RELATÓRIO GEOLÓGICO DE GRADUAÇÃO REGIÃO DO BAIRRO DOM JOAQUIM-BRUSQUE,SC

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Relatório para conclusão do curso de geologia UFPR.

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RELATÓRIO GEOLÓGICO DE GRADUAÇÃO REGIÃO DO BAIRRO DOM JOAQUIM-BRUSQUE,SC

  1. 1. UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA Gabriel Felipe Moretti Ricardo Alves de Oliveira Roberto CambruzziRELATÓRIO DE GRADUAÇÃO REFERENTE A ÁREAREGIÃO DO BAIRRO DOM JOAQUIM-BRUSQUE,SC CURITIBA - PR Dezembro / 2010
  2. 2. GABRIEL FELIPE MORETTI RICARDO ALVES DE OLIVEIRA ROBERTO CAMBRUZZIRELATÓRIO DE GRADUAÇÃO REFERENTE A ÁREAREGIÃO DO BAIRRO DOM JOAQUIM-BRUSQUE,SC Trabalho referente à disciplina Relatório de Graduação do curso de Geologia pela Universidade Federal do Paraná, ministrada pelos professorores Carlos Eduardo de Mesquita Barros, Eleonora Maria Gouvêa Vasconcellos, Elvo Fassbinder e João Carlos Biondi , durante o segundo semestre de 2010. CURITIBA - PR Dezembro / 2010
  3. 3. 3 AGRADECIMENTOS Agradecemos primeiramente aos nossos pais pelo suporte, aos irmãos,amigos, familiares e colegas em geral pelo apoio. Agradecemos à instituição UFPR, pela oferta deste apaixonante cursode graduação. Agradecemos à UFPR e ao departamento de Geologia, pela disposiçãode laboratórios didáticos de microscopia, como o LAMIR (Laboratório deAnálise de Minerais e Rochas), que cede seu espaço para que os alunospossam descrever seções delgadas quando os demais laboratórios demicroscopia estão ocupados e ainda por permitir o uso de sua câmera para aobtenção das fotomicrografias, sem a qual seria impossível obterfotomicrografia para este trabalho. Agradecemos também ao setor de transportes por nos emprestar seusveículos e motoristas que compreendiam a nossa atividade e nos ajudavam emmuitos casos. Agradecemos à EPAGRI (Empresa de Pesquisa Agropecuária eExtensão Rural de Santa Catarina), que forneceu gratuitamente e de formaaberta as cartas topográficas vetorizadas da região. Agradecemos à Secretaria de Estado de Desenvolvimento de SantaCatarina pelo empréstimo das fotos aéreas em escala 1:25.000 datadas de1980, estas foram fotocopiadas e devolvidas a instituição. Nosso muito obrigado àquelas pessoas que nos permitiram adentrar emsuas propriedades particulares, pois sem a colaboração destas pessoas muitodesse mapa não seria possível de ser realizado. Agradecemos em especial ao menino Alex, sua irmã menor Camila e àmãe de ambos por nos mostrarem em um domingo de almoço com a família,um bloco de Granito que havia no meio da cozinha da residência destaspessoas, bloco mantido no local durante a construção da residência. Tambémagradecemos ao menino que estava em uma antiga frente de lavra de xisto e,com uma técnica invejável, descobrindo planos de fratura que, quandoquebrados, vertiam água. Agradecemos ao colega Luiz Clésio por nos emprestar sua Marreta de3,0 Kg, importante para pegar amostras.
  4. 4. 4 RESUMO O trabalho realizado no Município de Brusque, estado de Santa Catarina,resultou em um mapa geológico 1:10.000 onde ocorrem os litotipos xisto, filito, granito,hornfels e sedimentos recentes. As estruturas observadas nos xistos foramorganizadas em 4 fases de deformação: D1, que formou a xistosidade S1; D2, queformou a xistosidade S2 (atingiu pico metamórfico na fácies Xisto Verde, Zona daGranada); D3, que é associada a zonas de cisalhamento e gerou uma xistosidadeincipiente com atitude média N55E/vertical, que corta a xistosidade penetrativa S2; eD4, que não possui metamorfismo associado e é possível que seja uma reativação dafalha gerada em D3. As estruturas dos filitos também foram organizadas dentro das mesmas fasesde deformação, mas as respostas reológicas dos filitos são diferentes das dos xistos,resultando em estruturas menos desenvolvidas. É provável que o pico metamórficonos filitos tenha ocorrido na fácies Xisto Verde, Zona da Biotita. Há a possibilidade deque os xistos e os filitos tenham sido posicionados lateralmente por cisalhamento. Os granitos são sin-tectônicos pós-colisionais, de tipologia I Caledoniana. Aascensão do magma se deu através de uma zona de cisalhamento que atingiugrandes profundidades e criou condições para a gênese do magma. Foramclassificadas quatro fácies com base na textura: Porfirítico Grosso, HeterogranularSeriado, Equigranular Médio e Leucogranitos, sendo esta a provável sequência deformação dos mesmos. Sabe-se que os granitos foram formados posteriormente a S2, mas háincerteza quanto à intrusão ser sin- ou pós-D3. A intrusão dos granitos gerou, além dadeformação nos planos S2, a formação de hornfels por metamorfismo termal, sendoessa a ultima fase de metamorfismo encontrada na área. As rochas metamórficas e os granitos foram cortadas por diques de rochabásica de direção N44W. E por fim ocorre a formação dos depósitos inconsolidados, como níveisconglomeráticos encontrados em muitos locais da área e em especial nas planíciesdas principais drenagens da área.
  5. 5. 5 ABSTRACT The work carried out in the city of Brusque, Santa Catarina, resulted in a1:10,000 geological map comprised of the following lithotypes: schist, phyllite, granite,hornfels and recent sediments. The structures observed in schists were organized intofour phases of deformation: D1, which formed the schistosity S1; D2, which formed theS2 foliation (metamorphic peak reached the Garnet Zone of the Greenschist Facies);D3, which is associated to shear zones and generated an incipient foliation withaverage orientation of N55E/vertical which cuts the penetrative schistosity of the area(S2); and D4, which has no associated metamorphism, and may be a reactivation ofthe fault generated in D3. The structures observed in the phyllites were also organized in the same 4phases of deformation, but the rheological answers are different between schsits andphyllites, resulting in less-developed structures. It is likely that the metamorphic peak inphyllites occured in the Biotite Zone of the Greenschist facies. There is the possibilitythat the schists and phyllites have been placed side by side by shearing. The granites are syn-tectonic, post-collisional of I Caledonian typology. Theascent of magma took place through a shear zone that reached great depths andcreated conditions for the genesis of the magma. Four facies were classified based ontexture: Coarse Porphyritic, Heterogranular Seriated, Equigranular and Leucogranite,this being the likely sequence of their formation. It is known that the granites were formed after S2, but there is uncertaintyregarding the intrusion being syn-or post-D3. The intrusion of the granites generated, inaddition to the deformation in the S2 plans, the formation of hornfels by thermalmetamorphism, which is the last phase of metamorphism found in the area. The metamorphic rocks and granites are cut by dykes of basic rock that havethe average direction of N44W. And finally there is the formation of unconsolidated deposits, such asconglomeratic levels found in many places in the area and especially in the plains ofthe major drainages in the area.
  6. 6. 6SUMÁRIO1. INTRODUÇÃO ............................................................................................................... 102. LOCALIZAÇÃO ............................................................................................................... 112.1 – VIAS DE ACESSO .......................................................................................................................... 123. MATERIAIS E MÉTODOS ........................................................................................... 134. FISIOGRAFIA ................................................................................................................. 145. GEOLOGIA REGIONAL ................................................................................................ 155.1 – PROVÍNCIA DA MANTIQUIERA .................................................................................................... 155.2 – ORÓGENO DOM FELICIANO ......................................................................................................... 175.3 – COMPLEXO GRANULÍTICO DE SANTA CATARINA ......................................................................... 205.4 – COMPLEXO BRUSQUE.................................................................................................................. 225.5 – SUÍTE VALSUNGANA .................................................................................................................... 245.6 – COMPLEXO ÁGUAS MORNAS ...................................................................................................... 265.7 – BATÓLITO DE FLORIANÓPOLIS ................................................................................................. 285.8 – BACIA DO ITAJAÍ .......................................................................................................................... 305.9 – GRANITO SUBIDA ........................................................................................................................ 325.10 – ENXAME DE DIQUES FLORIANÓPOLIS ........................................................................................ 335.11 – DIQUES MESOZÓICOS ................................................................................................................ 346. GEOLOGIA LOCAL ........................................................................................................ 376.1 – COMPLEXO BRUSQUE.................................................................................................................. 376.2 – SUÍTE VALSUNGANA .................................................................................................................... 396.3 – SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS ................................................................................................. 417. PETROGRAFIA .............................................................................................................. 427.1 – XISTOS ......................................................................................................................................... 42
  7. 7. 7.2 – FILITOS ........................................................................................................................................ 507.3 – HORNFELS ................................................................................................................................... 537.4 – GRANITOS ................................................................................................................................... 557.5 – DIQUES BÁSICOS ......................................................................................................................... 578. GEOLOGIA ESTRUTURAL .......................................................................................... 618.1 – ESTRUTURAS DO COMPLEXO BRUSQUE ...................................................................................... 618.1.1 – SUPERFÍCIE S1 .......................................................................................................................... 618.1.2 – SUPERFÍCIE S2 .......................................................................................................................... 648.1.3 – SUPERFÍCIE S3 .......................................................................................................................... 698.1.4 – FOLIAÇÃO MILONÍTICA ............................................................................................................. 718.2 - SUPERFÍCIE S4 ........................................................................................................................... 728.3 – FOLIAÇÃO MAGMÁTICA .............................................................................................................. 748.4– TECTÔNICA RUPTIL ....................................................................................................................... 778.4.1 – FALHAS ..................................................................................................................................... 778.4.2 – FRATURAS ................................................................................................................................ 798.5 – DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ........................................................................................................ 819 METAMORFISMO ......................................................................................................... 869.1 – METAMORFISMO REGIONAL (M1 E M2) ...................................................................................... 869.2 – METAMORFISMO DINÂMICO (M3) .............................................................................................. 889.3 – METAMORFISMO DE CONTATO (MC) .......................................................................................... 8910 - MAGMATISMO ....................................................................................................... 9110.1 – GRANITO PORFIRÍTICO GROSSO ................................................................................................ 9110.2 – GRANITO HETEROGRANULAR SERIADO ..................................................................................... 9110.3 – GRANITO EQUIGRANULAR MÉDIO............................................................................................. 9210.4 – LEUCOGRANITO. ........................................................................................................................ 9210.5 – RELAÇÃO MAGMATISMO X DEFORMAÇÃO. .............................................................................. 93
  8. 8. 10.6 – TIPOLOGIA DOS MAGMAS ......................................................................................................... 9310.7 – ORIGEM DO MAGMA. ............................................................................................................... 9410.8 – ORIGEM DOS MEGACRISTAIS .................................................................................................... 9410.9 – COMPARAÇÃO BIBLIOGRÁFICA ................................................................................................. 9510.10 – GEOCRONOLOGIA.................................................................................................................... 9610.11 – DIQUES DE DIABÁSIO .............................................................................................................. 9611 - ESTRATIGRAFIA ................................................................................................... 9711.1 – COMPLEXO METAMÓFICO BRUSQUE ........................................................................................ 9711.2 – SUÍTE VALSUNGANA .................................................................................................................. 9811.3 – HORNFELS ................................................................................................................................. 9911.4 – DIQUES DE ROCHA BÁSICA ...................................................................................................... 10011.5 – SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS ............................................................................................. 10012 - EVOLUÇÃO GEOLÓGICA ................................................................................... 10312.1 – AMBIENTE DE DEPOSIÇÃO ....................................................................................................... 10312.2 – EVOLUÇÃO DA BACIA .............................................................................................................. 10412.3 – MAGMATISMO E METAMORFISMO DE CONTATO ................................................................... 10612.4 – DEPÓSITOS SEDIMENTARES CENOZÓICOS E RELEVO ............................................................... 10713 -GEOLOGIA ECONÔMICA . .................................................................................. 11014 -GEOLOGIA AMBIENTAL .................................................................................... 11515 CONCLUSÕES ......................................................................................................... 11916 -MAPAS TEMÁTICOS ........................................................................................... 12216.1- Mapa de Direitos Minerários .................................................................................................... 12216.2- Mapa Geológico Simplificado e Elevação da Região do Bairro Dom Joaquim-Brusque-SC.. ....... 12217 -REFERÊNCIAS BILBIOGRÁFICAS ................................................................... 123
  9. 9. 18 -FICHAS DE DESCRIÇÃO. .................................................................................... 125
  10. 10. 10 1. INTRODUÇÃO Este relatório é parte da disciplina Relatório de Graduação e é referenteao Mapa Geológico da Região do Bairro Dom Joaquim – Brusque, SC naescala 1:10.000, que foi o produto final da disciplina de Mapeamento deGraduação, ofertadas pelo Departamento de Geologia da Universidade Federaldo Paraná como pré-requisitos para obter a Graduação em Geologia daUniversidade Federal do Paraná. Os professores orientadores deste trabalho são Carlos Eduardo deMesquita Barros, Eleonora Maria Gouvêa Vasconcellos, Elvo Fassbinder eJoão Carlos Biondi. A equipe que, sob orientação dos professores nomeados acima, gerou omapa geológico referido acima e este Relatório de Graduação da Região doBairro Dom Joaquim – Brusque, SC é composta pelos estudantes degraduação Gabriel Felipe Moretti, Ricardo Alves de Oliveira e RobertoCambruzzi. Este relatório objetiva apresentar os dados geológicos de modoorganizado, coerente, sucinto e objetivo. O relatório pretende explicar asrelações entre as diversas rochas encontradas na área cartografada, suascomposições minerais, suas estruturas e os processos pelos quais essasrochas passaram. Outro objetivo é propor hipóteses plausíveis sobre aevolução geológica das rochas presentes no Mapa. Serão tambémapresentadas análises de aspectos relevantes da geologia ambiental eeconômica presentes na área. Por fim, este relatório tem como objetivo atestar que os membros daequipe possuem condições de receber a graduação em Geologia.
  11. 11. 11 2. LOCALIZAÇÃOFigura 1 – Mapa do Brasil com o estado de Santa Catarina em destaque à esquerda e acima; àdireita e acima são mostradas as divisas do estado de Santa Catarina, com os municípios deGuabiruba, Brusque e Botuverá destacados; abaixo e à esquerda são mostradas as divisas dosmunicípios citados com a área de mapeamento locada, (Modificado IBGE,2010); e abaixo e àdireita é mostrada a articulação das 4 áreas de mapeamento de 2009, sendo este relatórioreferente à área 8. A área trabalhada possui 36 km², ou 3600 ha, ou ainda 4 lados iguais de6km, tendo vértice NW 700.000/6.998.000 ou -48° 58’55, 8”/-27° 07’33,4” evértice SE 706.000/6.992.000 ou -48° 55’14,4” N / -27 ° 10’45,1” E (Figura 1). Osistema de coordenadas utilizado no mapeamento é Universal Transversa deMercator (UTM), tendo como o datum horizontal South American Datum 1969(SAD-69), e datum vertical o marégrafo de Imbituba, no estado de SantaCatarina. A base utilizada foi a Folha de Brusque 1:50.000 (SG.22-Z-D-II-1).
  12. 12. 12 2.1 – VIAS DE ACESSO Partindo-se de Curitiba, segue-se pela BR-376 sentido Santa Catarina,por aproximadamente 90 km, que depois passa a ser numerada como BR-101,segue até Itajaí, por mais 120 Km, depois entra-se à direita em uma estrada deacesso e segue-se pela BR-486 (Rod. Antônio Heil) por mais 25 Km até chegarno município de Brusque. Então segue-se pela BR-486, que passa a ter nomesde ruas e avenidas no interior do município (exemplos: Rua MaximilianoFürbinger e Rua dos Cedros), e, finalmente, a área encontra-se a cerca de 5km do centro do município de Brusque. Se partirmos de Florianópolis-SC é necessário seguir pela BR-101sentido norte por cerca de 90 km e entrar à esquerda na BR-486 em Itajaí. Apartir daí o trajeto é o mesmo do trajeto acima.
  13. 13. 13 3. MATERIAIS E MÉTODOS A primeira etapa para a realização deste trabalho consistiu em trabalhosem cima de fotografias aéreas da área utilizando estereoscópios de espelho ede bolso. Com base nesse trabalho foi composto um mapa fotogeológico daárea. Foram feitas saídas de campo nas quais eram utilizados diversosinstrumentos, tais como: mapas, imagens aéreas e de satélite, bússola (tipoBrunton), GPS, martelo de geólogo, enxada de mão, marretas, câmerasfotográficas, cadernetas, escalas, etc. Em seguida aos trabalhos de campo foram feitos trabalhos de escritórioe discussões e assim, foi gerado um mapa geológico preliminar e, depois oMapa Geológico definitivo. Durante as etapas de campo foram coletadas inúmeras amostras que,após uma triagem, foram selecionadas algumas para laminação. As lâminasforam descritas em microscópios petrográficos de luz transmitida nosmicroscópios disponibilizados pelo departamento de Geologia, no LaboratórioDidático de Microscopia, no Laboratório de Microscopia Aplicado à Cartografia(LAMAC), e no Laboratório de Análises de Minerais e Rochas (LAMIR). Na descrição de rochas ígneas plutônicas e vulcânicas foram usados osdiagramas de Le Maitre (1989). Foi utilizado o método de classificação decristais de plagioclásio pelo teor de anortita de Michel-Levy. Foi usada aClassificação Morfológica de Foliações ao Microscópio Óptico, de Powel (1979)e Borradaile et al. (1982). Para a classificação de dobras foi usada aclassificação de Fleuty (1964). Foi utilizada a definição de fácies de Turner(1981) para a classificação das fácies metamórficas. Foi utilizada a Rede de Schmidt-Lambert para plotar e interpretar asatitudes das diversas estruturas estudadas. Para tal fim foi utilizado o softwareStereoNett 2.46, que é do tipo shareware (distribuição gratuita).
  14. 14. 14 4. FISIOGRAFIA A morfologia do terreno varia de acordo com o litotipo. Nas áreas ondeocorrem rochas metassedimentares correlatas ao Complexo MetamórficoBrusque, os morros tendem a ter topos estreitos e muitas vezes alinhados,encostas íngremes e vales estreitos. As áreas de rochas ígneas plutônicas, neste caso granitóidesassociados à Suíte Valsungana, mostram uma morfologia do terreno na qual hápredominância de morros de cumes agudos. É onde são encontradas asmaiores altitudes da área de estudo e os flancos dos morros são bastanteíngremes. O sistema de drenagem predominante é dendrítico denso comdensidade da ordem de 1,55km/km² (CPRM,1995) com padrão retangular.Esse sistema de drenagem é controlado por fraturas e foliações. Os vales noalto das encostas são em “V” com muitos blocos e matacões; em meia-encostaos vales são mais suavizados e ocorrem poucos blocos e matacões. Ocorremplanícies aluviais nos rios denominados Rio do Cedro, Rio das Laranjeiras eRio Itajaí-Mirim. Especialmente na planície do Rio Itajaí-Mirim é possívelobservar dois níveis de planícies: um mais antigo e o mais recente que estásendo erodido atualmente. O aluvião possui extensões pequenas mas naconfluência dos rios Itajaí-Mirim e dos Cedros apresenta até 1.300 metros deextensão. O clima da região, segundo classificação de Koeppen, é “Cfa”, quesignifica um clima subtropical mesotérmico com verão quente e de temperaturamédia anual de 19-20° A precipitação média anual va ria de 1.500 a 1.700 C.mm e a precipitação máxima em 24 horas chega a 160 mm. A umidade relativado ar tem variação média de 84-86%.
  15. 15. 15 5. GEOLOGIA REGIONAL 5.1 – PROVÍNCIA DA MANTIQUIERA A Província da Mantiqueira é um sistema orogênico localizado na costasul e sudeste do Brasil (Figura 4). É constituída pelos orógenos Araçuaí,Ribeira, Brasília Meridional, Dom Feliciano e São Gabriel. A Província da Mantiqueira, segundo Almeida e colaboradores (1981),distribui-se numa faixa na direção NE-SW ao longo de 3000 km decomprimento. Limita-se com a Província do Tocantins, com o Cráton do SãoFrancisco e a Bacia do Paraná. A leste limita-se com as bacias costeiras doEspírito Santo, Campos, Santos e Pelotas.Figura 2 – Mapa tectônico da América do Sul. Legenda: 1 - Sistema orogênico andino; 2 -Terreno da Patagônia; 3 - Cobertura fanerozóica da Plataforma Sul Americana; 4 - Escudos daPlataforma Sul Americana; 5 - Província Mantiqueira; 6 - Cráton do São Francisco. Fonte:Almeida & Hasui (1984) e Trompette (1994).
  16. 16. 16 A Província da Mantiqueira foi dividida em segmentos geográficos(Figura 5): o segmento setentrional, onde localiza-se o Orógeno Araçuaí; osegmento central, com o Orógeno Ribeira; a zona de interferência com oOrógeno Brasília; e a zona meridional com os orógenos Dom Feliciano e SãoGabriel.Figura 3 – Subdivisão do Sistema Orogênico Mantiqueira: o segmento setentrional é o OrógenoAraçuaí; o segmento central inclui a porção sul do Orógeno Brasília e os orógenos Ribeira eApiaí; o segmento meridional inclui os orógenos Dom Feliciano e São Gabriel. As cores roxo elaranja indicam os terrenos que alojam os arcos magmáticos neoproterozóicos. Fonte: Heilbronet al. (2004).
  17. 17. 17 5.2 – ORÓGENO DOM FELICIANO O segmento meridional da Província da Mantiqueira inclui o OrógenoDom Feliciano que estende-se 1200 km desde Punta del Este, no Uruguai, atéo nordeste do estado de Santa Catarina, no Brasil. Este segmento está àmargem do Cráton Rio de La Plata, que se localiza no oeste do Rio Grande doSul (Heilbron et al., 2004). A forma alongada na direção NE-SW deve-se à colisão continentaloblíqua entre os crátons Rio de La Plata e Kalahari. Neste orógeno, ocorre umatectônica transpressiva de escape lateral que originou extensos sistemas decisalhamento transcorrente que funcionam como limites dos segmentos doorógeno. Esses sistemas também controlam a implantação de baciasvulcanossedimentares a geração de intrusões sin-transcorrentes e a evoluçãode batólitos pós-tectônicos (Heilbron et al., 2004). Esses sistemas transcorrentes são denominados de Zona deCisalhamento Major Gercino, Dorsal do Canguçu e Sierra Ballena. No RioGrande do Sul e no Uruguai esses sistemas tiveram cinemática sinistral. EmSanta Catarina a Zona de Cisalhamento Major Gercino teve movimento dextral(Heilbron et al., 2004). O embasamento é composto pelo Complexo Granulítico de SantaCatarina, o qual é constituído por gnaisses TTG com metamorfismo na fáciesgranulito. Apresenta intercalações de piroxenitos e rochas metassedimentaresformações ferríferas e gnaisses kinzigíticos (Heilbron et al., 2004). As rochas metassedimentares são compostas por quartzitos, mármores,grafita filitos, xistos e metaturbiditos. Os protólitos provavelmente tiveramorigem em ambientes sedimentares de águas profundas. Na bacia de Brusquetambém registra-se a presença de rochas metavulcânicas máficas, formaçõesferríferas e também metabasaltos almofadados que sugerem a presença deassoalho oceânico (Heilbron et al., 2004).
  18. 18. 18 Na bacia de Porongos também são descritas associações de rochasmáficas e ultramáficas, possivelmente relacionadas ao período de abertura dabacia oceânica. As bacias vulcanossedimentares são compostas por rochas vulcânicas epiroclásticas. As rochas sedimentares compostas predominantemente porarenitos e arcóseos foram depositadas por sistemas fluviais anastomosadosevoluem para sistemas deltaicos, turbidíticos e depósitos de talude continental(Heilbron et al., 2004). As rochas intrusivas apresentam assinatura geoquímica isotópicacaracterística de arcos magmáticos maduros em margem continental ativa. Sãogranitóides calcio-alcalinos com médio teor de potássio que são derivados dafusão de rochas continentais metaluminosas. São menos comuns assinaturasgeoquímicas do tipo S, derivadas de rochas metassedimentares (Heilbron etal., 2004). O magmatismo pós-colisional foi do tipo I-Caledoniano segundo aclassificação de Pitcher (1983). alcalino, sub-alcalino raramente shoshonítico.Essas intrusões apresentam assinatura geoquímica predominantementecrustal, derivadas da fusão de rochas arqueanas e mesoproterozóicas. Asrochas vulcânicas e intrusivas das bacias vulcanossedimentares são do tipoalcalino, raramente shoshonítico. Os depósitos sedimentares foram deformados e metamorfizados emcondições de fácies xisto verde no Complexo Brusque e anfibolito noscomplexos Porongos e Lavalleja formando faixas de dobramentos. Os estágiospré-, sin- e pós-metamórficos são caraterizados por uma extensagranitogênese (Heilbron et al., 2004). O sentido de subdução do Orógeno Dom Feliciano ainda está emdiscussão, sendo que alguns autores defendem que o sentido é oeste(Fernandes et al., 1995), mas a interpretação mais aceita é a subdução paraleste. Essa interpretação é fundamentada em vergências de deformação e nozonamento químico das rochas granitóides pós-colisionais (Basei et al., 2003).
  19. 19. 19 As zonas de cisalhamento são compostas por milonitos de zonascrustais profundas e chegam a 5 km de largura. Elas são interpretadas demaneiras distintas: Fernandes et al. (1993) interpretam como zonas decisalhamento intracontinentais, separando bacias sedimentares de faixas dedobramentos; Basei et al. (2000) interpretam essas zonas como limites entreplacas tectônicas que separam “cinturões de xistos” de “cinturões de granitos”. Os protólitos dos gnaisses do Complexo Granulítico de Santa Catarina,cristalizaram-se em cerca de 2,7 Ga e foram metamorfizados em 2,1 Ga. Nãohá evidências de extenso metamorfismo durante o Neoproterozóico apesar deconter bacias e granitos desse período. Devido a este fato o ComplexoGranulítico de Santa Catarina é interpretado como um microcontinente deidade arqueana a paleoproterozóica (Heilbron et al., 2004). Outros remanescentes do embasamento são terrenospaleoproterozóicos recristalizados na fase de colisão. O gnaisse Encantadasapresenta idade de cristalização do protólito em 2,2 Ga e idade aproximada demetamorfismo em 0,63 Ga. Os complexos Camboriú e Águas Mornas forammetamorfizados em torno de 0,61 Ga (Heilbron et al., 2004). O metamorfismo dos complexos Brusque, Porongos e Lavalleja ocorreuem torno de 630-610 Ma. As intrusões pré- a sin-colisionais ocorreram nointervalo de 650-610 Ma e o estágio de magmatismo pós-colisional ocorre nointervalo 610-590 Ma. O vulcanismo das bacias vulcanossedimentares ocorreno intervalo de 600-560 Ma (Heilbron et al., 2004).
  20. 20. 20Figura 4 – Mapa geológico simplificado do estado de Santa Catarina. As cores representam asprincipais unidades geológicas: Cinza escuro - Complexo Granulitico de Santa Catarina; Cinzaclaro - Complexos Granito-Gnáissicos; Roxo - Complexo Brusque; Vermelho escuro - GranitosValsungana e Guabiruba; Rosa - Bacias vulcanossedimentares; Vermelho claro - GranitóidesSerra do Mar ao norte e Batólito de Florianópolis ao sul; Verde escuro - Intrusões de rochasalcalinas e carbonatitos; Verde claro - Bacia do Paraná. Fonte: Mapa Geológico de SantaCatarina (1986) escala 1:500.000. Adaptada pelos autores. 5.3 – COMPLEXO GRANULÍTICO DE SANTA CATARINA A rochas de alto grau metamórfico ocorrem no nordeste catarinense emcom área aproximada de 8.500 km2. Essa unidade limita-se a norte com aDomínio Curitiba, a leste com o Batólito de Paranaguá e a sul com a Bacia doItajaí e o Complexo Metamórfico Brusque e a oeste com a Bacia do Paraná(Basei et al,. 1992 & Siga Jr., 1995). Os contatos com o Complexo Brusque ocorrem em uma faixa miloníticadenominada Lineamento Perimbó. Esse sistema de falhas transformougranulitos em milonitos e filonitos. (CPRM, 1995)
  21. 21. 21 Segundo Silva & Dias (1981) este complexo é composto de gnaissesgranulíticos félsicos e máficos, milonitos granulíticos, blastomilonitos derivadode granulitos, rochas ultramáficas, gnaisses calciossilicáticos, kinzigitos,anortositos, quartzitos, formações ferríferas e cataclasitos. Ao longo do Lineamento Perimbó foram observados corpos diopsídio-hornblenda milonitos gnaisses relacionados ao Complexo Granulítico de SantaCatarina (CPRM, 1995). Corpos de quartzito, são comuns associados aosgnaisses granulíticos. Ocorrem como grandes lineamentos ou altostopográficos, são compostos por 97% de quartzo mas podem conterfilossilicatos (muscovita e fuchsita) além de magnetita e zircão. (Hartman et al.,1979). Os corpos máficos e ultramáficos ocorrem desde xenólitos em escala deafloramento até corpos mapeáveis, como os piroxenitos de Barra Velha(Minioli,1972) e os corpos da região de Piên-PR (Harara, 1996). As rochascalciossilicáticas ocorrem como lentes de, no máximo, 1 km de comprimento esão compostas por oligoclásio e microclínio mas podem conter diopsídio,hornblenda e biotita (Hartmann et al., 1979). Na porção norte ocorrem corposintrusivos representados por stocks e batólitos graníticos denominados MorroRedondo, Corupá, Dona Francisca e Piraí (Siga Jr. et al. 1994). Basei (1998), analisou as rochas do complexo granulítico e apontou aorigem ígnea da maioria das rochas do complexo. As rochas pretéritas dogranulitos teriam sido formadas a partir da fusão parcial de gabros e noritosricos em alumínio a partir de magma toleítico com cerca de 17,5% de Al2O3(Figueiredo et al., 1997). Na maioria das análises predominam o Na2O sobreK2O, característica típica de granulitos empobrecido em álcalis. O padrão estrutural do Complexo Granulítico de Santa Catarinaapresenta um bandamento gnáissico Sn com planos de direção NWcaracterizado pela alternância de níveis félsicos e máficos e uma superfície detransposição Sn+1, na maioria das vezes paralela a Sn. O bandamento gnáissicofoi dobrado, e os planos axiais dessas dobras tem direção NW-SE (Basei et al.,1992; Siga Jr., 1995). O bandamento gnáissico também apresenta modificaçãoda direção causada por fenômenos de cisalhamento dúctil posteriores queresultaram em foliações miloníticas de alto ângulo. (CPRM, 1995)
  22. 22. 22 Os minerais presentes nos granulitos segundo vários autores são, oquartzo, feldspato plagioclásio, hiperstênio, diopsídio, hornblenda e biotita. Osminerais acessórios são o zircão, a magnetita e o rutilo. O metamorfismo principal ocorreu na fácies granulito. Hartmann (1988)comparou os dados obtidos por ele com os granulitos do Rio Grande do Sul eestimou a temperatura em torno de 800° e a pressão a proximada de 7 kbar Cpara o metamorfismo no Complexo Granulítico de Santa Catarina. As análises geocronológicas apontam para uma estabilização tectônicano Paleoproterozóico. O método K-Ar em biotita, anfibólio e plagioclásiomostram idades entre 2,0 Ga e 1,7 Ga; esses valores indicam o período deresfriamento dos granulitos durante o Ciclo Transamazônico, após o processode metamorfismo fácies granulito (Siga Jr., 1995). A análise de cristais euédricos de zircão retirados de gnaissesmigmatíticos em Joinville-SC resultou na idade 2200±2 Ma; a análise de cristaisde zircão marrom resultou na idade 2360±100 Ma; e a análise de cristais dezircão rosa resultou na idade 2247±18 Ma (Siga Jr., 1995). A idade mais antigaé interpretada como uma idade híbrida entre a idade de cristalização ígnea e aidade do metamorfismo, enquanto a idade mais nova indica a idade demetamorfismo (Basei et al.,1997). 5.4 – COMPLEXO BRUSQUE O Complexo Brusque dispõe-se segundo uma faixa principal de direçãoNE-SW com 40 km de largura e estende-se do litoral, em Itajaí, até serencoberta pela Bacia do Paraná em Vidal Ramos. Essa faixa é recortada porgranitos e recoberta por sedimentos aluvionares inconsolidados (CPRM, 1995). O Complexo Brusque faz contato a noroeste com as sequênciasvulcanossedimentares da Bacia do Itajaí, a norte com rochas do ComplexoGranulítico de Santa Catarina, e a sul e sudeste com rochas graníticas doBatólito de Florianópolis (Philipp et al., 2004).
  23. 23. 23 Alguns desses limites são tectônicos como o limite noroeste, pela Zonade Transcorrência Itajaí-Perimbó (Silva, 1991), e o limite sudeste, pela Zona deCisalhamento Major Gercino (Bitencourt et al., 1989). A relação de contato entre o Complexo Brusque e as rochas doComplexo Camboriú são tectônicas, por uma zona de cisalhamento deempurrão (Philipp et al,. 2004). Não há evidências diretas de campo do tipo decontato entre o Complexo Brusque e o Granito Itapema, entretanto Bitencourt &Nardi (2003) sugerem que o Granito Itapema seja intrusivo no ComplexoBrusque. As rochas metassedimentares do Complexo Brusque distribuem-se emduas zonas metamórficas de grande extensão. Uma faixa é caracterizadadentro da fácies xisto verde inferior, incluindo as zonas da clorita e da biotita eé composta de filitos, filonitos, quartzo-filitos, clorita xistos e quartzo-sericita-clorita xistos. Na zona da biotita ocorrem sericita clorita xistos, filitos,metabásicas, grafita xistos e metacalcários CPRM (1995) A outra faixa é caracterizada dentro da fácies xisto verde - zona dagranada e está em contato por falha com a zona da biotita. A zona da granadaé composta por granada micaxistos, quartzo micaxistos, rochascalciossilicáticas e metabásicas. Silva & Dias (1981) identificaram a presença de rochas metabásicas,meta-ultrabásicas, meta-ácidas, sin-sedimentares e formações ferríferas. Ostrabalhos de mapeamento da CPRM (1995) confirmaram que essas rochasocorrem em área menor que as rochas metassedimentares. O padrão deconcentração dos elementos terras-raras, é considerado como estável no ciclode sedimentar (Bhatia, 1985). Durante o mapeamento da CPRM (1995) foramanalisados elementos terras-raras presentes nos litotipos metassedimentares.Essa analise teve como objetivo detectar a assinatura geoquímica das áreas-fonte dos sedimentos que originaram as rochas pretéritas do Grupo Brusque.Para isso foi considerado que os elementos terras-raras não tem aconcentração alterada durante ciclo de sedimentar, refletindo os padrões deconcentração similar ao encontrados nas áreas-fonte (Bhatia, 1985).
  24. 24. 24 O resultado da geoquímica de elementos terras-raras indica que ossedimentos depositados no Grupo Brusque provem de rochas da crostacontinental, pós-arqueana, de composição granítica. Sugerindo que as rochasa área-fonte eram mais jovem que 2,0 Ga. Apesar da complexa estruturação tectônica do Complexo Brusque, asuperfície de deposição original (S0) pode ser reconhecida em alguns locaispelas variações do tamanho de grão e da composição entre as camadas,permitindo o reconhecimento de seus protólitos (Phillip, 2004). No mapeamento da folha Brusque pela CPRM (1995) foi proposta queas rochas metamórficas do Complexo Brusque passaram por 4 fases dedeformação denominadas D1, D2, D3 e D4: As fases D1 e D2, que são causadas pelos movimentos de cisalhamentode baixo ângulo provavelmente ocorridos no Mesoproterozóico, sãoresponsáveis pelo estabelecimento das foliações S1 e S2. A fase D2 foiresponsável pelas dobras isoclinais e pela transposição da xistosidade S1. As fases D3 e D4 estão relacionadas a movimentos de cisalhamentotranscorrente ocorrido no Ciclo Brasiliano entre 750 e 450 Ma . A fase D3atribui-se a formação de dobras abertas a fechadas que na escala deafloramento, materializa-se na forma de dobras com charneiras centimétricas adecimétricas com eixos sub-horizontais. A fase D3 também define umaclivagem de fratura com distribuição em leque. A fase D4 é representada pordobras tipo box fold e do tipo chevron visíveis em escalas microscópica. Essasdobras condicionam o desenvolvimento de uma clivagem de crenulação queem alguns afloramentos transpõe as foliações S1 e S2. 5.5 – SUÍTE VALSUNGANA Phillipp et al. (2004), caracterizou as ocorrências ígneas do ComplexoBrusque de dois tipos, corpos tabulares compostos de leucossienogranitos e
  25. 25. 25uma segunda fase de magmatismo granítico é mais tardio, relacionada àevolução de zonas de cisalhamento dúcteis transcorrentes. Os corpos de leucosienogranito apresentam forma tabular eposicionamento paralelo em relação aos planos de xistosidade principal (S2).Tem cor esbranquiçada a rosada, estrutura maciça ou foliada e texturaequigranular hipidiomórfica média, contendo proporções variáveis de moscovitae/ou biotita, por vezes acompanhadas por turmalina e granada Phillipp et al.(2004). Os granitos Valsungana e Serra dos Macacos está associada com aevolução das zonas de cisalhamento de alto ângulo Major Gercino e Itajaí-Perimbó. Esses corpos graníticos são alongados na direção NE-SW. O GranitoValsungana apresenta composição monzogranítica e textura porfiríticacaracterizada por megacristais de K-feldspato imersos em matriz equigranulargrossa Phillipp et al. (2004). O Granito Serra dos Macacos é constituído por três corpos com formaalongada orientada segundo NE-SW. Possui composição sienogranítica,textura equigranular média e estrutura maciça, localmente com orientaçãoígnea da biotita. Os granitóides de granulação grossa foram incluídos na SuíteValsungana enquanto os granitóides de granulação fina e quaseequigranulares foram denominados de Suíte Guabiruba (Schultz Jr. &Albuquerque, 1969; Kaul 1976b; Trainini et al. 1978; Basei, 1985). Essadistinção baseia-se em aspecto texturais porque as características litoquímicase petrográficas são praticamente idênticas. Os corpos ígneos denominados deSuíte Guabiruba estão localizados nas margens da Suíte Valsungana,mostrando contatos gradativos entre ambos, conforme foi observado porMônaco et al. (1974). Caldasso et al. (1988) consideram que a intrusão do Granito Valsunganae Granito Guabiruba ocorreu durante ou após os movimentos transtensivos dafase de deformação D3 porque foi concluído que as rochas encaixantes do
  26. 26. 26Complexo Brusque possuíam estruturas das fases D1 e D2 quando ocorreu aintrusão. Baseado na petrografia e em dados geoquímicos e isotópicos Basei(1985) concluiu que a maioria dos granitóides do Complexo Brusque é do tipo-S, derivados de fusão de rochas metassedimentares, baseado na classificaçãoproposta por Chappel & White (1974). As idades obtidas para Suíte Valsungana por Basei (1985) foram de622±64 Ma para isócrona Rb/Sr, 647±12 Ma U/Pb em zircão, entre 500 Ma e600 Ma por K/Ar. A Suíte Guabiruba foi datada em 601±40 Ma, pelo métodoRb/Sr e 562±8 Ma pelo método K/Ar em biotita (Basei e Teixeira, 1987). Essesdados permitem situar a Suíte Valsungana entre 600 Ma e 650 Ma, portanto deidade brasiliana. As idades K/Ar indicam a idade de resfriamento dos corposígneos. Mantovani et al. (1987) obteve uma idade modelo Sm-Nd TDM de 2.020Ma e valor εNd (-14.74) para a Suíte Valsungana, indicando que a origem domagma a partir fusão de crosta continental. 5.6 – COMPLEXO ÁGUAS MORNAS Este complexo distribui-se em uma faixa aproximadamente E-W nolitoral da cidade de Palhoça. É constituído por uma faixa de granitóidesdeformados, com bandamento gnáissico; localmente há migmatitos.Anteriormente era denominado de Grupo Taboleiro por Schulz et al. (1969). Em superfície apresenta uma distribuição irregular de largura variável,recortado por granitos da Suíte Pedras Grandes. Outra faixa ocorre na regiãodo Município de São Pedro de Alcântara, também como rocha encaixante daSuíte Pedras Grandes (Zanini, 1997). Segundo Bitencourt et al. (2008), o Complexo Águas Mornas constitui-sede ortognaisses de composição granítica cujos minerais máficos são a biotita e
  27. 27. 27a hornblenda, havendo ocorrências de gnaisse calciossilicáticos e intrusões deleucogranito paralelos ao bandamento gnáissico. As assinaturas geoquímicas obtidas por Zanini (1997) apontam para ocaráter metaluminoso deste complexo. As razões de (Y+Nb) x Rb apontam queos litotipos são de caráter sin-colisinal a intraplaca. Os ETR (elementos terrasraras) apontam que os granitóides possuem filiação calcio-alcalina, com apresença de anomalia negativa do elemento Európio. As datações apontam dois padrões distintos de idade: Basei (1985)obteve idades em amosta de rocha total 624 ± 21 Ma pelo método Rb/Sr e 550e 600 Ma pelo método K/Ar em rocha total. Silva et al. (2000), pelo método U-Pb SHRIMP, obteve idade de 2.175±13 Ma para a cristalização do protólito doComplexo Águas Mornas. Segundo Bitencourt et al. (2008), a escassez de afloramentosadequados para levantamento de dados estruturais impede a reconstituiçãodos eventos de deformação, entretanto, foi elaborada uma cronologia relativade eventos. São reconhecidos nesta unidade três eventos de deformação (D1,D2 e D3), acompanhados por três eventos metamórficos regionais (M1, M2 eM3). O evento D1 foi responsável pela geração do bandamento de segregaçãometamórfica (M1) e pela injeção concordante de leucogranitos. O evento D2 é caracterizado por uma deformação milonítica, compostapor quartzo ribbon, micafish em biotita e porfiroclastos de feldspato potássicotipo augen. O evento D3 é caracterizado pela deformação das estruturas anteriores,gerando dobras abertas, decimétricas a métricas, com eixos de médiocaimento para SE. Os eixos desta fase de dobramento são perpendiculares àlineação de estiramento do evento D2.
  28. 28. 28 5.7 – BATÓLITO DE FLORIANÓPOLIS O Cinturão Dom Feliciano é dominado por rochas graníticas dispostasem uma faixa de direção NE que se estende de Santa Catarina ao Uruguai. NoRio Grande do Sul é denominado Batólito Pelotas, em Santa Catarina édenominado Batólito Florianópolis e no Uruguai, Batólito Aiguá (Bittencourt etal., 2008). É constituído por rochas graníticas de estrutura maciça. As intrusões temdimensões variadas e as rochas encaixantes são gnaisses e migmatitos doComplexo Águas Mornas (Zanini et al., 1997). A porção sul do Estado de Santa Catarina é composta por grandesvolumes de rochas graníticas, que vem sendo investigada por diversospesquisadores no intuito de estabelecer sua idade e estratigrafia interna. A partir dos trabalhos de Bitencourt et al. (2008) a estratigrafia doBatólito de Florianópolis foi revisada. Nessa nova estratigrafia, as rochas ígneas foram individualizadas combase em suas características texturais, mineralógicas, estruturais ecomposicionais nas seguintes unidades: Suíte Paulo Lopes compreende o Granito Paulo Lopes, os GranitóidesGaropaba e o Gabro Silveira. Suíte Pedras Grandes reúne os granitos Vila daPenha e Serra do Tabuleiro. O Granito Itacorumbi e a Suíte Cambirela UFRGS(1999). O Granito Paulo Lopes compreende biotita monzogranitos asienogranitos porfiríticos foliados. Os granitóides Garopaba são biotita granodioritos a monzogranitosporfiríticos de matriz heterogranular média a grossa. - O Gabro Silveira inclui microgabros, dioritos e quartzo-dioritos emcorpos arredondados ou diques que cortam rochas da Suíte Paulo Lopes. Sãorochas de cor cinza média a preta, textura equigranular fina a média, raramenteporfirítica.
  29. 29. 29 O Granito Vila da Penha é composto por monzogranito,subordinadamente por sienogranito, de cor branco-acinzentada, ricos emquartzo comumente facetado, com agregados de biotita. Apresenta duasfácies: heterogranular e porfirítica, com contato gradacional entre si. O Granito Serra do Tabuleiro tem baixo teor de minerais máficos. Sãorochas de cor cinza clara a branca, de composição predominantesienogranítica, raramente monzogranítica, e predomínio de estrutura maciça. Granito Ilha varia de monzogranito a sienogranito, de texturaequigranular média a grossa, com teor variável de minerais máficos. A Suíte Cambirela constitui uma sucessão de rochas vulcânicas decomposição riolítica, subordinadamente riodacítica. De modo localizadoocorrem depósitos de ignimbritos. O Granito Paulo Lopes é definido geoquimicamente como pertencente asérie calcialcalina com médio teor de Potássio. É compostopredominantemente de granodioritos, metaluminosos, relacionados com arcoscontinentais de fonte magmática mantélica e crustal (Zanini et al., 1997). A Suíte Pedras Grandes possui as seguintes assinaturas geoquímicas:são granitos alcalinos saturados, quartzo-sieníticos, leucocráticosmetaluminosos, anorogênicos associados à rifts; os padrões de elementosterra-rara apresentam anomalias negativas de Európio, o que permiteclassificar essa suíte como de fonte magmática derivada de crosta continental. O Granito Paulo Lopes faz contato por falhas com as rochas das suítesPedras Grandes e Cambirela (Zanini et al., 1997). As intrusões graníticas apresentam colocação entre tardi-transcorrênciae pós-transcorrência, com cisalhamentos transcorrentes nos limites dos corposígneos. A estrutura dessas intrusões é maciça. Possuem formas elípticas comeixo maior na direção N30E (Zanini et al., 1997). Essas intrusões estãoinseridos em um regime de transcorrência . As fraturas de extensão estão emângulo de 45° em relação à falha principal (Nicolas, 19 84). Considerando orumo das falhas principais na direção N50E-N70E, as fraturas de tensão
  30. 30. 30localizam-se na direção N10E-N30E. Portanto é provável que as intrusõesposicionaram-se ao longo de fraturas T. O modelo utilizado é semelhante ao usado para bacias transtensivas deRamsey & Huber (1987). As fraturas T concentraram o maior stress decisalhamento causando enfraquecimento crustal suficiente para a intrusão demagma nessas estruturas. Basei (1985) datou pelo método Rb/Sr o Granito Serra do Tabuleiro em516 ± 12 Ma, o Granito Ilha em 524 ± 68 Ma, o riolito da suíte Cambirela em552 ± 17 Ma. Zanini et al. (1997) obteve as idades Rb/Sr de 596 Ma no GranitoSerra do Tabuleiro e o riolito da Suíte Cambirela foi datado em 507 Ma., ambos 87com razões iniciais de Sr/86Sr idênticas de 0,702 o que é sugestivo queambas as suítes originaram-se de um mesmo evento de duração prolongada. Basei & Teixeira (1987) determinaram a idade Sm/Nd da Suíte PedrasGrandes entre 1.290 e 1.620 Ma. Segundo esses autores o magma teve fusãono Neoproterozóico a partir de material que foi diferenciado a partir do mantodurante Mesoproterozóico. 5.8 – BACIA DO ITAJAÍ A Bacia de Itajaí localiza-se na porção nordeste do estado de SantaCatarina ao longo do vale do Rio Itajaí. Recobre uma área deaproximadamente 700 km² e é alongada na direção N60° (Basei et al.,1985). E Apresenta geometria sigmóide com eixo maior estendendo-se mais de80 km na direção NE-SW e largura variável de 30 km. Na extremidade SW érecoberta pela Bacia do Paraná. Na extremidade NE apresenta um progressivoestreitamento (CPRM, 1995). Os sedimentos da Bacia do Itajaí foram divididos em quatro associaçõesde fácies, denominadas de unidades A, B, C e D por Rostirolla (1991).
  31. 31. 31 A unidade A é restrita ás margens NE e NW da bacia e está incluída naFormação Gaspar por Silva e Dias (1981). É formada predominantemente porarenitos de granulometria média a grossa e conglomerados de coloraçãomarrom-arroxeada, com ocorrência menos frequente de arenitos degranulometria muito fina, siltitos e folhelhos cinza-azulados. A unidade B está em contato discordante com a unidade A. Aflora nasmargens do Rio Itajaí-açu, nas cidades de Apiúna e Ascurra. Composta porconglomerados, arenitos e ritmitos síltico-arenosos resultantes de processosgravitacionais, além de folhelhos de coloração cinza-clara. A associação faciológica C, Aflorante em toda a região central da Baciado Itajaí, desde oeste, onde é recoberta Bacia do Paraná, até extremo leste dabacia. Os depósitos são constituídos geralmente de sedimentos finos,extensão. Predominam folhelhos sílticos, e ritmitos cinza-azulados a cinzaescuros. É a unidade de maior espessura estimada na bacia A unidade D é observada em toda a margem sul-sudeste da bacia, compredominância de conglomerados, arenitos e lamitos marrom-arroxeados,ocorrendo subordinadamente siltitos e arenitos de granulometria fina ecoloração cinza clara. O contato da unidade C para a unidade D é gradacional.A unidade D possui afloramento no Bairro Garcia, em Blumenau. Foram detectadas duas fases de deformação: uma fase D1,compressiva, que predomina no quadro estrutural da bacia; e uma fase D2, deintensidade muito menor que D1, caracterizada por uma reativação distensivana bacia (Rostirolla, 1991). Foi determinado que a deformação se deu em regime rúptil a rúptil-dúctil, tendo estruturas compostas por juntas e falhas. As zonas decisalhamento não apresentam evidência de fluxo milonítico durante adeformação e os dobramentos foram absorvidos ao longo de descontinuidadesprévias. Na primeira fase ocorrem dobras descontínuas de simetria monoclínica,suaves a abertas, com eixos b1 na direção NE-SW preferencialmente, econcentração predominante N60E/04SE. Ocorrem tambem camadas
  32. 32. 32sedimentares invertidas correspondente com dobras sinclinais fechadas daprimeira fase de deformação. Essas dobras sinclinais ocorrem principalmentena região sul e sudoeste da bacia e são associadas à Zona de Falha Perimbó(Rostirolla, 1991). As falhas transcorrentes e as falhas reversas da primeira fase dedeformção são as estruturas rúpteis mais importantes da Bacia de Itajaí. Asfalhas transcorrentes de movimento dextral possuem direção N80-90W/65SW.Ocorrem também falhas transcorrentes de cinemática sinistral de direção N10-20E/70NW. A falha de Blumenau, transcorrente de movimento dextral delimitao contato da região centro-norte da bacia com o Complexo Granulítico deSanta Catarina (Rostirolla, 1991). A datação da fração fina dos siltitos laminados da região central da baciarealizadas por Macedo et al., (1984) apontam a idade de 556±44 Ma pelométodo Rb/Sr e um erro M.S.W.D. 0,11, sendo interpretada como idade dometamorfismo incipiente regional que afeta a Bacia do Itajaí. Zucatti (2005)confirmou a presença de icnofósseis da fauna Ediacarana, do Cambriano,preservados nos sedimentos da Bacia Itajaí. Tufos coletados no município Gaspar foram datados pelo método U/PbSHRIMP que resultou na idade de 606±8 Ma para a deposição dessessedimentos e na idade de 642±12 Ma para a abertura da bacia (Silva et al.2002). 5.9 – GRANITO SUBIDA O Granito Subida é um corpo de cerca de 70 km2 intrusivo nas rochasda Bacia do Itajaí localizado na região do município de Ibirama, SC (Basei,1985). Segundo Basei (op. cit.) é um granito alaskítico róseo, com texturaequigranular média a grossa. Desenvolveu uma auréula de silicificação com até100 m de espessura que afetou as rochas sedimentares encaixantes (Kaul,1976).
  33. 33. 33 Associados ao Granito Subida ocorrem riolitos na forma de diques,soleiras e brechas vulcânicas e tufos interclados com as rochas da Bacia deItajaí identificados como Riolito Apiúna. Segundo Basei (1985) o Granito Subida seria tardi orogênico, enquantoSilva (1987) considera como granito anorogênico. Segundo (Rostirolla, 1991) acristalização do granito Subida demanda a existência de uma camadasedimentar pré existente sobre a intrusão da ordem de 2 a 3 km de espessura,enquanto os riolitos cristalizaram em profundidades menores. O granito Subida apresenta idades Rb/Sr de 546±10 Ma (Basei, 1987).O Riolito Apiúna idade Rb/Sr 560 Ma (Basei et al. 2000). 5.10 – ENXAME DE DIQUES FLORIANÓPOLIS A Ilha de Santa Catarina, município de Florianópolis, é formadapredominantemente pelo Granito Ilha e rochas vulcânicas ácidas da SuíteCambirela (Zanini et al., 1997). Essas rochas são cortadas por diques básicosdo Enxame Florianópolis (Raposo et al., 1998). O Enxame de Diques Florianópolis é constituído por diques comespessuras que variam de poucos centímetros a mais de cem metros, algunsprolongando-se continuamente por quilômetros, a maioria com orientação N10-30E e, em menor proporção, com direção N20-30W e N-S. Em algunsafloramentos observam-se diques mais finos de direção NW truncando diquesmais antigos de direção N10-20E (Tomazzoli & Pellerin, 2008). As rochas que compõem o Enxame de Diques Florianópolis são,predominantemente, diabásio, andesito basáltico e, subordinadamente,andesito. Na Ilha de Santa Catarina há também diques máficos,correlacionáveis aos riolitos e ignimbritos da Suíte Vulcânica Cambirela(Tomazzoli et al., 2005). Os basaltos andesíticos são compostos pelos minerais plagioclásio,augita, pigeonita, óxidos de ferro-titânio. A apatita ocorre como o mineral
  34. 34. 34acessório mais abundante e epidoto e sericita como fases mineraissecundárias (Tomazzoli & Pellerin, 2008). Os diques exibem contatos irregulares com a rocha encaixante riolíticada Suíte Cambirela, o que sugere interação magmática entre as rochas. Essesdiques possuem enclaves máficos-magmáticos da rocha do dique naencaixante. Esse fato sugere que os diques podem ser correlacionáveis aoGabro Silveira, que ocorre ao sul, em Garopaba (Nardi et al., 2002). Os diques básicos mostram texturas variadas, desde afaníticas atéporfiríticas (mais raras), com o predomínio de trama subofítica e intergranularfina. Marques & Ernesto (2004) apontam que 90% dos diques básicos doEnxame Florianópolis são do tipo alto titânio, com TiO2>3%; os demais são dotipo baixo titânio, com TiO2<2%. Os diques com baixo teor de titânio sãorepresentados por basaltos toleíticos, andesitos basálticos toleíticos eandesitos toleíticos. Os diques de alto teor de titãnio são representadosprincipalmente por basaltos andesíticos toleíticos, com lati-andesitos, lati-basaltos e latitos ocorrendo forma subordinada. Raposo et al. (1998) realizaram datações de nove diques pelo método40 Ar/39Ar em cristais de plagioclásio, que apresentaram idade de 119,0±0,9 Ma, 40e em rocha total a idade Ar/39Ar foi de 128,3±0,5 Ma. 5.11 – DIQUES MESOZÓICOS Esse evento posterior se refere à inflexão tectônica de direção NW-SE,com eixo transversal em relação à Bacia Sedimentar do Paraná, queconvencionou-se chamar Arco de Ponta Grossa. Essa estrutura desenvolveu-se entre o Devoniano e Jurássico anteriormente ao vulcanismo e intrusõesrelacionadas da Bacia do Paraná (Fúlfaro et al., 1982). Segundo Pinese (1989)o Arco de Ponta Grossa mergulha para o interior da Bacia do Paraná e estendeentre os lineamentos do Rio Tietê e Rio Paranapanema no norte até oslineamentos do Rio Uruguai e Ivaí, no sul. Esses diques estão paralelos entre si
  35. 35. 35e orientados segundo a direção aproximada N40-60W coincidente com adireção do eixo do Arco de Ponta Grossa. Os diques alojam-se em rochas deidade Pré Cambriana ou em rochas de idade Paleozóica até Mesozóica daBacia do Paraná (Vanzela et al., 2004). Na Folha de Brusque o magmatismo mesozóico está representado porinúmeros diques de diabásio que seccionam as unidades mais antigas e poruma pequena ocorrência de rocha alcalina. Os diques possuem espessuramétricas e centenas de metros de comprimento, ocorrendo em todos osquadrantes da folha. São observados mais facilmente quando alterados emdecomposição esferoidal, cortando os granitóides da Suíte Valsungana e asrochas do Complexo Brusque. Preenchem fraturas do sistema de fraturas dedireção NW-SE (CPRM ,1995). A análise química de 5 amostras de diques de diabásio (CPRM, 1995)das folhas de Brusque e de Botuverá segundo a classificação de Le Bas et al.,(1986) posiciona as amostras no campo dos basaltos. A composição mineralcompreende: 70% a 80% de plagioclásio (anortita), 20% a 30% de piroxênio(titano-augita), até 5% de minerais opacos, 2% de quartzo, 2% de biotita, traçosde apatita, esfênio, hornblenda, epidoto, clorita e calcita (CPRM, 1995). Pinese (1989) dividiu os diques básicos em 3 tipos distintos: diques comconcentração menor que 2% de TiO2, diques com 2% até 3% de TiO2 e diquescom mais de 3% de TiO2. Os diques com mais de 2% de TiO2 representam80% da intrusões. Segundo do diagrama AFM, proposto por Kuno (1969), osdiques de basalto são da série toleítica (CPRM, 1995). Nas Folhas de Brusque e de Botuverá não há datações para os diquesde basalto, sendo que a correlação com os derrames da Formação Serra Geralbaseada somente na similaridade composicional e textural (CPRM, 1995). As datações realizadas nos diques do arco de Ponta Grossa indicam 40idades de 144 -114 Ma pelo método K-Ar (Pinese 1989). O método Ar/39Arindica idades entre 134,1±1,3 Ma e 130,4±2,9 Ma (Turner et al., 1994). Uma 40nova datação Ar/39Ar foi realizada por Renne et al. (1996) indicando idadesentre 131,4±0,5 Ma e 129,2±0,5 Ma para 18 amostras de diques. As datações
  36. 36. 36realizadas por Renne et al. (1996) possibilitaram esse autores interpretar queos diques foram os condutos alimentadores dos derrames mais jovens do norteda Província Magmática do Paraná.
  37. 37. 37 6. GEOLOGIA LOCAL 6.1 – COMPLEXO BRUSQUE As rochas metamórficas abrangem uma área de aproximadamente 1.600Ha em superfície. Foram agrupados em 3 litotipos principais segundo critériosde composição mineral e tamanho de grãos. Xistos, filitos e hornfels. As rochascompostas por sericita e/ou grãos de mica branca de até 1 mm de diâmetroforam agrupadas no litotipo filito. As rochas composta por grãos de muscovitamaiores que 1 mm de diâmetro, quartzo foram agrupadas no litotipo xisto. Asrochas com cristais de biotita não orientados concentrados em bandas, queocorrem em contato com os granitos foram identificados como hornfels. Existeuma ocorrência de rochas calciossilicáticas, pela descrição de campo, mascom a analise laboratorial realizada chegou-se a classificação de clorita-carbonato quartzito, em contato com xistos. Em mapa, as rochas metamórficas distribuem-se em duas faixascontínuas. Uma faixa composta de filitos no quadrante noroeste e norte domapa. Outra faixa, que atravessa o centro da área cartografada no sentidosudoeste nordeste, composta de predominantemente de xistos. Corposirregulares de hornfels ocorrem como xenólitos dentro dos granitos e nocontato norte do granito, na forma de pequena auréola afetando xistos. O litotipo predominante na faixa de xisto é o quartzo-muscovita xisto.Também ocorrem granada-quartzo-muscovita xisto, biotita-quartzo-muscovitaxisto, grafita-muscovita xisto e clorita-muscovita xisto. Os xistos normalmente ocorrem alterados e com cor vermelho-alaranjada, quando não alterada com cor cinza. Todos os afloramentos de xistopossuem uma xistosidade principal definida pela orientação dos cristais demuscovita. Identificada como foliação S2; geralmente a xistosidade S2encontra-se dobrada e crenulada, que afeta a direção e o ângulo de mergulhoda foliação. As dobras apresentam aberturas variáveis desde abertas aisoclinais. Nos locais identificados como granada-quartzo-muscovita xisto os
  38. 38. 38porfiroblastos de até 0,5 cm de diâmetro estão sempre alterados para óxidosde ferro. Apresentam sombras de pressão simétricas ou assimétricas. Raramente ocorre uma intercalação de níveis pelíticos, compostosmuscovita, e arenosos onde a xistosidade está mal desenvolvida. Em algunsafloramentos foram identificadas pequenas dobras apertadas ou isoclinaiscompostas de grãos de quartzo entre os planos de xistosidade S2. Essasdobras raramente excedem o comprimento de onda de 2 mm. Possuem flancosforam rompidos pelos planos de S2. Essas camadas e dobras quartzo pelíticasalternadas com S2 foram definidas como planos S1, sub-paralelos à S2. Em alguns afloramentos a xistosidade S2 do xisto foi cortada por planosde xistosidade mal desenvolvida, S3 com ângulos de mergulho superiores a 70graus, pouco penetrativa, caracterizada pela reorientação da muscovitapresente em S2. Um afloramento de xisto apresenta a clivagem de crenulação S4 quecorta o plano da xistosidade S3. A ocorrência de rocha calciossilicática apresenta-se como uma rocha decor verde escura com níveis e fraturas compostos por carbonato. Essa rochaapresenta contato transicional com o granada-quartzo-muscovita xisto.Caracterizada pela diminuição do conteúdo de carbonato da rocha a medidaque se afasta do afloramento em direção ao xisto. Na rocha calciossilicática omineral que define a foliação S2 é a biotita. Filitos encontram-se em uma faixa de rochas afetadas por zonas decisalhamento dúctil com geração de milonitos em planos de falha compostosessencialmente por quartzo. Apresentam uma variação de litotipos maior queos xistos evidenciando mais a natureza sedimentar da rocha pretérita. O litotipopredominante é o sericita Xisto. Mas também ocorre biotita Filito, Meta-Arenito,Metarritmito, Argiloso-Arenoso, grafita sericita Filito e quartzo-Milonito. A foliação principal pode ser definida como uma xistosidade denominadaS2, que é caracterizada por uma clivagem ardosiana. Os planos de S3
  39. 39. 39caracterizam-se por uma xistosidade que corta obliquamente S2 às vezesassociadas a dobras tipo kink band. Os planos de S2 quanto S3 nos filitospredominam mergulhos em alto ângulo. Em um afloramento o filito ocorre aintersecção da xistosidade S3 e da clivagem S4 formando um tectonito tipo L. As rochas ígneas abrangem uma área superficial de aproximadamente1.400 Ha. As rochas recobertas pelos hornfels e sedimentos aluvionares nãoentram nesse calculo. 6.2 – SUÍTE VALSUNGANA As rochas ígneas com maior área de afloramento foram classificadas emcampo como granitos. O corpo ígneo maior foi subdividido em 4 fácies combase em diferentes texturas ígneas: Granito Porfirítico Grosso, Granito Heterogranular Seriado, GranitoEquigranular Médio. Ocorrências de leucogranito e aplitos, principalmente naforma de diques cortando xistos. Esses corpos de “granito” foram relacionadosa Suíte Valsungana. Diques de diabásio e diorito que cortam xistos e granitosforam relacionados considerados como diques mesozóicos, pois não estãodeformados tectonicamente. O granito Porfirítico grosso é encontrado na região Sul e Sudeste domapa. Os afloramentos com rocha sã foram encontrados na porção sudeste daárea em cortes de estrada. Em outros locais ocorre apenas um solo argilo-arenoso, castanho-avermelhado,com cristais alterados de feldspato alcalino.Esses cristais apresentam alinhados sub-horizontais. Tem até 7 cm decomprimento, porém em média possuem 4 cm. Fácies pegmatóides compostasde feldspato alcalino apresentando cristais de até 11 cm de comprimento.Foram observados xenólitos de hornfels, e enclaves máficos em algunsafloramentos. O contato oeste do corpo granítico com o xisto está parcialmenteencoberto pela planície aluvial do Rio dos Cedros. Essa planície estáencaixada sobre um lineamento provavelmente uma falha ou fratura.
  40. 40. 40 O Granito fácies heterogranular grossa seriada, de ocorrência na porçãocentro a leste do mapa em contato interdigitado com a fácies pofirítica. Osafloramentos geralmente são compostos de regolitos às vezes com sinais dedeslizamento em cortes de estradas ou taludes. Apenas o mineral quartzo e a biotita estão bem preservados. Os demaiscristais estão parcialmente alterados que prejudica a identificação. Nos afloramentos menos alterados foram identificados feldspato alcalinoe plagioclásio. Nos feldspatos alcalinos são notados três tamanhos diferentesde cristal e nos plagioclásios dois tamanhos. O feldspato alcalino tem cristaisde tamanhos entre de 0,5 cm a 3 cm de comprimento. Os cristais maiores sãoeuédricos e os menores são anédricos. O plagioclásio apresenta se anédrico asubédrico, entre 0,5 cm a 1,5 cm de comprimento. Em a classificação de campo da rocha resulta em monzogranito, comaproximadamente 20% de quartzo, 30% de plagioclásio, 40% de feldspatoalcalino 10 % de biotita. O granito fácies equigranular médio, apenas um afloramento de rochainalterada no sul da área e foi descrita em um bloco rolado dentro dadrenagem. Nesta fácies foi aberta uma lavra para extração de rocha paraconfecção de calçamento de rua. Em campo apresenta cor cinza claroesverdeado, estrutura maciça. Textura é equigranular média, com rarosfenocristais de feldspato alcalino branco de até 1 cm de comprimento Foiclassificado em campo como monzogranito. Composto cerca de 20% dequartzo, 30% de plagioclásio, 40% de feldspato alcalino, 10 % de biotita Oscontatos desse corpo com a fácies porfirítica não foram observados emafloramento. Portanto no mapa os contatos são inferidos.
  41. 41. 41 6.3 – SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS Os aluviões compreendem sedimentos inconsolidados argilosos earenosos depositados em planícies de rios atuais em espacial na planície doRio Itajaí-Mirim observa-se a ocorrência de dois terraços com diferença verticalentre eles de cerca de 1 metro. Também incluem conglomerados depositadosem paleocanais em locais cerca de 20 metros acima da planície aluvial atual,estes sedimentos recobrem cerca de 550 ha da área.
  42. 42. 42 7. PETROGRAFIA 7.1 – XISTOS Os xistos compõem 32,7% da área mapeada. Quando estão alterados –a maior parte dos afloramentos – tendem para cores avermelhadas ou róseas equando sãos, tendem para tons de cinza e podem ser esverdeados. A texturapredominante nesta rocha é a lepidoblástica. Eles apresentam variaçõescomposicionais e de grau metamórfico e grande complexidade estrutural. Pode haver nesta rocha alguma interferência de metamorfismo termal,mas se mantêm em níveis incipientes: ela mantém sua estrutura, suaparagênese mineral, mas uma porção pequena de alguns minerais, micaspreferencialmente aumentam de granulação pela contribuição termal e perdemsua orientação preferencial. Outra interferência do metamorfismo termal é arecristalização estática de cristais de quartzo, o que apaga os efeitos deextinção ondulante e subgrãos desses cristais. Os xistos que tem altainterferência do metamorfismo termal serão tratados no item Hornfels. A composição dos xistos varia dentro da área. A maioria tem, pelomenos, a muscovita e o quartzo como constituintes básicos da rocha. Muitaspossuem biotita e outras, ainda, desenvolveram granada. A composição das amostras de xisto laminadas são as seguintes: − Amostra 24: muscovita (60%), quartzo (35%), biotita (1%), granada (2%) e minerais opacos (2%). − Amostra 79: muscovita (25%), quartzo (50%), biotita (25%) e opacos (traços). − Amostra 114: muscovita (90%) e opacos (10%) (em lâmina, em afloramento há quartzo). A paragênese quartzo-muscovita-biotita-granada é a que predomina naárea e também é a de mais alto grau metamórfico encontrada nos xistos(excluindo aí a influência do metamorfismo de contato). Essa paragênese
  43. 43. 43estabelece o metamorfismo regional que originou o xisto na Fácies Xisto Verde,Zona da Granada. A amostra 16, um clorita-carbonato quartzito, apesar de não ser umxisto, será considerada dentro desta seção por estar em contato gradacionalcom o xisto e por ter passado pelos mesmos processos metamórficos a queforam submetidos os xistos. É composta predominantemente por quartzo, compequena porcentagem de carbonatos, muscovita, biotita, granada, clorita,opacos, plagioclásio detrítico, apatita e zircão. Em amostra de mão, ela apresenta coloração cinza levementeesverdeada. A rocha é sã, compacta e bastante resiliente. É composta porquartzo branco e reagiu sutilmente ao HCl, mostrando a presença decarbonatos. São visíveis pequenos cristais arredondados de granada de cercade 2 mm de diâmetro. A identificação de micas é difícil nesta escala, sendoidentificadas como pequenas manchas verdes escuras e submilimétricas, o queprovavelmente corresponde a cristais de biotita, biotita cloritizada ou clorita. Háainda cristais de pirita. São visíveis veios de quartzo cortando a rocha. Afoliação em amostra de mão não é clara; a rocha tem aspecto maciço. Em seção delgada, os cristais de quartzo, cerca de 80% da lâmina, sãoalongados, possuem contatos curvilíneos a interdigitados e exibem extinçãoondulante e subgrãos em alguns grãos. Em algumas porções da lâmina oscristais de quartzo apresentam um aspecto “sujo”, por estarem cobertos poruma fina camada de carbonato. Os carbonatos podem também estar nosinterstícios entre os grãos de quartzo. Cristais de carbonato, como já explicado acima, ocorrem juntamentecom cristais de quartzo, mas também ocorrem em aglomerados, bemcristalizados e subédricos, com cor. Os cristais de biotita e muscovita ocorrem em pequena proporção nalâmina e estão entre os cristais de quartzo, em cristais anédricos e alongadosdefinindo a xistosidade da rocha. A maior parte dos cristais de biotita estão
  44. 44. 44cloritizados, mostrando cores verdes nas bordas e castanhas no centro domineral, exceto quando já estão completamente cloritizadas. Cristais de clorita, além de fazerem parte da matriz ainda compõemveios que ora são subparalelos à foliação, ora a cortam. Também há cristais degranada parcialmente cloritizados e cristais totalmente cloritizados(fotomicrografia 1). Na lâmina, os cristais de clorita mostram a cor deinterferência azul-berlim; alguns poucos mostram cor de interferência amarelode primeira ordem. São comuns as inclusões de zircão nos cristais de clorita,mas também nos de biotita, o que gera halos escuros ao redor desses cristais,que são muito pequenos.Fotomicrografia 1: Clorita - carbonato quartzito do ponto 16 mostrando xistosidade S2 dadapelos cristais de quartzo e de biotita cloritizada orientados. Mostra também cristais de granadapouco cloritizado (os dois de cima) e inteiramente cloritizado (o cristal de baixo). Este últimoapresenta halos escuros ao redor das inclusões de zircão. Escala: a borda inferior correspondea 6,5 mm. Luz natural. Os cristais de granada que não se alteraram mostram uma foliaçãointerna no padrão snowball, dada pelos cristais de quartzo. Há também sombrade pressão assimétrica ao redor desses cristais. Essas características sãoindícios de que os cristais de granada foram se desenvolvendo ao mesmo
  45. 45. 45tempo que a xistosidade da rocha. Como a amostra não foi orientada, não épossível dizer o sentido do cisalhamento. Os grãos de plagioclásio mostram geminação polissintética, sãoanédricos, granulares, angulosos e estão em meio à matriz quartzosa da rochasem orientação preferencial. São detríticos porque não há relação entre essemineral e a composição química da rocha. Há apatita e zircão como minerais acessórios. Os cristais de apatita sãoanédricos e ocorrem como inclusão em cristais de clorita e granada cloritizada.Já os cristais de zircão ocorrem em cristais de granada cloritizada, muitopequenos, formando halos escuros característicos. A textura da rocha é granoblástica. Estruturalmente a rocha mostra umaxistosidade marcada pelos cristais de quartzo alongados e pelos cristais demuscovita, biotita e clorita orientados preferencialmente. Pelas relações deafloramentos, sabe-se que essa xistosidade corresponde à S2. Os cristais degranada foram gerados ao mesmo tempo em que essa xistosidade sedesenvolvia. Isso caracteriza o metamorfismo que gerou essa foliação comoFácies Xisto Verde, Zona da Granada. Posteriormente ao metamorfismo regional que gerou S2, houve outroevento que provocou a cloritização dos cristais de biotita e granada e queinseriu veios de clorita na rocha. É provável que este evento tenha sido umevento hidrotermal, pois há a formação de veios de clorita. A rocha pretérita do clorita – carbonato quartzito provavelmente era umarenito calcário, composto majoritariamente por areia quartzosa com boaseleção granulométrica, boa seleção composicional (poucos grãos deplagioclásio) e uma pequena proporção de argila e cimento calcário. A amostra 24 é vermelha e cinza em amostra de mão, sã, composta dequartzo, muscovita e biotita. Os cristais estão orientados formando umaxistosidade S2. S2 está bastante dobrada e é observada clivagem decrenulação e xistosidade S3 nos planos axiais das dobras.
  46. 46. 46 Em lâmina esta amostra é composta por muscovita (60%), quartzo(35%), granada (2%), biotita (1%) e opacos (2%). Os cristais de muscovita estão orientados em camadas intercaladas comcamadas de quartzo, ambos os minerais com granulação fina. Há algunscristais de granada, no entanto estes cristais estão completamente alterados,formando uma textura afanítica localizada, restando apenas alguns fragmentosisotrópicos no centro desses grãos afaníticos. Há sombras de pressãoassimétricas nos entornos dos cristais de granada. Cristais de biotita ocorremem pequena proporção em meio a cristais de quartzo, paralelos aos cristais dequartzo alongados. A textura da rocha é lepidoblástica. Estruturalmente esta amostra émuito rica, como é possível observar na fotomicrografia 2 e 3. A foliação maispenetrativa na rocha é a xistosidade S2, definida pelos cristais de muscovita,quartzo e biotita alongados. É uma xistosidade predominantemente contínua,mas raramente são encontrados alguns micrólitos mostrando uma foliaçãoanterior. Esses micrólitos são lenticulares (fotomicrografia 2) e mostram cristaisde muscovita e quartzo formando uma xistosidade reliquiar S1, que estácrenulada, ou seja, S2 é a clivagem de crenulação diferenciada de S1. Axistosidade S2 está crenulada e dobrada, em geometrias abertas, fechadas eem kink bands (fotomicrografia 3). Em alguns setores essas crenulaçõesformam clivagens de crenulação e também xistosidade incipiente, dada pelareorientação de cristais de quartzo e muscovita, que recebem o nome S3(fotomicrografia 3). S3 são superfícies espaçadas, planares e poucopenetrativas. É visível na lâmina, ainda, outro plano, com diferente direção.Esse plano é uma clivagem de crenulação incipiente observada em camadasde muscovita (S2), denominada S4. S4 é uma clivagem de crenulaçãoincipiente, retilínea, espaçada, com baixa penetratividade.
  47. 47. 47Fotomicrografia2: Ponto 24 mostrando um micrólito lenticular de S1 em meio àxistosidade penetrativa S2. Escala: borda inferior da foto representa 3,5 mm daseção. Luz natural.Fotomicrografia 3: Ponto 24 mostrando a xistosidade S2 dobrada e crenulada; clivagens decrenulação S3 na charneira da grande dobra, paralelas ao eixo dela; e clivagens de crenulaçãode S4 retilíneas, cortando a camada de muscovita à direita da foto. Luz polarizada.
  48. 48. 48 S4 é a superfície gerada em mais baixa temperatura nesta rocha; S3 eS2 podem ter sido geradas em temperaturas aproximadas, embora aindaindeterminadas; e a superfície que foi gerada em mais alta temperatura é S2. Apresença de granada rotacionada no plano S2 mostra que esta superfície foigerada na Fácies Xisto Verde, Zona da Granada. As demais superfícies nãopossuem minerais-índices que possibilitem a determinação do graumetamórfico. A amostra 79 corresponde a um xisto retirado da borda de uma área dehornfels. Em amostra de mão ela possui uma cor cinza clara, é resistente e poucointemperizada. É composta por quartzo, muscovita prateada e biotita preta, queestão orientados em camadas e formam uma xistosidade S2. S2 é contínua,planar e penetrativa. A xistosidade S2 está crenulada (crenulaçõesmilimétricas) e dobrada. Em amostra de mão não é visível a presença de outrafoliação. Foram feitas duas lâminas da amostra 79, nomeadas 79a e 79b,perpendiculares entre si. A lâmina 79a foi feita cortando a dobratransversalmente e a lâmina 79b foi feita cortando a charneira da dobra. As duas lâminas mostram camadas de quartzo (50%) intercaladas comcamadas de biotita (25%) e muscovita (25%). Há ainda minerais opacos. Os cristais de muscovita estão orientados em camadas junto com oscristais de biotita, ambos anédricos a subédricos, e estas camadas,intercaladas com as camadas de quartzo, formam a xistosidade S2. Amuscovita também ocorre de forma euédrica, cortando a foliação S2. A biotitaapresenta forte pleocroísmo até a cor castanha avermelhada. Os cristais dequartzo são anédricos, ocorrem de modo alongado ou granular. Exibem embaixa proporção os efeitos de extinção ondulante e subgrãos; a maioria doscristais, no entanto, não os exibe.
  49. 49. 49 A textura da rocha é lepidoblástica. Estruturalmente a rocha mostra axistosidade S2, definida pela intercalação de camadas de quartzo e de micas,como a estrutura mais penetrativa. Ela é contínua e planar. A xistosidade S2está dobrada em dobras que variam de geometria. Há dobras abertas,fechadas, kink e em cúspide. Algumas dessas dobras mostram o eixo rompido,formando clivagem de crenulação (fotomicrografia 4) ou ainda uma novaxistosidade, denominada S3, incipiente, espaçada, definida pela reorientaçãode muscovita e quartzo. Esta S3 é visível em poucos setores da lâmina.Fotomicrografia 4: Lâmina 79 mostrando S2 dobrada (chevron) e a clivagem de crenulação S3.Luz polarizada. Os cristais de quartzo sem extinção ondulante e sem subgrãos e oscristais de muscovita e biotita euédricos que cortam a xistosidade sãoevidências de metamorfismo de contato. A amostra de mão 114 tem cor cinza prateado, é pouco intemperizada eé composta por muscovita, quartzo e grafita. Ela tem complexa estruturação,embora de fácil visualização ao olho nu. Ela possui uma xistosidade penetrativa
  50. 50. 50S2 definida pela orientação preferencial de cristais alongados de muscovita equartzo. S2 possui muitas crenulações que tem amplitude de cerca de 1 mm ousub-milimétricas e pequeno comprimento de onda. Essas crenulações às vezesestão rompidas formando clivagens de crenulação S3. São visíveis aindaplanos de mais uma clivagem de crenulação que corta S3, chamada de S4. Arocha é um quartzo-muscovita Xisto, de textura lepidoblástica. Essas relações entre as superfícies se mantêm claras também emlâmina, com o adicional de ser observada ainda uma xistosidade incipiente S3além da clivagem de crenulação S3. Além disso, é comum encontrar aclivagem S4 preenchida por óxidos de ferro. S2 é contínua e bastantepenetrativa; S3 é espaçada e pouca penetrativa, assim como S4. Ainda, nalâmina, são observados cristais de muscovita mais desenvolvidos, maiores ede orientação aleatória. Isso evidencia uma pequena influência demetamorfismo de contato. No entanto, tanto as superfícies S1, S2 e S3 bemcomo a sutil influência de metamorfismo termal não puderam sercaracterizados quanto ao seu grau metamórfico, pela ausência de minerais-índices. 7.2 – FILITOS Estas rochas estão restritas ao extremo NW da área, compondo 9,14%dela. Tendem a tons róseos e amarelados quando intemperizadas e cinzasquando sãs. As rochas estão mais bem formadas e resistentes em áreas maisinfluenciadas por zonas de falhas – é importante levar em consideração que asamostras laminadas foram retiradas dessas áreas porque elas são mais sãs eresilientes, ao contrário das demais áreas, onde a rocha estava muito alteradae friável. Esta amostragem pode, é claro, prejudicar a representação destelitotipo, que fica restrito apenas a representação enquanto está milonitizado. As amostras laminadas (58 e 68) são compostas majoritariamente porsericita e quartzo e subordinadamente por uma fração muito pequena de biotita
  51. 51. 51e de opacos. A amostra 58 ainda tem grande parte dos cristais de biotitacloritizada. A amostra de mão 58 possui cor cinza esverdeada e granulação muitofina dos cristais de sericita e quartzo que a compõe. Estes minerais estãoalongados, formando uma foliação planar, muito penetrativa. A lâmina 58 mostra os cristais de quartzo, sericita, biotita (cloritizada enão cloritizada) e clorita, de granulação muito fina, alongados em uma tramaanastomosada definindo uma foliação milonítica S3 (fotomicrografias 5 e 6)contínua e muito penetrativa. Há alguns agregados de recristalização dequartzo que mostram uma granulação mais grossa. A textura da rocha égranolepidoblástica. Há cristais de turmalina, na sua seção basal, euédricos deformas hexagonais perfeitas. Esses cristais provavelmente são reliquiares,embora haja a possibilidade de terem sido gerados por hidrotermalismo. Fotomicrografia 5: Lâmina 58 mostrando cristais de sericita e quartzo estiradosformando a foliação milonítica S3. Luz polarizada.
  52. 52. 52 Fotomicrografia 6: Lâmina 68 mostrando cristais de quartzo e sericita estiradosformando a foliação milonítica S3. Luz polarizada. Pelo fato de ter clorita cristalizada definindo o plano de foliaçãomilonítica S3, é possível concluir que o evento M3 de Metamorfismo Dinâmicoocorreu na Fácies Xisto Verde, Zona da Clorita. O fato de os cristais de biotitaestarem subédricos a anédricos e reorientados de acordo com S3, mostra queo evento que o gerou foi anterior, M2 – Metamorfismo Regional, sendo possívelentão concluir que M2 chegou à Fácies Xisto Verde, Zona da Biotita. A rocharecebe o nome de biotita-clorita-sericita-quartzo Milonito. A amostra de mão 68 é de cor cinza avermelhada, composta de sericitae quartzo de granulação muito fina. Estes minerais estão alongados eorientados preferencialmente formando uma foliação milonítica S3. S3apresenta crenulações sutis. A lâmina 68 é semelhante à lâmina 58, no entanto não possui clorita,nem agregados de recristalização de quartzo, nem cristais de turmalina. Afoliação S3 é idêntica à da lâmina 58, porém existe outra superfície superpostaà S3. Há clivagens de crenulação espaçadas e pouco penetrativasinterrompendo S3, denominadas clivagens de crenulação S4.
  53. 53. 53 Na lâmina 68 não se formaram minerais-índices (como a clorita) em S3,não permitindo o estabelecimento do grau metamórfico de S3, no entanto ograu metamórfico provavelmente se mantém na Zona da Clorita da FáciesXisto Verde, bem como é provável que o evento que gerou biotita seja o eventoM2, uma vez que os cristais estão subédricos a anédricos e rotacionados (àsvezes os cristais de biotita não chegam a ficar completamente paralelizados àS3) e que M2 tenha sido um metamorfismo na Zona da Biotita da Fácies XistoVerde. A superfície S4 foi gerada apenas por uma deformação na rocha, semque ocorra metamorfismo; foi gerada num evento mais frio/rúptil do que aqueleque gerou S3. A rocha recebe o nome de biotita-sericita-quartzo Milonito. 7.3 – HORNFELS É denominada hornfels a rocha que passou por metamorfismo termal.Na área, isto corresponde à rochas encaixantes em proximidade com a SuíteMagmática Valsungana, no caso, xistos. Variam entre rochas com axistosidade preservada e rochas onde a xistosidade já foi dissipada pelocrescimento desordenado dos minerais, dando à rocha uma estrutura maciça. Em amostra de mão, o hornfels 28 mostra-se maciço, bem preservado,cinza escuro, composto por cristais de quartzo e biotita de granulação fina. Já aamostra 115 mostra um hornfels bandado, cinza amarelado, composta porbandas de quartzo e bandas de biotita, de granulação fina a média, mastambém com estrutura maciça. Em ambas as rochas é possível identificar umaxistosidade reliquiar, dada pelo alinhamento de cristais de biotita, apesar deestes cristais terem orientações aleatórias. Ambas as rochas tem texturagranoblástica. A diversidade de minerais encontrada nas lâminas dessas rochas égrande: quartzo (40%), biotita (30%), granada (traços%), cordierita (15%),silimanita (fotomicrografia 7) e fibrolita (8%), andaluzita (2%), opacos (3%),provável espinélio (1%), plagioclásio e microclínio (1%) e zircão (acessório) naamostra 28; e quartzo (50%), biotita (30%), andaluzita (fotomicrografia 8)
  54. 54. 54(10%), silimanita (5%), fibrolita (1%), cordierita (2%), opacos (2%) e zircão(acessório) na amostra 115. Muitos cristais são poiquilíticos, como os porfiroblastos de andaluzita, decordierita e de silimanita, em ambas as rochas. Os cristais de biotita de ambasas rochas também são castanho avermelhados, com forte pleocroísmo. Omineral verde na lâmina 28 permanece não identificado, mas, pela paragêneseda rocha, provavelmente é hercinita, um espinélio de ferro. Ambas as assembleias mineralógicas encontradas nas rochas definemuma paragênese de metamorfismo de contato na Fácies Piroxênio Hornfels.Fotomicrografia 7: Lâmina 28 mostrando cristais de silimanita. Luz natural
  55. 55. 55Fotomicrografia 8: Lâmina 115 mostrando cristais de quartzo, biotita e de andaluzita na porçãosuperior, mostrando as duas clivagens bem desenvolvidas. Luz polarizada. 7.4 – GRANITOS Os granitos correspondem a 40% da área, ocupando a porção sudeste eleste da área. Estão frequentemente alterados, apresentando uma coloraçãoavermelhada e aspecto quebradiço. Quando encontrados na sua forma sã,podem mostrar colorações branca, cinza e vermelha. Ocorrem em trêsdiferentes fácies: a Fácies Porfirítica (FP), a Fácies Heterogranular Grossa(FHG) e a Fácies Equigranular Média (FEM). As amostras laminadas são três e correspondem a duas amostras da FPe uma da FEM. Não foi encontrada amostra sã do granito FHG para laminar. AFP é representada pelas amostras 26 e 46b e a FEM pela amostra 34. As trêsrochas possuem estrutura maciça, em escala microscópica, e de fluxo emescala mesoscópica.

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