orientação do cristal pode

ser determinada se houver uma correspondência entre as indicatrizes ópticas e os eixos cristalográficos

principais, como por exemplo, no caso de minerais ortorrômbicos (olivinas e ortopiroxênio). Nestes

minerais, as direções das indicatrizes ópticas (N

, N

e N

ou D, E e J) são paralelas às principais

direções cristalográficas, permitindo assim que as orientações preferenciais cristalográficas possam ser

inferidas diretamente das medidas das indicatrizes. Para minerais uniaxiais (calcita ou quartzo), como

somente a orientação de um eixo pode ser conhecida, as informações para a determinação das

propriedades físicas são insuficientes. Para minerais monoclínicos (diopsídio), somente um eixo

cristalográfico corresponde a uma indicatriz óptica. Para os de simetria triclínica, como é o caso do

plagioclásio, os eixos da indicatriz óptica não são paralelos aos eixos cristalográficos. Sendo assim,

nenhuma das principais direções cristalográficas pode ser inferida diretamente da indicatriz. Para

determinar a orientação do cristal nestes casos, é necessário medir um plano cristalográfico

suplementar (clivagem ou geminação) para minerais monoclínicos, ou dois planos, para minerais

triclínicos. Principalmente no caso do plagioclásio, a utilização da platina universal para a obtenção de

dados quantitativos de orientações preferenciais cristalográficas é muito trabalhosa;

(iii) não se pode medir a orientação cristalográfica de minerais opticamente isotrópicos;

(iv) não se pode medir grãos de tamanho muito pequeno.

As medidas das OPCs em um microscópio eletrônico de varredura (MEV) permitiram superar estas

limitações (Lloyd & Hall 1981, Christiansen 1986, Lloyd & Ferguson 1986, Ferguson et al. 1987, Lloyd et

al. 1987). Nos últimos 50 anos, houve um grande progresso no entendimento do fenômeno da difração de

elétrons baseado em um MEV e no seu uso para gerar importantes informações para geocientistas e cientistas

dos materiais.

VI.1.1 - Microscopia eletrônica de varredura - fundamentos

Em um MEV, um feixe eletrônico varre a superfície da amostra. A interação entre o feixe de elétrons e

amostra produz a emissão de diferentes sinais. Entre a amostra e os elétrons incidentes, existem interações

154

inelásticas e elásticas. Quando ocorre uma interação inelástica, o elétron incidente perde parte de sua energia

cinética, e dá origem aos elétrons secundários, que são elétrons de superfície cuja energia é inferior a 50 eV,

e à emissão de radiação no espectro visível. A interação elástica entre os elétrons incidentes e os átomos da

amostra dá origem aos elétrons retroespalhados. Como os elétrons não perdem sua energia cinética durante a

interação, a energia dos elétrons retroespalhados é próxima àquela dos elétrons incidentes.

A exploração dos diferentes sinais produzidos por um MEV faz deste um instrumento de numerosos usos,

dentre eles:

(i) os elétrons secundários, que são elétrons de superfície, fornecem uma imagem da topografia e das

variações de orientações dos cristais;

(ii) através da análise da intensidade de emissão de elétrons retroespalhados, que é função do quadrado do

número atômico do material varrido (Goldstein et al. 1981), obtém-se uma imagem em contraste de

número atômico médio dos minerais;

(iii) a emissão de radiação no espectro do visível é utilizada para a catodoluminescência. Ela oferece a

possibilidade de ver as impurezas e os defeitos dentro dos cristais;

(iv) os raios X permitem fazer análises químicas qualitativas;

(v) enfim, a utilização da difração de elétrons retroespalhados pela rede cristalina (em inglês, electron

backscattered diffraction - EBSD) (Newbury & Yakowitz 1975), permite obter a orientação

cristalográfica do material.

VI.2 - Histórico e generalidades

A maior parte (>95%) do sinal retroespalhado é devida ao contraste de número atômico médio. Contudo, nos

materiais cristalinos, uma parte do sinal é produzida pela interação entre os elétrons incidentes e a estrutura

cristalográfica. Os elétrons incidentes vão penetrar na rede cristalina e vão ser canalizados entre os planos

atômicos. Os elétrons difratados vão formar uma imagem de difração da rede cristalográfica, composta de

bandas mais ou menos largas e brilhantes chamadas bandas de Kikuchi (Fig. VI.1) (Kikuchi 1928), cuja

simetria vai refletir a simetria do cristal neste ponto de medida.

Na década de 50, Alam et al. (1954) descreveram uma técnica de difração de elétrons capaz de fornecer

informações cristalográficas locais da amostra analisada. Entretanto, a sua aplicação em um MEV só foi

possível nos anos 70, após a divulgação do trabalho de Venables & Harland (1973). No final da década de 70

esta técnica foi aprimorada com o advento dos sistemas de aquisição de vídeo e correção de imagens

(Newbury & Yakowitz 1975).

155

Figura VI.1 - Formação das linhas de Kikuchi seguida da difração de elétrons sobre os planos

reticulares (após Randle & Engler 2000).

A técnica EBSD possibilita extrair informações relacionadas à estrutura do cristal, fornecendo as relações

entre cristalografia, morfologia, química e propriedades físicas da amostra a ser investigada. Esta poderosa

ferramenta analítica permite uma rápida e acurada medida de orientação de cristais individuais e com grande

precisão. A sua principal vantagem é que a microestrutura pode ser ligada à cristalografia em pontos

específicos definidos pelo usuário. As principais aplicações desta técnica são em medidas de orientação e

desorientação (misorientation), identificação de fases, avaliação de deformação e tamanho verdadeiro dos

grãos. Em se tratando do plagioclásio, ela tem a vantagem de ser rápida e precisa embora, até então, poucos

laboratórios tenham um MEV acoplado com um sistema EBSD.

VI.3 - Princípios da técnica EBSD

Embora não seja necessário compreender a origem da informação contida nas imagens dos EBSPs para

adquirir os dados de orientação cristalográfica, é importante considerar os diferentes princípios (Ben Ismaïl

1999):

(i) as linhas de Kikuchi são produzidas por elétrons do feixe incidente que sofreram dois tipos de interação

na amostra. Uma primeira interação inelástica produz uma dispersão do feixe de elétrons. Esta mudança de

direção pode ser tal que um elétron desviado se encontra em posição de Bragg para uma família de planos

reticulares (hkl). Ele é então difratado (interação elástica) pela família de planos reticulares e sofre uma

mudança de direção 2ș (Fig. V.1). As difrações de elétrons pelos planos reticulares se fazem com um ângulo

ș (ângulo de Bragg) que satisfaz à lei de Bragg (Bragg & Bragg 1949):

156

n Ȝ = 2d

hkl

sin ș,

onde d é a distância interreticular, n é um número inteiro (ordem de reflexão) e Ȝ é o comprimento de onda

que é inversamente proporcional à energia dos elétrons incidentes (Alonso & Finn 1979). A difração se faz

em três dimensões e dá origem a dois cones de difração, que são chamados cones de Kossel. Existe mais

energia dentro dos dois cones que barulho de fundo. Sobre uma tela de fósforo, os dois cones produzirão

duas linhas que delimitarão uma zona brilhante de espessura proporcional a 2ș, que é uma banda de Kikuchi.

(ii) os elétrons difratados no EBSD provêm da parte superior da amostra. Quanto mais os elétrons incidentes

forem energéticos, mais importante será a profundidade de penetração destes elétrons na amostra.

(iii) por outro lado, o aumento da energia do feixe incidente não aumenta consideravelmente a energia dos

elétrons difratados. Uma variação de energia do feixe incidente de 10 a 49 KeV provoca somente um

aumento de 10% da energia dos elétrons difratados (Goldstein et al 1981). Este fraco aumento de energia

está ligado a um aumento do volume de interação: quanto mais um elétron penetrar em profundidade na

amostra, maior será a perda de sua energia por interação inelástica. Com os fenômenos de difração se

produzindo em pouca profundidade (da ordem de 30 nanômetros), os elétrons de alta energia são

concentrados sobre uma banda energética próxima àquela dos elétrons incidentes. Os elétrons

retrodifundidos de fraca energia são fracos demais para fazer cintilar a tela de fósforo. O barulho de fundo é

formado pelos elétrons que não foram difratados pela estrutura cristalina.

(iv) o aumento do ângulo de incidência provoca uma diminuição do volume de interação dos elétrons: quanto

maior a importância do ângulo de incidência mais os elétrons difratados terão uma energia próxima dos

elétrons incidentes (Goldstein et al. 1981).

Destes princípios, ressalta-se um certo número de pontos que justificam que a análise das bandas de Kikuchi

é apropriada para determinar a orientação preferencial da rede cristalina:

(i) a perda de energia dos elétrons por interação inelástica com a amostra é fraca com relação à energia do

feixe incidente, da ordem de 1% (Alam et al. 1954). Conseqüentemente, as bandas de Kikuchi são

perfeitamente bem marcadas.

(ii) os cones de Kossel são diretamente ligados à orientação dos planos reticulares. A interseção de um cone

de Kossel com a tela de fósforo corresponde a um plano reticular. A orientação de uma banda de Kikuchi

formada por um par de cones de Kossel corresponde à orientação de uma família de planos reticulares.

Conseqüentemente, os ângulos entre as bandas de Kikuchi correspondem aos ângulos que as famílias dos

planos reticulares fazem entre eles, e a interseção entre duas bandas representa uma direção cristalográfica.

157

(iii) a distância entre um par de cones de Kossel é proporcional ao ângulo 2ș. Conseqüentemente, segundo a

lei de Bragg, a largura de uma banda de Kikuchi é inversamente proporcional à distância interreticular.

(iv) a utilização de elétrons muito energéticos (15 a 20 kV) é devido ao fato de que quanto mais forte a

energia dos elétrons menor o comprimento de onda emitido (Alonso & Finn 1989). Conseqüentemente, para

satisfazer a lei de Bragg, o termo em sin ș deve ser pequeno, assim como os ângulos de Bragg devem ser

menores para elétrons muito energéticos (~0,5º) e as seções de um par de cones serão quase direitas e

paralelas sobre uma tela de fósforo plana.

(v) a imagem em duas dimensões recolhida sobre a tela de fósforo corresponde à projeção de uma parte da

esfera de difração sobre o plano. Para analisar as relações geométricas da imagem EBSP, uma projeção

goniônica é utilizada: o centro da projeção é a imagem do ponto de impacto do feixe de elétrons incidentes

sobre a amostra. Este tipo de projeção é escolhido pela sua simplicidade de cálculo.

Em teoria, o volume de difração dos elétrons deveria ser de tamanho inferior a um cristal perfeito. Para os

materiais policristalinos, o tamanho do feixe deve ser inferior ao tamanho das variações das orientações

cristalográficas (grãos diferentes, variação de composição, presença de inclusões ou impurezas). Como o

feixe tem uma resolução de meio mícron, esta técnica é adaptada à maior parte dos minerais.

VI.4 - A aparelhagem: funções e configurações

As medidas das OPCs desta pesquisa foram adquiridas no Laboratório de Tectonofísica da Universidade de

Montpellier II, na cidade de Montpellier, França, utilizando um MEV equipado com um sistema EBSD,

através da indexação de padrões de difração de elétrons retroespalhados (Lloyd et al.1991, Adams et al.1993,

Dingley & Field 1997). O MEV utilizado nas análises é um JEOL JSM 5600 (Figs. VI.2, VI.3) acoplado a

um microcomputador com uma platina controladora DEBEN de 3 eixos (Fig. VI.4). O sistema EBSD possui

uma tela de fósforo e lentes, com uma câmera Photonic Science CoolView CCD conectada a um sistema de

análises de imagem Argus-10 (Fig. VI.4), o qual proporciona correções de fundo (background), e um

microcomputador que utiliza a tecnologia HKL com o software Channel+ da HKL Technology (Fig. VI.5).

A técnica experimental para a aquisição de EBSPs em um MEV é simples: a amostra é fortemente inclinada

em relação ao feixe eletrônico incidente (~ 70º), e o sinal difratado é captado por uma tela de fósforo que fica

no interior da câmara do MEV. Esta tela está situada na frente de uma câmara junto a um sistema de

tratamento de imagens. A imagem do EBSP é então numerizada e o software Channel+ (Schmidt & Olesen

1989) permite analisar o diagrama e obter as informações cristalográficas.

158

Figura VI.2 - Visão geral do microscópio eletrônico de varredura acoplado com o sistema EBSD d

Universidade de Montpellier II.

Figura VI.3 - Detalhe do microscópio eletrônico de varredura mostrando a câmara (onde é colocad

a lâmina), o canhão, os eixos do microscópio, a câmera de alta resolução e baixa luz e o corretor de

sinais.

159

Figura VI.4 - Detalhe do sistema EBSD acoplado ao microscópio eletrônico de varredur

mostrando os microcomputadores e a platina motorizada.

Figura VI.5 - Esquema interno do funcionamento do sistema EBSD.

160

O MEV é programado para funcionar controlado por computador. Mas, nas análises efetuadas nesta

pesquisa, o procedimento de aquisição dos padrões foi manual. Antes de começar as análises são feitos os

seguintes procedimentos: centragem do feixe de elétrons incidentes (regulagem manual), regulagem do

brilho (regulagem automática), colocação da imagem perfeitamente sobre a banda central da zona a ser

varrida (regulagem manual), e regulagem do diafragma (regulagem manual). O sistema é perfeitamente

eucêntrico, isto é, em qualquer ponto da amostra onde está sendo feita a medida, a distância percorrida pelo

feixe de elétrons incidente (work distance, WD) não varia.

Dentro da câmara do microscópio, existe uma platina porta-objeto que é motorizada para que sejam

efetuados os deslocamentos automáticos da amostra em X e Y. O deslocamento em X corresponde a um

deslocamento segundo o eixo horizontal e em Y, a um deslocamento ao longo da linha de maior declive da

superfície inclinada. Para as análises podem ser usadas seções polidas (10 cm

de área) ou lâminas delgadas

cuidadosamente polidas. No presente caso, foram utilizadas lâminas delgadas polidas de 3,5 x 3,5 cm. Estas

lâminas são colocadas em um porta-objeto e este conjunto é cuidadosamente inserido na platina do

microscópio e submetido a vácuo. Esta platina possui uma inclinação a 70º da horizontal e no presente caso

utilizou-se uma distância de trabalho (WD) de 41 mm, o que permitiu analisar a totalidade da superfície das

lâminas.

Quando se trabalha com amostras orientadas, utiliza-se a lineação da rocha paralela ao eixo X do MEV como

referencial de colocação da amostra na platina. A figura VI.6 mostra a orientação ideal de uma amostra

quando do seu corte e da sua colocação no MEV.

A preparação da amostra é essencial para a obtenção de boas figuras de difração, sobretudo para que o sinal

fique estável não só durante uma medida, mas por várias horas (Lloyd et al. 1987). Como já foi visto, tudo se

passa nos primeiros trinta nanômetros da amostra. É necessário trabalhar sobre uma superfície perfeitamente

plana e particularmente bem limpa. As análises foram efetuadas utilizando-se lâminas delgadas

cuidadosamente polidas, elaboradas através de técnicas desenvolvidas na própria Universidade de

Montpellier II, por Christophe Nevado. A qualidade do polimento das lâminas e a manipulação adequada por

parte do usuário são fundamentais para a aquisição de bons padrões. Como as lâminas de rochas possuem

uma fraca condutividade elétrica, as lâminas foram fixadas no porta-objeto por uma fita adesiva de cobre,

com o objetivo de reduzir o efeito das cargas que se acumulam na superfície da amostra.

Uma tela de fósforo é localizada próxima à seção delgada para coletar os elétrons retroespalhados e emitir

uma imagem fotônica que são os EBSPs. Ela é uma placa de vidro de 58 mm, perfeitamente plana e

recoberta por uma fina camada de fósforo, que é colocada a cerca de 25 mm da amostra, paralelamente ao

feixe de elétrons incidente e perpendicular à peça polar (Fig. VI.7). Os elétrons retroespalhados cintilam

161

Figura VI.6 - Orientação ideal de uma amostra para estudos de EBSD. Em (a) é mostrado o sistem

de referência externo X-Y-Z que corresponde aos eixos de elipsóide de strain. O plano XY

corresponde a uma foliação S de direção N-S, subvertical. (b) corresponde a orientação da lâmin

delgada; ela foi cortada no plano XZ, perpendicular ao plano de foliação. Em (c) é mostrado o sistem

de referência externo no estereograma de projeção.

XY=S

sobre o fósforo para fornecer a imagem dos padrões. Esta tela está anexada a um tubo de fibra óptica

localizado na parte exterior do MEV contendo uma câmera digital CCD de alta resolução e baixa luz na

outra extremidade, que transforma o sinal em uma imagem fotônica do padrão de difração (Fig. VI.8). Este

sinal é então transferido diretamente para um microcomputador por processamento digital, subtraindo o

barulho de fundo pelo sistema de tratamento de imagem Argus 20, e indexado utilizando o software

CHANNEL+. Este barulho de fundo é subtraído da totalidade do sinal recebido para que a imagem seja, em

teoria, constituída inteiramente pelos elétrons retrodifundidos que interagiram com os planos reticulares (Ben

Ismaïl 1999). A cada ponto de medida, a orientação cristalográfica inteira, que é descrita pelos ângulos de

Euler (M1, T, M2), é determinada com uma precisão melhor que 1º (Krieger Lassen 1996) e é armazenada

automaticamente em um arquivo.

A técnica EBSD permite obter, a partir da difração de elétrons retrodifundidos, a orientação espacial de todos

os minerais, com uma resolução da ordem de 1 micron, e em pouco tempo. Além do mais, graças a uma

platina motorizada acoplada ao MEV, é possível fazer um grande número de medidas por lâmina delgada

assim como cartas de orientação cristalográfica. Tais dados podem ser processados e representados de várias

formas tais como figuras pólos, orientações ideais, ângulos de Euler e desorientações. Os dados

cristalográficos podem então ser relacionados a aspectos microestruturais e assim fornecer explicações de

muitos aspectos do comportamento do material.

162

Figura VI.7 - Representação da formação de imagem EBSP em uma tela de fósforo. A amostr

está inclinada a 70° (Ben Ismaïl 1999).

(a) (b)

Figura VI.8 - (a) Padrão EBSD digital do plagioclásio. As bandas correspondem aos planos

reticulares. Os pontos luminosos são formados pela intercessão das bandas de Kikuchi e indicam as

direções cristalográficas. (b) Padrão EBSD de (a) indexado utilizando as linhas encontradas pel

transformação de Hough através do programa CHANNEL+.

163

VI.5 - Medidas das orientações preferenciais cristalográficas - OPCs

Um importante efeito da deformação plástica das rochas é o desenvolvimento de uma OPC dos seus

constituintes minerais (Nicolas & Poirier 1976). Existem, pelo menos, quatro processos pelos quais as rochas

podem desenvolver OPCs (Hobbs et al. 1981, Groshong 1988, Shelley 1989, Ji & Mainprice 1990, Park &

Means 1996, Lafrance et al.1998, Paterson et al.1998). São eles:

(i) sob deformação em altas temperaturas ou baixas taxas de deformação a orientação preferencial é

desenvolvida, sobretudo, pela plasticidade do cristal (crystal plasticity), ou seja, a deformação por

fluxo de discordâncias;

(ii) sob deformação em baixas ou altas taxas de deformação, onde se desenvolve uma OPC devido ao

alinhamento de grãos de diâmetros heterogêneos;

(iii) nas deformações onde ocorre recristalização pode se desenvolver uma orientação preferencial

associada a este processo de recristalização;

(iv) pelo crescimento de grãos sob fluxo magmático, associado ou não à deformação regional.

Os mecanismos de deformação do plagioclásio em uma variedade de condições ainda são pouco conhecidos

quando se compara com outros minerais tais como quartzo e calcita. O trabalho experimental de Tullis &

Yund (1987) encontrou que as microestruturas do plagioclásio observadas com o microscópio petrográfico

exibiam aspectos dúcteis semelhantes àqueles esperados para o fluxo de discordâncias. Já as observações

efetuadas no microscópio eletrônico de transmissão (MET) mostraram evidências de microfraturamento e

zonas microscópicas com um comportamento de fluxo cataclástico para um grande intervalo de condições,

sugerindo que este é, provavelmente, um importante mecanismo de deformação. Baseados na combinação de

análises ópticas de microestruturas e observações efetuadas em um MET, Olsen & Kohlstedt (1985)

concluíram que um plagioclásio de composição intermediária (An

-An

) sujeito à extensiva deformação

dúctil sob condições de fácies granulito baixa sofre, inicialmente, geminação mecânica seguida de um

deslizamento intracristalino.

Além das incertezas dos mecanismos de deformação, o entendimento dos padrões das OPCs do plagioclásio

é igualmente desafiante. Diferentes mecanismos têm sido propostos. Os diferentes aspectos texturais podem

ser tanto rotações geométricas de grãos alongados em um campo de deformação (Shelley 1979, Ague et

al.1990) como podem ser causados por crescimento orientado (Shelley 1989). Sob diferentes condições,

ocorre deslizamento intracristalino (Jensen & Starkey 1985, Olesen 1987, Kruhl 1987, Ji et al.1988) ou uma

combinação de deslizamento de discordâncias com geminação mecânica, se os grãos não são anisotrópicos

na forma (Ague et al.1990). A recristalização dinâmica também pode desempenhar um importante papel no

desenvolvimento das OPCs (Ji & Mainprice 1990). Uma tendência geral é atribuir as OPCs do plagioclásio

164

em rochas metamórficas a deslizamento intracristalino (intracrystalline glide) em altas temperaturas. A

maioria dos trabalhos na literatura sugere (010)[001] como o principal sistema de deslizamento do

plagioclásio. Este sistema é o responsável pelos padrões das OPCs formadas sob condições metamórficas de

alto grau, correspondentes às fácies anfibolito e granulito (Olsen & Kohlstedt 1984, 1985, Ji et al.1988, Ji &

Mainprice 1988, Ague et al.1990, Kruse & Stünitz 1999, Kruse et al.2001).

Para um melhor entendimento dos mecanismos de deformação e orientação que estiveram ativos nos

maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia, estudos microestruturais foram efetuados ao microscópio

óptico em associação com as medidas das OPCs dos seus principais minerais. A técnica EBSD é capaz de

medir diretamente as orientações completas de grãos individuais e é ideal para investigar as relações

existentes entre textura e microestrutura, assim como as relações espaciais de desorientação (misorientation)

entre grãos vizinhos. Sua confiabilidade depende da correta indexação e da quantidade de medidas efetuadas.

Como já foi visto anteriormente, o procedimento inteiro de aquisição dos dados de EBSD pode ser feito

automaticamente. Entretanto, neste trabalho, as medidas das OPCs do plagioclásio e piroxênios foram feitas

manualmente, grão por grão, dispensando assim o procedimento automático de medida existente no MEV.

Os padrões de difração eram inspecionados visualmente antes de salvar os resultados. Isto permitiu que os

arquivos fossem gerados apenas com os dados válidos, uma vez que a qualidade da indexação dos padrões

obtidos foi controlada usando um Mean Angular Deviation (MAD), que é o desvio entre o padrão detectado

e o simulado, cujos valores aceitos eram menores que 1º. Este procedimento assegurou a confiabilidade das

medidas dos EBSPs.

A unidade de equiparação para a indexação dos minerais estudados foi: (i) bitownita para o plagioclásio, pois

o plagioclásio estudado tem teor de anortita que varia de labradorita a bitownita; (ii) diopsídio para o

clinopiroxênio; e (iii) bronzita para o ortopiroxênio. Os dados das fases minerais são fornecidos pelo

software Channel+ da HKL Technology. Embora tivessem sido obtidos EBSPs para plagioclásio,

clinopiroxênio e ortopiroxênio, na presente pesquisa somente o plagioclásio será discutido em termos dos

processos de deformação e orientação que ocorreram na escala de grãos.

Os maciços em estudo possuem texturas distintas e para cada um deles foi utilizado um procedimento

diferente. Para o Maciço de Samaritana/Carapussê, que possui uma distribuição bimodal do tamanho dos

grãos, as medidas foram efetuadas das seguintes formas: (i) em perfis paralelos à borda longa da lâmina,

medindo indistintamente porfiroclastos e matriz; (ii) a partir de imagens de contraste de orientação, com

medidas feitas exclusivamente na matriz; (iii) em diversos pontos nos porfiroclastos onde havia distorção da

rede cristalina; e (iv) na matriz em volta de um porfiroclasto. Para que os dados obtidos fossem

representativos, nas lâminas com matriz fina foram feitos, em média, 600 pontos. Os Maciços de Rio Piau e

Potiraguá possuem textura homogênea e foram medidos cerca de 400 grãos em perfis paralelos à borda longa

165

da lâmina. Devido ao comportamento dúctil apresentado pelo plagioclásio no Maciço de

Samaritana/Carapussê, os estudos das OPCs se concentraram neste maciço.

VI.6 - Resultados obtidos

VI.6.1 - Maciço de Samaritana/Carapussê

O Maciço de Samaritana/Carapussê é constituído por mais de 70% de plagioclásio e foi afetado por uma

importante deformação dúctil. Pela técnica EBSD, foram estudadas as rochas classificadas por Jesus (1997) e

Macêdo (2000) como anortositos. Nestas rochas, o plagioclásio apresenta-se como porfiroclastos

plasticamente deformados e como uma matriz de granulação fina. O estudo das OPCs do plagioclásio foi

executado com o objetivo de se procurar definir e entender os mecanismos de deformação que atuaram

nestas intrusões.

Para o estudo das OPCs do plagioclásio do Maciço de Samaritana/Carapussê foram selecionadas as amostras

CM08, CM09, CM19, CM20 e CM22. As fotomicrografias das lâminas das amostras CM08 e CM09

encontram-se na prancha V.2, das lâminas CM19 e CM20, na prancha V.1 e da CM22, na prancha V.3d.

Para todas as lâminas foi feita uma varredura em perfis paralelos à borda longa, com espaçamento de 3 mm

entre cada perfil, efetuando-se uma medida por cristal e totalizando, em média, 400 pontos medidos por

lâmina. Para a amostra CM19, além da varredura em perfis paralelos à borda longa da lâmina, com

espaçamento de 3 mm entre cada perfil, para a determinação das relações de orientação cristalográfica entre

porfiroclastos e os grãos da matriz foram efetuadas medidas individuais em grãos de plagioclásio, a partir de

imagens de contraste de orientações. Para isto, foram medidos separadamente os porfiroclastos, a matriz, os

grãos da matriz que estão ao redor de um porfiroclastos, e uma série de grãos da matriz que estão no interior

de um porfiroclasto fortemente deformado.

Como as amostras estudadas não foram devidamente orientadas, as medidas da foliação e da lineação não

puderam ser obtidas e, conseqüentemente, os sistemas de deslizamento somente poderão ser sugeridos. As

figuras pólos encontradas sugerem para as amostras CM08 e CM22 uma OPC incipiente com um sistema de

deslizamento segundo (010)[001] (Fig. VI.9). A amostra CM09 não apresentou nenhuma OPC (Fig. VI.9).

Os porfiroclastos destas mesmas amostras foram medidos através das imagens acompanhadas das

fotomicrografias das lâminas. As figuras pólos destas amostras evidenciaram uma OPC fraca com um

sistema de deslizamento segundo (010)[001] (Fig. VI.10).

166

Figura VI.9 - Figuras pólos da matriz de plagioclásio das amostras CM08, CM09 e CM22 do

Maciço de Samaritana/Carapussê. Iguais projeções de área, hemisfério inferior, dados não polares.

=número de medidas.

167

Figura VI.10 - Figuras pólos dos porfiroclastos de plagioclásio das amostras CM08, CM09 e

CM22 do Maciço de Samaritana/Carapussê. Iguais projeções de área, hemisfério inferior, dados não

olares. N=número de medidas.

168

As figuras pólos para os perfis efetuados em linhas da amostra CM19, nas formas de contornos, sugerem

uma OPC incipiente. As mesmas figuras pólos, nas formas de pontos, confirmam esta orientação incipiente

através da grande dispersão de pontos observadas nas figuras (Fig. VI.11).

A matriz da amostra CM19 foi analisada a partir de imagens de contraste de orientações (Fig. VI.12). As

figuras pólos obtidas, nas formas de contornos, também sugerem uma OPC incipiente, o que é confirmado

pela dispersão de pontos observadas nas figuras pólos nas formas de pontos (Fig. VI.13).

As figuras pólos dos porfiroclastos de plagioclásio (Fig. VI.14), nas formas de contornos e de pontos, foram

obtidas a partir de imagens de contraste de orientações (Figs. VI.15a, VI.15b).

A matriz ao redor de um dos porfiroclastos de plagioclásio foi analisada a partir de imagens de contraste de

orientação. As figuras pólos, nas formas de contornos, mostram uma concentração em uma determinada

região das figuras sugerindo que porfiroclasto e matriz têm a mesma orientação (Fig. VI.16). Estas mesmas

figuras pólos, nas formas de pontos, mostram uma grande dispersão entre a orientação do porfiroclasto e a

dos grãos da matriz. Esta dispersão evidencia que grande parte dos grãos da matriz não possui a mesma

orientação do porfiroclasto, sugerindo que nem todos os grãos da matriz ao redor do porfiroclasto foram

formados por rotação de subgrãos.

A matriz que adentra um dos porfiroclastos de plagioclásio também foi analisada a partir de imagens de

contraste de orientação (Fig. VI.17). As figuras pólos obtidas, nas formas de contornos e de pontos, mostra

um paralelismo entre a orientação do porfiroclasto e de uma parte destes grãos da matriz, sugerindo que a

rotação progressiva de subgrãos foi o principal mecanismo de recristalização responsável pela formação

destes novos grãos, embora não tenha sido o único (Fig. VI.18).

Estudos experimentais efetuados em plagioclásio de diversas composições têm mostrado que o movimento

de discordâncias é o principal mecanismo de reorientação deste mineral. Este movimento se faz,

preferencialmente, nos planos (010) e (001) e nas direções [100] e [001]. Observações feitas em um MET

referidas por Olsen & Kohlstedt (1984) e por Ji & Mainprice (1988) mostraram que a mais alta densidade de

discordâncias era sobre o plano (010) e que estas discordâncias eram representativas dos sistemas de

deslizamento (010) [001] e (010)[100]. Destas observações, eles concluíram que, em altas temperaturas, o

movimento de discordâncias sobre estes sistemas de deslizamento representava o principal mecanismo para o

desenvolvimento das OPCs no plagioclásio. No plagioclásio, geralmente o sistema de deslizamento

(010)[001] é o dominante. Em intervalos de temperaturas mais altas, provavelmente (001)[100] é ativado.

Figura VI.11 - Figuras pólos, nas formas de contornos (A) e de pontos (B), de grãos de plagioclásio da amostra CM19 do Maciço de

Samaritana/Carapussê. Varredura feita em linhas com espaçamento de 3 mm entre elas. Iguais projeções de área, hemisfério inferior,

dados não polares, 507 medidas.

169

170

Figura IV.12 - Imagens da matriz de plagioclásio efetuadas no MEV (Lâmina CM19 - Maciço

de Samaritana/Carapussê).

Figura VI.13 - Figuras pólos, nas formas de contornos (A) e de pontos (B), de grãos de plagioclásio da amostra CM19 do Maciço de

Samaritana/Carapussê. Pontos feitos somente na matriz de plagioclásio com o auxílio de imagens. Iguais projeções de área, hemisfério

inferior, dados não polares, 150 medidas.

171

Figura VI.14 - Figuras pólos, nas formas de contornos (A) e de pontos (B), de grãos de plagioclásio da amostra CM19 do Maciço de

Samaritana/Carapussê. Pontos feitos somente nos porfiroclastos de plagioclásio com o auxílio de imagens. Iguais projeções de área,

hemisfério inferior, dados não polares, 30 medidas.

172

173

Figura IV.15a - Imagens da matriz de plagioclásio que está ao redor de um porfiroclasto de

lagioclásio efetuadas no MEV (Lâmina CM19 - Maciço de Samaritana/Carapussê).

174

Figura IV.15b - Imagens da matriz de plagioclásio que está ao redor de um porfiroclasto de

lagioclásio efetuadas no MEV (Lâmina CM19 - Maciço de Samaritana/Carapussê) (cont.).

Figura VI.16 - Figuras pólos, nas formas de contornos (A) e de pontos (B), de grãos de plagioclásio da amostra CM19 do Maciço de

Samaritana/Carapussê. Pontos feitos somente nos grãos de plagioclásio da matriz que estão ao redor de um porfiroclasto de plagioclásio

com o auxílio de imagens. Iguais projeções de área, hemisfério inferior, dados não polares, 150 medidas.

175

176

Figura IV.17 - Imagens da matriz de plagioclásio que adentra um porfiroclasto de plagioclásio

efetuadas no MEV (Lâmina CM19 - Maciço de Samaritana/Carapussê).

Figura VI.18 - Figuras pólos, nas formas de contornos (A) e de pontos (B), de grãos de plagioclásio da amostra CM19 do Maciço de

Samaritana/Carapussê. Pontos feitos nos grãos de plagioclásio da matriz que adentram um porfiroclasto de plagioclásio com o auxílio de

imagens. Iguais projeções de área, hemisfério inferior, dados não polares, 109 medidas.

177

178

A recristalização dinâmica é um processo que está intimamente ligado à deformação por deslizamento e que

contribui também à formação de uma orientação preferencial das redes cristalinas dos minerais nessas

rochas. Ela geralmente acontece por rotação progressiva de subgrãos e por nucleação/migração dos limites

dos grãos. Um dos critérios microestruturais que permite distinguir entre estes dois processos é a orientação

cristalográfica dos grãos recristalizados em relação aos grãos parentais. Uma rotação progressiva de subgrãos

implica em um controle dos grãos recristalizados em relação ao grão parental, ou seja, os grãos

recristalizados mostram uma ligeira desorientação relativamente aos grãos parentais. Durante a

recristalização, as orientações cristalográficas dos grãos mudam e os grãos de certas orientações podem

crescer enquanto outros são consumidos. O crescimento e o consumo de cristais, bem como o processo de

recristalização dominante, dependem fortemente das densidades de discordâncias e da ativação de

determinados sistemas de deslizamento. Estes sistemas, por sua vez, dependem da orientação do cristal em

relação à direção principal de esforço.

As figuras pólos dos grãos de plagioclásio da matriz ao redor do porfiroclasto mostram uma similaridade

com as figuras pólos do porfiroclasto, sugerindo que estes grãos foram formados por rotação de subgrãos.

Mas, quando se analisa as figuras pólos obtidas por pontos ao invés das figuras pólos obtidas por contornos,

observa-se que existem duas famílias de grãos de plagioclásio da matriz: uma com a mesma orientação do

porfiroclasto, evidenciando o processo de rotação de subgrãos, e a outra que apresenta uma dispersão dos

grãos, evidenciando que nem todos os grãos da matriz foram formados por este processo.

Nas amostras estudadas dos maciços da Samaritana e de Carapussê, não há indícios de redução dos tamanhos

dos porfiroclastos por fraturamento. As evidências apontam para a deformação do plagioclásio em altas

temperaturas e baixas taxas de deformação, onde o plagioclásio se deforma principalmente por deslizamento

de discordâncias. A presença de subgrãos permite concluir que a rotação progressiva de subgrãos foi um dos

processos de recristalização que atuou nestes maciços. Após cessada a deformação, a temperatura deve ter se

mantido elevada, o que favoreceu a migração dos limites dos grãos através de um processo de difusão,

resultando na poligonização de grande parte dos grãos da matriz.

A dispersão das orientações cristalográficas observadas nos grãos de plagioclásio da matriz que adentram um

dos porfiroclastos e nos grãos que estão em volta de um dos porfiroclastos, sugere que nem todos os cristais

da matriz foram formados por uma recristalização progressiva de subgrãos.

CAPÍTULO VII

Discussões e Conclusões

Neste capítulo, são apresentadas as discussões e conclusões advindas desta pesquisa, a partir dos dados de

química mineral e de geoquímica isotópica e das análises das microestruturas e orientações preferenciais

cristalográficas do plagioclásio, para os maciços de Rio Piau, Samaritana/Carapussê e Potiraguá. Vale

ressaltar que, para o estudo das microestruturas e mecanismos de deformação do plagioclásio, não foi dada a

mesma ênfase para todos os maciços estudados porque os mecanismos de deformação do plagioclásio nos

campos rúptil e transicional rúptil-dúctil são relativamente bem entendidos. O grande desafio, ainda hoje, é a

resposta do plagioclásio à deformação no campo dúctil, o que justificou um maior detalhamento para o

Maciço de Samaritana/Carapussê, que apresenta este tipo de deformação. Esta abordagem final também será

feita por maciço.

VII.1 - Maciço do Rio Piau

As rochas anortosíticas estudadas do Maciço do Rio Piau são constituídas principalmente de plagioclásio

cálcico e de minerais máficos. Os piroxênios são os minerais máficos mais abundantes e, de forma

subordinada, ocorrem anfibólio, biotita e óxidos de Fe-Ti. Os principais minerais acessórios encontrados

foram olivina, apatita, quartzo e feldspato alcalino.

Os cristais de plagioclásio das rochas anortosíticas do Maciço do Rio Piau apresentam-se de várias formas:

(i) equidimensionais e subédricos, de contatos bem definidos e geminação tipicamente magmática; (ii)

equidimensionais, sem geminação e de contatos irregulares; e (iii) como pequenos cristais com

características dos dois tipos anteriores. Ocasionalmente, aspectos de deformação plástica incipiente, tais

como geminação mecânica em cunha nas bordas dos grãos, kinks e extinção ondulante estão presentes.

Freqüentemente encontram-se microfraturados, saussuritizados e com feições de ex-solução nas bordas, com

a formação de albita, pequenos cristais de quartzo intersticial devido à liberação da sílica pela alteração dos

minerais, e de K-feldspato. A composição do plagioclásio foi determinada em algumas amostras, o que

permitiu classifica-los como labradorita e bitownita (An

56-76

Os piroxênios ocorrem como cristais euédricos a subédricos e repletos de inclusões, como pequenos cristais

recristalizados e poligonizados, e como ex-soluções. Freqüentemente são substituídos por anfibólio, biotita e

clorita. Não apresentam aspectos de deformação. O clinopiroxênio, de composição En

27-30

30-43

28-44

, foi

classificado como augita. O ortopiroxênio, de composição En

36-38

1,4-1,5

61-62

, foi classificado como

ferrossilita. As lamelas de exsolução de clinopiroxênio em ortopiroxênio, sugerem que estes tenham sido

180

originalmente pigeonitas submetidas a um processo de inversão. Neste caso, a ocorrência destas lamelas

revela um histórico de temperaturas elevadas e de cristalização e resfriamento lentos. A presença de

ortopiroxênio, que é uma fase mineral indicativa de condições de temperatura da fácies granulito, sugere

temperaturas de cristalização superiores a 850

C para este maciço.

A presença constante de ortopiroxênio nos diversos litotipos que compõem o corpo atesta a saturação em

sílica do magma original, apontando para a sua natureza toleiítica. Segundo Cawthorn & Davies (1983), a

adição de um componente silicoso a um magma basáltico primário, causa seu movimento para o campo de

estabilidade dos ortopiroxênios, sendo esta uma característica comum de toleiítos continentais. A

cristalização de ortopiroxênio antes do clinopiroxênio em complexos máfico-ultramáficos, é um fenômeno

típico de magmas toleiíticos de ambientes continentais, segundo Campbell (1985). Ainda segundo este autor

e também de acordo com Huppert & Sparks (1985), a presença de ortopiroxênio em corpos máfico-

ultramáficos continentais estaria relacionada a fenômenos de contaminação crustal do magma parental com

as rochas encaixantes de natureza granítica.

O anfibólio ocorre como pequenos cristais euédricos, de coloração castanha, incluso nos grãos de

plagioclásio, sugerindo que seja magmático, como aglomerados de cristais euédricos e de coloração

castanha, e como cristais nitidamente metamórficos, sendo produtos de alteração do clinopiroxênio. As

análises químicas para este mineral efetuadas nas inclusões dentro dos grãos de plagioclásio e nos demais

cristais euédricos permitiram classificar este anfibólio como ferropargasita.

A substituição parcial do clinopiroxênio pelo anfibólio revela um reequilíbrio metamórfico em condições de

fácies anfibolito. Por sua vez, a presença de minerais de mais baixo grau metamórfico (mica, carbonato,

epidoto) aponta para uma interação destas rochas anortosíticas com fluidos hidrotermais de baixa

temperatura, com a conseqüente geração de paragêneses da fácies metamórfica xisto-verde.

Cruz (1989), utilizando a geotermometria Opx-Cpx de Wood & Banno (1973) e Wells (1977), obteve

temperaturas de 830 a 870

C para este maciço, e sugeriu que estas fases minerais poderiam ter sido

magmáticas, mas que foram reequilibradas em condições subsolidus no metamorfismo regional. As

temperaturas obtidas neste trabalho, através da utilização do geotermômetro Hb-Pl de Holland & Blundy

(1994), variaram entre 868

C e 874

C r 40

C, para um intervalo de pressão entre 5 e 10 kbar. Estes dados

sugerem que o Maciço do Rio Piau foi colocado em temperaturas superiores a 850ºC e a pressões entre 5 e

10 kbar, que correspondem a condições de fácies granulito. A ausência de granada em todos os litotipos

estudados não permitiu a utilização de geobarômetros e, conseqüentemente, as pressões e profundidades de

colocação deste maciço não puderam ser determinadas.

181

Atualmente, o modelo petrogenético mais favorável para a evolução das rochas anortosíticas é o de Ashwal

(1993). Segundo este modelo, a evolução destas rochas estaria ligada, inicialmente, ao fracionamento de

produtos de derivação mantélica seguido da flotação e acumulação dos cristais de plagioclásio no topo de

câmaras magmáticas, os quais, posteriormente, se encaixariam no segmento basal da crosta. A derivação

mantélica do Maciço do Rio Piau é demonstrada pela sua mineralogia composta de plagioclásio cálcico

coexistindo com olivina, orto e clinopiroxênio, óxidos de Fe-Ti e apatita.

O Maciço do Rio Piau foi classificado por Cruz et al. (1999) como anortosito do tipo maciço, segundo a

classificação de Ashwal (1993), apesar da pequena dimensão deste corpo (80 km

) quando comparada com

os grandes complexos ígneos de idade Proterozóica existentes no mundo. A fonte do magma e o ambiente

geodinâmico de colocação dos anortositos do tipo maciço ainda são motivos de controvérsias e não existe

consenso quanto à natureza do magma parental nem quanto à origem primária destes magmas, se mantélica

ou crustal. Atualmente, acredita-se que os anortositos do tipo maciço cristalizaram de duas fontes: (i) fusões

derivadas do manto que sofreram contaminação crustal com o fracionamento de olivina e piroxênios em

profundidade; e (ii) fusões de rochas gabróicos a jotuníticas aluminosas primárias derivadas da crosta

continental inferior.

Embora classificado como anortosito do tipo maciço por Cruz et al. (1999), o Maciço do Rio Piau, assim

como os de Carapussê e Samaritana, também apresentam características de intrusões máficas acamadadas.

As rochas do Maciço do Rio Piau, embora tenham sofrido metamorfismo, ainda guardam muitos aspectos de

uma mineralogia ígnea primária. As rochas deste maciço são cumuláticas e são caracterizadas por minerais

cumulus, principalmente plagioclásio, que foram concentrados e acumulados por cristalização fracionada.

Um aspecto característico das intrusões máficas acamadadas é a ocorrência de um acamadamento ígneo

definido pela concentração de um ou mais minerais cumulus (Hess 1989). Os três principais tipos de

acamadamento são o de fase (ou cristalização), o críptico e o rítmico. O acamadamento de fase resulta do

aparecimento ou desaparecimento de um ou mais minerais.

O Maciço do Rio Piau é constituído de anortositos, gabronoritos de granulação grossa, leucogabronoritos,

gabronoritos de granulação fina, gabros a olivina, gabronoritos a olivina e magnetita, e rochas ricas em Fe-

Ti. As texturas mais freqüentes nas rochas anortosíticas são as granoblásticas e cataclásticas, sendo que

ocasionalmente encontram-se texturas primárias do tipo adcumulato e, mais raramente, texturas ofíticas. Este

conjunto de litologias foi formado pelo processo de cristalização fracionada (Cruz 1989) e parece representar

um acamadamento de fase.

As intrusões máficas acamadadas ricas em anortositos foram colocadas em todos os períodos do tempo

geológico, do Arqueano (Stillwater) ao Terciário (Dufek), contrastando com os outros tipos de anortositos

que mostram, aparentemente, restrições temporais. Eles também apresentam uma grande variação de

182

tamanho, podendo ocorrer como pequenas intrusões de poucos km

até enormes complexos intrusivos de

mais de 60.00 km

A escassez de dados isotópicos e geocronológicos vem sendo um problema para se decifrar o cenário de

colocação dos maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia, principalmente em relação aos Maciços de Rio

Piau e Samaritana/Carapussê uma vez que, segundo Bordini (2003), o Maciço de Potiraguá é

Neoproterozóico. Nestes maciços, minerais que fornecem idades de cristalização confiáveis, tais como zircão

e monazita, são inexistentes ou ocorrem em quantidades muito pequenas que ainda não foi possível a sua

separação para datação. Além disso, as próprias rochas anortosíticas geralmente mostram pequenas variações

nas razões isotópicas, o que dificulta a obtenção de uma boa isócrona em rocha total. Cruz & Sabaté (1995) e

Sabaté & Cruz (1998), em concordância com o modelo proposto por Figueiredo & Barbosa (1993), sugerem

que os maciços gabro-anortosíticos do Sul da Bahia seriam os marcadores de uma geossutura profunda,

expressão da interface do Bloco Jequié e do Cinturão da Costa Atlântica. Ainda segundo estes autores, as

colocações destes maciços estariam relacionadas a uma dinâmica de cisalhamento sinistral, contemporânea

ao metamorfismo granulítico datado de 2,1 Ga (Ledru et al. 1994), e mecanismos de pull-apart foram

propostos para explicar o alojamento destes magmas mantélicos na crosta continental profunda.

Dados isotópicos Sm/Nd do Maciço do Rio Piau adquiridos nesta pesquisa permitiram inferir que os magmas

que geraram este maciço foram extraídos no Arqueano. As idades modelo T

obtidas variaram entre 3.427

e 4.016 Ma e os

na idade modelo (T

) foram todos positivos, com valores que variaram de 0,48 a 1,15.

Estes

Nd (TDM)

positivos sugerem que os magmas foram derivados de uma fonte mantélica e que na época da

sua extração não estavam contaminados por material crustal. Os

negativos obtidos nas idades de 2,6 Ga,

2,0 Ga, 1,9 Ga e atual, apontam para uma contaminação crustal cada vez maior ao longo do tempo. Estes

dados sugerem que o magma parental do Maciço do Rio Piau teve uma origem mantélica e que,

posteriormente à sua extração, foi contaminado com material crustal.

Como já foi visto no capítulo IV, uma isócrona Sm/Nd obteve uma idade de cristalização de 2,9 ± 0,4 Ga

para o Maciço do Rio Piau (Vignol 1987), e portanto ele seria Arqueano. Posteriormente, Sabaté & Cruz

(1995) e Cruz & Sabaté, com base em argumentos estruturais, sugeriram que este maciço seria

Paleoproterozóico. Se realmente a colocação deste maciço fosse Paleoproterozóica, como explicar o longo

tempo de residência crustal, entre 1,6 e 2,0 Ga? Levando em consideração o tempo de residência crustal, o

intervalo de idade de cristalização entre 3,3 e 2,5 Ga proposto por Vignol (1987) seria mais realístico para a

cristalização deste maciço do que uma cristalização a 2,0 Ga.

Durante uma das missões de campo executadas nesta pesquisa, observou-se um enclave de uma rocha rica

em óxido de Fe-Ti na rocha encaixante do Maciço do Rio Piau, conforme assinalado na figura III.3 (pág. 47).

183

Macêdo (com. pessoal), em seu trabalho de mapeamento regional na área em que o Maciço do Rio Piau está

inserido, também encontrou um enclave de uma rocha rica em Fe-Ti na rocha encaixante deste maciço. Esta

rocha é classificada como um charnockito do tipo CH6, de filiação cálcio-alcalina, datado em 2,05-2,02 Ga

(Barbosa & Sabaté 2002). Dos tipos litológicos existentes nesta região, as rochas ricas em óxidos de Fe-Ti

fazem parte do conjunto do Maciço do Rio Piau. Sendo assim, estes novos dados estruturais sugerem que a

colocação do Maciço do Rio Piau é anterior à do charnockito CH6.

Análises isotópicas Ar/Ar para este maciço foram efetuadas em cristais de anfibólio de composição

pargasítica. O método Ar/Ar pode fornecer idades de cristalização, se forem obtidas em minerais

magmáticos, ou idades de resfriamento, se obtidas em minerais metamórficos. Segundo Cruz (com. verbal), a

amostra selecionada para a datação poderia se tratar de uma borda resfriada. Os cristais de anfibólio

apresentavam-se euédricos a subédricos, possuíam um aspecto magmático, e formavam uma camada rica

neste mineral. Se o anfibólio fosse magmático, a idade obtida pelo método Ar/Ar seria a idade de

cristalização. A idade obtida para este mineral, através do aquecimento em etapas, foi de 2023±4 Ma

(Corsini et al. 2004) e ela apresentou espectros de idades concordantes e pouco perturbados. Se o sistema

Ar/

Ar congelasse quando o mineral cristalizou, o espectro de idade estaria perturbado e obteria diferentes

idades platôs. Como o espectro de idade apresentou-se concordante e pouco perturbado, esta idade pode ser

interpretada como a época do último resfriamento deste mineral em temperaturas mais baixas que 580ºC, e

provavelmente indicaria um evento tectonotermal, que possivelmente representaria a colisão

Paleoproterozóica que ocorreu na região. Diante do exposto, provavelmente esta amostra não é uma borda

resfriada nem o anfibólio é magmático.

O Maciço do Rio Piau está inserido no contexto geotectônico do Bloco Jequié. O metamorfismo de alto grau

Paleoproterozóico que atingiu esta região, possui pressões médias de 7 kbar e temperaturas de cerca de

800ºC, com seu pico a aproximadamente 2,0 Ga (Barbosa 1990, 1997), e é considerado como originário do

espessamento crustal relacionado à superposição tectônica de blocos durante a colisão (Barbosa & Sabaté

2003). Se em 2023±4 Ma foi o último overprint sofrido por este anfibólio e ele estava resfriado em

temperaturas abaixo de 580ºC, as quais são compatíveis com as da fácies anfibolito, isto pode significar que

esta parte do Bloco Jequié na qual este maciço está inserido não esteve diretamente envolvida na colisão

Paleoproterozóica e manteve-se relativamente preservada dos seus efeitos. Além disso, como foi visto no

capítulo da geologia isotópica (Cap. IV), foi encontrada uma idade anormalmente alta para a primeira porção

de Ar liberado da amostra do anfibólio deste maciço, que poderia estar refletindo os níveis mais altos de

potássio das rochas granulíticas encaixantes. A similaridade entre a idade do charnockito encaixante (2,02

Ga) e a idade do anfibólio (2023±4 Ma) que está em contato com este charnockito, poderia estar refletindo

uma auréola de metamorfismo de contato deixada pelo charnockito na rocha anortosítica. Se assim for, em

2,02 Ga o Maciço do Rio Piau já estaria cristalizado.

184

Considerando-se a possibilidade do Maciço do Rio Piau ter se colocado no Arqueano, necessário se faz

verificar as características dos anortositos arqueanos. Segundo Ashwal (1993), uma das principais

características que estes anortositos possuem, quando as suas texturas primárias não são obliteradas pela

deformação, é a presença de grandes cristais equidimensionais de plagioclásio cálcico envoltos por uma

matriz máfica composta de agregados de minerais metamórficos de granulação fina ou de oikocristais de

anfibólio de granulação grosseira. Os megacristais, com tamanhos variando de 0,5 a 30 cm, não têm

zoneamento e os teores de anortita são maiores ou iguais a 80. As rochas anortosíticas do Maciço de Rio

Piau não possuem nenhumas destas características.

As análises das microestruturas do Maciço do Rio Piau efetuadas ao microscópio óptico mostraram que os

grãos de plagioclásio das rochas anortosíticas apresentam-se bastante microfraturados e com aspectos de uma

deformação plástica intracristalina incipiente, tais como extinção ondulante, afinamento das geminações

mecânicas, geminação em cunha, bandas de deformação, kink bands e pequenos encurvamentos dos planos

de geminação. Estas microestruturas são evidências de que a deformação sofrida por este maciço deve ter

ocorrido em condições de baixo grau metamórfico, a temperaturas entre 300 e 400ºC. Nestas temperaturas, a

reação do plagioclásio à deformação é mais ou menos rígida, o que é esperado uma vez que a temperatura de

recristalização do plagioclásio é de cerca de 500ºC. O comportamento rúptil ainda é dominante e é

evidenciado por um microfraturamento interno, embora já seja assistido por algum movimento de

discordâncias. As microestruturas produzidas por este tipo de comportamento freqüentemente se assemelham

a estruturas plásticas cristalinas, embora elas sejam, de fato, rúpteis. Estruturas claramente separáveis, tais

como augen e matriz ou manto-núcleo, inexistem nestas condições de baixo grau e não estão presentes nestas

rochas. O crescimento simplectítico de feldspato e quartzo durante a deformação resultou na presença de

mirmequita nas rochas deste maciço. Estas feições são sugestivas de deformação do Maciço do Rio Piau

ocorreu no limite rúptil-dúctil.

Estudos de EBSD efetuados no MEV evidenciaram que a orientação preferencial cristalográfica é

característica de uma deformação magmática.

VII.2 - Maciço de Samaritana/Carapussê

O Maciço de Samaritana/Carapussê é constituído principalmente de plagioclásio. Os minerais máficos

predominantes são os piroxênios e, de forma subordinada, ocorrem anfibólio, biotita e óxidos de Fe-Ti. Os

principais minerais acessórios encontrados foram olivina, quartzo e feldspato alcalino. Assim como para o

Maciço do Rio Piau, as análises de química mineral deste maciço tiveram como principal objetivo a obtenção

de dados da composição do plagioclásio, visando o estudo das microestruturas. Eles também foram

utilizados para o cálculo de geotermômetros, para efeito de comparação com os já existentes. A ausência de

185

granada neste maciço não permitiu o cálculo de geobarômetros, e conseqüentemente, as pressões e as

profundidades na qual ele foi colocado não puderam ser determinadas.

Os cristais de plagioclásio apresentam-se como porfiroclastos deformados plasticamente e como pequenos

grãos constituindo uma matriz de granulação fina recristalizada dinamicamente. Esta matriz envolve

completamente os porfiroclastos, caracterizando uma distribuição bimodal dos tamanhos dos grãos. Os dados

de composição química permitiram classificar o plagioclásio como labradorita, com teores médios de An

, e

mostraram que não existem variações significativas de composição entre os porfiroclastos e a matriz de

plagioclásio.

Os piroxênios ocorrem na forma de grãos recristalizados e poligonizados contornando os porfiroclastos de

plagioclásio e como cristais exsolvidos que, provavelmente, são relíquias de piroxênios ígneos.

Ocasionalmente esta fase mineral exibe clivagem encurvada. O clinopiroxênio encontrado nestes dois

maciços, de composição En

28-31

42-50

24-28

, é do tipo augita e diopsídio. A augita é comumente encontrada

em rochas ígneas básicas, e é cristalizada em altas temperaturas. O ortopiroxênio, de composição En

37-

1,1-1,6

60-61

, foi classificado como ferrossilita.

Os grãos de anfibólio são preferencialmente de coloração castanho-esverdeada e ocorrem principalmente

associados aos aglomerados de minerais máficos, podendo ser interpretados como produto da

desestabilização dos piroxênios. Eles foram classificados como ferropargasita.

A biotita ocorre, preferencialmente, na forma de pequenas palhetas alongadas de coloração castanho clara

contornando os porfiroclastos de plagioclásio e, subordinadamente, de coloração avermelhada, sem forma

definida e associada aos aglomerados de minerais máficos constituídos por piroxênios, anfibólio e minerais

opacos, sendo nitidamente produto de desestabilização destes minerais. As análises de química mineral

efetuadas na biotita em forma de palhetas evidenciaram os altos teores de TiO

, que variaram de 5,241 a

5,663%, sugerindo que sejam metamórficas.

O Maciço de Samaritana/Carapussê foi classificado por Cruz & Sabaté (1995) e Sabaté & Cruz (1998) como

anortosito do tipo maciço, segundo a classificação de Ashwall (1993), apesar da pequena dimensão deste

corpo (14 km

) quando comparado aos grandes complexos ígneos de idade Proterozóica existentes no

mundo. Assim como o Maciço do Rio Piau, este maciço também possui características dos anortositos das

intrusões acamadadas.

Os dados isotópicos Sm/Nd adquiridos nesta pesquisa permitiram inferir que o magma que gerou este maciço

foi extraído no Arqueano. As idades modelo T

variaram entre 3.366 e 3.683 Ma. Os J

obtidos na idade

modelo (T

) foram todos positivos e variaram de 0,83 a 1,22. Os J

Nd (TDM)

positivos para este maciço

186

sugerem que ele foi derivado de uma fonte mantélica e que na época da sua extração não estava contaminado

por material crustal. Os

negativos obtidos nas idades de 2,6 Ga, 2,0 Ga, 1,9 Ga e atual apontam para uma

contaminação crustal cada vez maior ao longo do tempo.

Análises isotópicas Ar/Ar em biotita titanífera deste maciço forneceram uma idade de 1957±4 Ma, que foi

interpretada como idade de cristalização (Corsini et al. 2004). O espectro de idade determinado por

aquecimento em etapas para este mineral mostrou-se relativamente plano e pouco perturbado. Neste

diagrama, o Ar liberado durante as primeiras etapas de aquecimento forneceu idades um pouco mais baixas

do que as demais, sugerindo que o Ar das bordas dos grãos continham um determinado percentual de Ar

atmosférico, que poderia ser o resultado da difusão deste gás tanto entrando como saindo da biotita. Esta

idade provavelmente indica um evento tectonotermal que, no caso do Maciço da Samaritana, estaria

relacionado à deformação dúctil e a milonitização associadas com o movimento ao longo de uma zona de

cisalhamento dúctil no limite NW deste maciço, e refletiria a colisão Paleoproterozóica que ocorreu nesta

região.

A ausência de idades de cristalização confiáveis para este maciço não permitiu definir a sua ambiência

tectônica.

Com base em argumentos estruturais, Cruz & Sabaté (1995) e Sabaté & Cruz (1998) sugerem que este

maciço é Paleoproterozóico. Se esta hipótese for verdadeira e como este maciço possui uma filiação

geoquímica de origem toleiítica continental, para ele ter penetrado na crosta precisaria de zonas de fraqueza.

No cenário geotectônico do Paleoproterozóico tinha-se um ambiente colisional. Zonas de fraqueza neste

cenário poderiam ter ocorrido na fase de colapso do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, e ele ter penetrado

na crosta nesta fase sendo, por conseguinte, sin a tardi-orogênicos. Mas se eles foram sin a tardi-orogênicos,

como explicar o longo tempo de residência crustal para este maciço, algo em torno de 2,0 a 2,5 Ga?

As microestruturas dos porfiroclastos de plagioclásio do Maciço de Samaritana/Carapussê indicaram que a

maioria deles exibe evidências ópticas de deformação intracristalina, que são torção da rede cristalina,

encurvamento de geminação, paredes de discordâncias, formação de subgrãos e de novos grãos, geminações

mecânicas com lamelas finas, em cunha e albita-periclina nas suas bordas. A origem tectônica destas

geminações ficou claramente demonstrada pela forma lenticular da maioria das lamelas, que se afinavam em

direção ao centro dos grãos; pelo desenvolvimento ocasional de lamelas de geminação restritas às áreas

marginais, especialmente nos limites, onde a concentração do esforço deveria ser esperada; e pela

coexistência espacial com outros aspectos ópticos ou microestruturas relacionadas à deformação plástica

intracristalina. Em alguns porfiroclastos, o efeito da deformação heterogênea é tão acentuado que faz com

que se apresentam completamente encurvados, com acúmulo de deformação em determinadas partes e,

187

ocasionalmente, completamente dissecados. Já os porfiroclastos de forma globular e sem geminação se

mostram mais resistentes e são pouco afetados pela deformação.

Os grãos de plagioclásio da matriz também exibem evidências ópticas de deformação intracristalina. É

comum apresentarem geminação mecânica segundo as leis albita e periclina, geminação em cunha e

encurvamento de geminação. Em proporções praticamente idênticas aos grãos geminados, eles também se

apresentam límpidos, com a geometria dos limites dos grãos, variando de reta à ligeiramente suturada,

chegando a formar junções tríplices a 120°. Estes aspectos microestruturais estão de acordo com a

interpretação de que os grãos da matriz foram formados por recristalização dinâmica.

Restauração e recristalização são dois processos importantes que ocorrem durante ou depois da deformação.

A recristalização dinâmica (sin-tectônica) é evidenciada pela presença de grãos antigos e de grãos

neoformados com limites irregulares e/ou aspectos de deformação óptica intracristalina, tais como extinção

ondulante e limite de subgrãos. Por comparação, a restauração e a recristalização estática (pós-tectônica) é

geralmente caracterizada pela presença de grãos sem deformação com limites retos ou ligeiramente curvos e

por grãos poligonizados. A presença de texturas parcialmente recristalizadas, apresentando uma distribuição

bimodal de tamanhos de grãos, agregados de pequenos grãos com tamanhos aproximadamente uniformes

entre grandes grãos com extinção ondulante e com subgrãos do mesmo tamanho que os pequenos grãos, e a

similaridade de composição entre matriz e porfiroclastos são evidências da atuação do mecanismo da

recristalização dinâmica. Os pequenos grãos da matriz são, provavelmente, os novos grãos formados por

recristalização dinâmica.

Experimentos efetuados a temperaturas de 900ºC em anortositos (Tullis & Yund 1992) e a temperaturas de

800ºC em labradorita (McLaren & Pryer 2001) e albita (Ji & Mainprice 1987) mostraram que a

recristalização por rotação de subgrãos não ocorre em velocidades de deformação de 7,5-8,7 x 10

-7

-1

e a

temperaturas superiores a 900ºC. De acordo com Tullis (1983) e Simpson (1985), a recristalização completa

de plagioclásio de composição intermediária requer temperaturas superiores a 500-550ºC, que correspondem

a condições da fácies anfibolito inferior. A recristalização por rotação progressiva de subgrãos somente se

torna importante em condições de transição entre as fácies anfibolito e granulito (Tullis 1983, Olsen &

Kohlstedt 1985, Ji & Mainprice 1990). Assim, as microestruturas que evidenciam a atuação do processo de

rotação progressiva de subgrãos sugerem temperaturas de deformação da ordem de 700 a 900ºC.

As microestruturas observadas nos porfiroclastos e na matriz de plagioclásio do Maciço de

Samaritana/Carapussê atestam que a deformação ocorreu no campo dúctil. Não há indícios de redução do

tamanho dos porfiroclastos por fraturamento. Ao contrário, as evidências apontaram para a deformação em

altas temperaturas e baixas taxas de deformação, onde o plagioclásio se deforma principalmente por

movimento de discordâncias. A matriz de plagioclásio foi formada pelos processos de recristalização por

188

rotação de subgrãos e por migração dos limites dos grãos. O processo de recristalização por rotação de

subgrãos é atestado pelo extensivo desenvolvimento de subgrãos nas bordas e no interior dos porfiroclastos.

Já a presença de pequenos grãos recristalizados sem deformação e poligonizados sugere que os obstáculos ao

movimento de discordâncias foram removidos pelo processo de migração dos limites dos grãos. Estes

processos de recristalização ocorrem em temperaturas entre 700 e 900ºC, em condições que correspondem à

transição entre as fácies anfibolito e granulito. Após cessada a deformação, a temperatura deve ter se

mantido elevada, o que favoreceu a recristalização por migração dos limites dos grãos através de um

processo de difusão, resultando na poligonização de grande parte dos grãos da matriz.

A deformação no Maciço de Samaritana/Carapussê foi acomodada por diferentes mecanismos, sugerindo que

ela ocorreu sob diferentes condições de temperatura e pressão, que podem ser dependentes da profundidade

de colocação, do gradiente térmico durante a deformação e do intervalo de tempo entre colocação e

deformação. A deformação que afetou estes maciços provavelmente ocorreu em temperaturas decrescentes,

começando no estado magmático, com a orientação de forma dos porfiroclastos e segregação dos máficos, e

continuando no estado sólido, após a cristalização das rochas, ainda em altas temperaturas. Porfiroclastos e

grãos recristalizados apresentam uma orientação preferencial de forma incipiente. Os porfiroclastos de

plagioclásio apresentam muitas microfraturas e estas se estendem, em menor proporção, para a matriz.

Alterações de baixa temperatura atestam as condições de metamorfismo regressivo sofrido por estas rochas.

As fraturas e as alterações de baixa temperatura possivelmente se formaram durante o soerguimento destes

maciços. A existência de fraturas atravessando indistintamente porfiroclastos e matriz, sugere que estas

rochas passaram por um processo rúptil posterior com a presença de fluidos.

As figuras pólos dos porfiroclastos sugerem que estes possuem uma OPC coerente com a ativação do sistema

de deslizamento (010)[001]. A análise das figuras pólos dos grãos de plagioclásio da matriz que adentram

um porfiroclasto mostrou um paralelismo entre a orientação do porfiroclasto e de uma parte dos grãos da

matriz, sugerindo que a rotação progressiva de subgrãos foi um dos mecanismos de recristalização

responsáveis pela formação destes novos grãos. Mas também como havia uma dispersão entre a orientação

do porfiroclasto e de uma outra parte dos grãos da matriz, é possível que nem todos os grãos da matriz em

torno do porfiroclasto tenham sido formados por rotação de subgrãos.

As figuras pólos dos grãos da matriz ao redor do porfiroclasto mostram uma similaridade com a do

porfiroclasto, sugerindo que os aqueles grãos foram formados por rotação de subgrãos. Contudo, as análises

das figuras pólos com pontos ao invés de contornos mostraram que existe uma família de grãos da matriz

com a mesma orientação do porfiroclasto, evidenciando o processo de rotação de subgrãos, mas que também

existe uma dispersão destes grãos denotando que nem todos os grãos da matriz foram formados por este

processo. A distinção entre uma textura completamente recristalizada e uma textura equigranular não

recristalizada é muito difícil de ser feita. Entretanto, em um agregado de grãos formados por recristalização

189

dinâmica completa, os grãos mostrarão uma OPC, que é uma evidência de deformação interna, e um

tamanho de grãos relativamente uniforme.

A dispersão das orientações cristalográficas observadas nos grãos da matriz que adentram um dos

porfiroclastos e nos grãos da matriz que estão ao redor de um dos porfiroclastos, sugere que nem todos os

grãos da matriz foram formados por uma recristalização progressiva dos porfiroclastos. A presença de

cristais de quartzo e feldspato alcalino junto com a matriz que adentra um dos porfiroclastos aponta para uma

rocha originalmente bimodal.

Geralmente, a intensidade da orientação cristalográfica aumenta inicialmente com a acumulação da

deformação plástica, mas esta tende a ser estabilizada pela recristalização dinâmica. No plagioclásio, em

particular, este mecanismo de deformação parece induzir freqüentemente orientações cristalográficas fracas,

mesmo em rochas muito deformadas (a forte deformação é marcada por outros minerais e pela estrutura

macroscópica). Principalmente nos Maciços de Carapussê e da Samaritana, apesar da forte deformação

destas rochas, as figuras pólos do plagioclásio mostraram orientações cristalográficas fracas.

VII.3 - Maciço de Potiraguá

As rochas deste maciço são de textura grossa a muito grossa, inequigranulares, e compostas de 80 a mais de

90% de plagioclásio e é essencialmente magmática. Os grãos de plagioclásio são tabulares, euédricos a

subédricos, com contatos retos a quase retos entre si, e formam uma rede contínua, praticamente inexistindo

minerais máficos entre estes cristais. As geminações são largas, bem formadas, nítidas e atravessam todo o

cristal, caracterizando uma geminação tipicamente magmática.

A análise microestrutural evidenciou que o Maciço de Potiraguá é o único dos maciços estudados onde não

há qualquer evidência de uma deformação plástica. Quanto à deformação, esta foi essencialmente rúptil e

deve estar relacionada à sua colocação em níveis crustais mais rasos. Os grãos magmáticos de plagioclásio

são tabulares, paralelos a (010) e alongados paralelos a [100]. São euédricos a subédricos, com contatos retos

a quase retos entre eles, e formam uma rede contínua, praticamente inexistindo minerais máficos e alterações

secundárias entre estes cristais. As geminações dos grãos de plagioclásio são largas, bem formadas, nítidas e

atravessam todo o cristal, caracterizando uma geminação tipicamente primária.

Ao microscópio óptico, não se observa nenhuma orientação preferencial de forma destes cristais, embora as

figuras pólos obtidas através do EBSD mostrem uma orientação magmática característica. Em algumas

amostras, a cataclase causou um fraturamento intenso na rocha, com os cristais de plagioclásio apresentando-

se bastante fraturados, com deslocamento de geminação, formação de pares conjugados de fraturamento, e

190

com uma recristalização incipiente nas fraturas mais abertas. Nestas amostras, o principal processo de

redução dos tamanhos dos grãos foi o fraturamento.

VII.4 - Recomendações e Sugestões

Para um maior aprofundamento dos assuntos abordados nesta tese, serão fornecidas a seguir algumas

recomendações e sugestões para uma continuidade do presente trabalho:

1. aperfeiçoar e complementar o mapa geológico dos Maciços de Rio Piau, Samaritana e Carapussê,

utilizando os novos equipamentos e ferramentas disponíveis, enfocando as rochas encaixantes e

aspectos estruturais tais como foliações, lineações, atitudes de falhas, tanto nos maciços como nas

encaixantes;

2. complementar o mapa geológico do Maciço de Potiraguá com alguns dos aspectos acima citados;

3. fazer uma amostragem orientada dos diversos litotipos dos Maciços de Rio Piau, Carapussê,

Samaritana e Potiraguá bem como de suas encaixantes, para que se possa obter dados que permitam

discutir a cinemática e a dinâmica da colocação destes corpos;

4. elaborar um estudo sistemático dos elementos das geminações mecânicas dos plagioclásios nos

Maciços de Carapussê e Samaritana com o objetivo de localizar o campo do esforço que causou a

geminação, determinando assim as paleodireções de esforços neste domínio do Orógeno Itabuna-

Salvador-Curaçá;

5. implementar estudos de anisotropia de susceptibilidade magnética (AMS);

6. complementar a amostragem para datar estes maciços por outros métodos, para que estes possam ser

usados em combinação com os existentes, permitindo assim a definição de parâmetros

petrogenéticos;

7. efetuar estudos em um MET para uma caracterização mais efetiva dos mecanismos de deformação.

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GLOSSÁRIO

Anneling

Termo originado na metalurgia para designar os processos de restauração e recristalização estática induzida

por um aquecimento passivo de um material previamente deformado. O termo é também usado para a

interpretação de microestruturas em rochas.

Banda de deformação (Deformation band)

Bandas distintas de extinções diferentes que são partes de um mesmo cristal. É uma forma mais localizada de

extinção ondulante onde ocorreu alguma concentração de discordâncias.

Bulging

Processo de migração local de um limite de grão para dentro de um grão vizinho com uma alta densidade de

discordâncias, eventualmente produzindo novos cristais. É um processo importante na recristalização por

migração de limites de grãos (GBM).

Deformação (Deformation)

Mudança na forma e orientação de objetos ou volumes de rochas de um estado inicial para um estado final

(sentido geral).

Deformação (Strain)

Tem um sentido mais restrito que deformação, que é a mudança na forma de um objeto ou de parte de uma

rocha.

Deformação coaxial

Termo usado para fluxo ou deformação progressiva com eixos principais da deformação finita permanecendo

paralelos ao ISA.

Deformação em estado estacionário (Steady-state deformation)

Deformação que resulta de um balanço entre os processos de endurecimento e restauração.

Deformação finita (Finite deformation ou

Finite strain)

Deformação acumulada sobre um período finito de tempo.

210

Deslizamento de discordância (Dislocation glide)

Movimento de discordâncias em uma rede cristalina sem salto de discordância. Descreve o movimento das

discordâncias ao longo de um plano durante o deslizamento ou deformação plástica. É uma das principais

formas de acomodar a deformação (strain). O efeito associado a este mecanismo é o endurecimento

(hardening).

Discordância (Dislocation)

Defeito linear em um cristal.

Endurecimento (Work hardening)

Processo que opera em altas temperaturas e que expressa o fato de quanto mais um cristal se deforma, mais

ele se torna difícil de se deformar. Isto pode ser discutido em termos de esforços internos. Este é um dos

processos que contribuem para o aumento da resistência do material antes da fratura.

Esforço de cisalhamento resolvido crítico (Critical resolved shear stress - CRSS)

Propriedade de um sistema de deslizamento em um cristal. O CRSS define em qual esforço cisalhante

resolvido sobre um plano de deslizamento uma discordância começará a se mover.

Esforço deviatórico (Deviatoric stress)

Componente não-hidrostático ou litostático do esforço, definido como (ı n - ı médio), onde ı n é a tensão

normal sobre a superfície e ı médio é a tensão média.

Esforço diferencial (Differential stress)

Componente não-hidrostático ou litostático do esforço, geralmente definido como (ı 1 - ı 3).

Estrutura manto e núcleo (Core-and-mantle structure)

Núcleo cristalino deformado, geralmente um único cristal arrodeado por um manto do mesmo mineral

finamente granulado. Admite-se que esta estrutura se desenvolve por recristalização dinâmica preferencial na

camada mais externa de um único grande cristal deformando em resposta à deformação intracristalina.

Estruturas manto-núcleo em feldspatos são comuns em rochas sujeitas à deformação de baixo a médio grau.

Fluxo de Cobble (Cobble creep)

Difusão no estado sólido ao longo dos limites dos grãos.

Fluxo de difusão no estado sólido (Solid-state diffusion creep)

Processo de deformação no qual os cristais somente podem se deformar por migração de vacâncias através

da rede cristalina

211

Fluxo de discordância (Dislocation creep)

Movimento de discordâncias em uma rede cristalina acomodada por salto. É uma combinação entre o

deslizamento (slip) e o salto (climb).

Fluxo de plasticidade cristalina (Crystalplastic flow)

Deformação permanente por mecanismos de deformação intracristalinos.

Fluxo difusão (Diffusion creep)

Deformação através da migração de vacâncias através da rede cristalina.

Geminação mecânica (Deformation twin)

Geminação formada por deformação.É comum em carbonatos e plagioclásio deformados.

Lamela de deformação (Deformation lamella)

Lamela intracristalina de relevo óptico ligeiramente diferente do grão hospedeiro, consistindo de uma rede

cristalina defeituosa ou de arranjos de inclusões submicroscópicas.

Limite de grão (Grain boundary)

Superfície de junção entre dois cristais de um mesmo material, mas de orientações diferentes. O limite do

grão pode ser caracterizado pelo ângulo de rotação pelo qual a rede cristalina de um grão pode ser deduzida

da rede cristalina do outro grão (3 graus de liberdade) e pela orientação do limite em uma das duas redes

cristalinas (2 graus de liberdade). Eles são importantes nos processos de fluxo (creep) e durante a

recristalização.

Limite de subgrão (Subgrain boundary)

Arranjos de discordâncias que efetuam uma pequena desorientação angular (aproximadamente 1º) entre duas

regiões contíguas de um cristal (subgrãos).

Mapa de mecanismos de deformação (Deformation mechanism map)

Diagrama mostrando as condições de esforço e temperaturas homólogas para as quais mecanismos de

deformação específicos são dominantemente ativos; cada mapa somente é válido para um mineral específico

e um tamanho de grão.

Recristalização dinâmica (Dynamic recrystallisation)

Recristalização durante a deformação intracristalina. Ela ocorre por nucleação, migração dos limites dos

grãos e/ou rotação de subgrãos.

212

Recristalização por migração dos limites dos grãos (GBM - grain boundary migration recrystallisation)

Recristalização por migração dos limites dos grãos em resposta a diferenças na densidade de discordâncias

entre dois grãos.

Recuperação ou restauração (Recovery)

Processo de alta temperatura que expressa o fato de que os esforços internos que levam ao endurecimento

podem ser aliviados por processos termalmente ativados, permitindo assim a continuação da deformação.

Salto de discordância (Dislocation climb)

Movimento de uma discordância para fora do seu plano de deslizamento, normalmente feito através da

migração de vacâncias para o local da discordância. O movimento da discordância não é restrito a um plano,

e este processo ocorre durante a recristalização. É um processo de restauração que tem como efeito o

amolecimento (softening).

Tensor de deformação (Deformation tensor)

Tensor que descreve a deformação finita, incluindo strain e rotação.

Trama ou textura (Fabric)

Configuração espacial e geométrica completa de todos os componentes que estão contidos em uma rocha

(Hobbs et al. 1976) e que são penetrativamente e repetidamente desenvolvidos através de um volume de

rochas sob consideração. Isto inclui aspectos tais como foliação, lineação, OPC e tamanho dos grãos.

O termo também pode ser definido como a orientação relativa de partes de uma massa de rochosa.

Vetor de Burgers

Vetor que indica o deslocamento de uma rede cristalina associada a uma discordância.

Sharp extintion

Uma única orientação de extinção por todo o cristal implicando em uma baixa densidade de discordâncias.

Subgrão (Subgrain)

Pequenas regiões dentro de um grão com extinção uniforme mas claramente relacionadas a outros subgrãos

em orientação, os quais juntos formam um grão inteiro. Considera-se uma desorientação de 7

como

suficiente para declarar que duas regiões contíguas constituem subgrãos. São aspectos deformacionais de

baixas temperaturas formados por migração e acumulação de discordâncias de mesmo final e freqüentemente

se concentram nas bordas dos grãos.

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