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

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

    • 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
    • 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 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 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 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.
    • 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
    • 7.2 – 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
    • 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
    • 18 -FICHAS DE DESCRIÇÃO. .................................................................................... 125
    • 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 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 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 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 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 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 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 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 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 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).
    • 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 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 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 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 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
    • 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
    • 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
    • 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 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 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
    • 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 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
    • 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 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
    • 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
    • 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
    • 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 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
    • 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
    • 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 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 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 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
    • 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
    • 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
    • 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 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.
    • 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 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 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
    • 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
    • 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 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 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(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
    • 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.
    • 56 A amostra 26 em amostra de mão é branca e sã, composta demicroclínio (50%) com geminação simples visível em afloramento, plagioclásio(15%), quartzo (20%) e biotita (15%). Foi observado também pirita. Em lâmina a amostra é composta por microclínio (40%), quartzo (25%),plagioclásio classificado como oligoclásio (20%), biotita (14%), muscovita (1%),apatita, allanita, zircão e opacos (acessórios). Com essa proporção deminerais, a rocha é um monzogranito. A textura da rocha é porfirítica, com fenocristais de microclínio tabularespoiquilíticos e fenocristais de quartzo. A matriz é equigranular média. A amostra 46b é uma faixa de cerca de 3 cm de granitóide em meio auma intrusão basáltica. É composta por microclínio (40%), plagioclásio (25%) equartzo (35%). Em lâmina, a rocha é composta por microclínio (30%), plagioclásioclassificado como oligoclásio (30%), quartzo (40%), allanita, apatita, zircão(acessórios) e muscovita (traço). Com essa proporção de minerais, a rocha éum monzogranito. A textura da rocha é porfirítica, com fenocristais de microclínio e deoligoclásio euédricos tabulares e poiquilíticos. A matriz é equigranular média. Arocha está intensamente fraturada, o que foi provocado pela intrusão de rochabásica neste granito. A amostra 34 é bem preservada, cinza claro e composta por microclínio(20%), plagioclásio (40%), quartzo (20%), biotita (20%), com fenocristais deplagioclásio. Em lâmina esta amostra é composta por microclínio (30%), plagioclásio(30%), quartzo (25%), biotita (10%), muscovita (traço), clorita (5%), opacos(traço), zircão, apatita e allanita (acessórios). Não foi possível classificar o
    • 57plagioclásio. Ocorrem fenocristais pouco maiores que a matriz de plagioclásio equartzo. Com essa proporção de minerais, a rocha é um monzogranito. A textura da rocha é equigranular média, mas subordinadamentetambém é porfirítica com fenocristais de plagioclásio tabular e quartzo anédricoapenas um pouco maiores que a matriz. 7.5 – DIQUES BÁSICOS Há vários diques básicos cortando as rochas da área. Foram feitas duaslâminas, das amostras 46 e 121. A amostra 46, como dito na seção 7.4, consiste em uma faixa de granitode cerca de 3 cm em meio a uma intrusão de rocha básica (fotomicrografia 9).Foram feitas lâminas das duas rochas, sendo a do granito chamada 46b e a darocha básica 46a. A amostra 46b mostra uma rocha cinza escura, predominantementeafanítica na qual é possível diferenciar alguns cristais aciculares brancos quechegam ao comprimento de, no máximo, 2 mm que provavelmente sãoplagioclásios. A rocha está muito fraturada, com muitos veios de óxidos deferro.
    • 58Fotomicrografia 9 : Mostra contato entre basalto e monzogranito da amostra 46. No basalto sãovisíveis a matriz vítrea com os fenocristais de andesina e augita. Para a esquerda a matriz vaigradativamente mostrando evidências de devitrificação, com o aparecimento de argilomineraisque dão um aspecto “sujo” à rocha. Escala: a borda inferior da foto representa 3,5 mm daseção. Luz polarizada. Em lâmina é visível que 75% da rocha é compostas de material vítreo,que apresenta em sua maior parte o processo de devitrificação, comargilominerais dando um aspecto “sujo” à matriz. Apenas próximo ao contatocom o monzogranito a matriz está completamente homogênea, na cor castanhaescura, provavelmente por conta do resfriamento rápido do basalto quandoentrou em contato com o monzogranito, ou seja, é uma borda de resfriamento. Os fenocristais de plagioclásio (15% da rocha ou 60% dos mineraiscristalizados) dividem o espaço com fenocristais de augita (10% da rocha ou40% dos minerais cristalizados). Os cristais de plagioclásio foram identificadoscomo andesina e ocorrem com hábito euédrico ripiforme. Ocorrem em umavariada gama de tamanhos: desde submilimétricos até chegar a 2 mm. Oscristais de augita tem aspecto pulverulento, são castanhos claros a esverdeadoe poucos cristais estão bem cristalizados e preservam a alta birrefringênciatípica deste mineral. Só foi encontrada uma clivagem, a prismática; a clivagem
    • 59ortogonal não foi observada. Algumas vezes os cristais de andesina e augitaocorrem em aglomerados. A rocha é classificada como um basalto. A textura da rocha é intersertal e, por vezes, glomeroporfirítica. Aestrutura é maciça. A amostra 121 foi retirada de um dique básico que corta hornfels egranito. Em afloramento foram observados megacristais de plagioclásio comaté 5 cm de comprimento. Também foi observado localmente estrutura defluxo. Em amostra de mão, a amostra é cinza esverdeada escura, é compostapor plagioclásio (50%) euédricos ripiformes, de 4 mm de comprimento, brancose por piroxênio (50%), que raramente chegam a 2 mm, de cor verde escura eanédricos. Os cristais são de granulação média. Há porções oxidadas narocha, mas em geral ela está pouco alterada. Em lâmina esta rocha é composta por plagioclásio identificado comoandesina-labradorita (55%), augita (20%), biotita (4%), clorita (8%), fengita(3%), opacos (10%) e apatita (acessório). Há amígdalas preenchidas porzeólitas (traço) (fotomicrografia 10), clorita e carbonatos (traço). A rocha é umgabro. Os cristais de plagioclásio são euédricos tabulares e estão bastantefraturados. Esses cristais podem ocorrer como agregados em alguns pontos.Os cristais de augita são incolores a verdes claros, anédricos, raramentedesenvolvendo clivagem. Alguns cristais possuem inclusões de biotitacloritizada e de clorita. A maioria dos cristais de augita mostram inclusões oucontato com minerais opacos. Muitos cristais de clorita ocorrem nos interstíciosde cristais de plagioclásio, provavelmente substituindo cristais de augita.Ocorrem também preenchendo amígdalas. A rocha apresenta textura intergranular. Localizadamente ocorre texturamesocumulática e porfirítica (em escala de afloramento). A estrutura épredominantemente maciça e subordinadamente amigdaloidal.
    • 60Fotomicrografia 10 : Gabro mostrando amígdala preenchida por zeólita e por cristais decarbonato no seu centro. Luz polarizada.
    • 61 8. GEOLOGIA ESTRUTURAL Na área cartografada ocorrem dois domínios geológicos distintos: umdomínio composto por rochas metamórficas – Complexo Brusque; o outrodomínio composto por rochas ígneas – Suíte Valsungana. Esses domíniosestão estruturados em faixas de direção N40-50E. O domínio do Complexo Brusque é composto por duas faixas de rochas,uma a noroeste do vale do Rio Itajaí-Mirim e outra faixa situada na regiãocentral e leste da área, entre o vale do Rio Itajaí-Mirim e a Suíte Valsungana. Afaixa da região central do mapa é composta predominantemente por muscovitaxistos e granada-muscovita xistos. Na porção noroeste ocorre intercalação defilitos e milonitos. No Complexo Brusque, dentro da área cartografada foram identificadas4 superfícies, denominadas de S1, S2, S3 e S4. As três primeiras foramdesenvolvidas em regime de deformação dúctil e S4 foi desenvolvida emregime de deformação rúptil. 8.1 – ESTRUTURAS DO COMPLEXO BRUSQUE 8.1.1 – SUPERFÍCIE S1 A superfície S1 é uma estrutura pouco penetrativa na área cartografada.Ocorre em 11 dos 131 afloramentos presentes na área. A superfície S1 ocorrenos litotipos muscovita xisto, muscovita-biotita xisto, hornfels, metarritmito(afloramento 67) e clorita-carbonato quartzito (afloramento 96).
    • 62 Em mapa, a superfície S1 apresenta trajetória de foliação na direçãoN70E com mergulho entre 50º e 60º para SW; é paralela aos planos dasuperfície S2. Na maioria dos afloramentos não foi possível observar e/oumedir a atitude de S1 pois encontra-se deformada na foma de dobras fechadasa isoclinais com no máximo 2 mm de espessura. No estereograma os planosde S1 apresenta direção média N70E/60SE, como se vê na figura 5.Figura 5: Estereograma com a representação das concentrações de polos das atitudes de S1,medidas em xistos e no clorita-carbonato quartzito. Observa-se distribuição em guirlanda dospolos de S1. O plano médio de S1 é N70E/60SE e o eixo estatístico é N45/0. N=4. Intervaloentre isolinhas=4%. Nos afloramentos e amostras de mão S1 é definida como micrólitoscompostos por um bandamento composicional rítmico, areno-pelítico ou areno-carbonático, com cerca de 2 a 3 mm de espessura, como foi observado nosafloramentos 3 (figura 6) e 11. Os micrólitos são paralelos aos planos dexistosidade S2 da rocha. Nos demais afloramentos a superfície S1 ocorredobras isoclinais a fechadas recumbentes, que ocorrem sempre com os flancosparalelizados aos planos da xistosidade S2.
    • 63 S1 ocorre em escala microscópica como uma xistosidade composta dequartzo e muscovita que está dobrada na forma de dobras fechadas, sub-milimétricas. Essas dobras são intrafoliares a S2, formando micrólitos degeometria lenticular, como pode ser observado na figura 7.Figura 6: Planos da superfície S1 observados no afloramento 3. Caracteriza-se como micrólitoscompostos pela alternância de níveis pelíticos em vermelho e níveis compostos por quartzodeformados por dobra suave. Os micrólitos apresentam espessura de até 3 mm de espessura.
    • 64Figura 7: Fotomicrografia da amostra 24. Observa-se no centro da foto um micrólito compostopor dobras fechadas de uma xistosidade definida por quartzo (branco) e muscovita (amarela).Esse micrólito tem geometria lenticular e está preservado entre os planos de uma xistosidadecontínua. A xistosidade dobrada preservada no micrólito é S1, que foi transposta para axistosidade contínua (S2). Escala: a base da foto representa 3,5 mm de comprimento. Luznatural. 8.1.2 – SUPERFÍCIE S2 A superfície S2 é a estrutura penetrativa na área cartografada. S2 foimedida em 33 dos 131 afloramentos presentes na área. Ocorre em muscovitaxisto, biotita-muscovita xisto, clorita-muscovita xistos, granada-muscovita xisto,hornfels maciços, hornfels foliados, e sericita filitos. Na faixa dos xistos a superfície S2 apresenta 2 trajetórias de foliaçãodistintas. Os afloramentos localizados ao longo da margem sul do Rio Itajaí-Mirim apresentam atitudes dos planos de S2 na direção N40-80E commergulhos entre 23 e 70 graus, predominantemente para SE. Os afloramentoslocalizados até cerca de 200 metros do contato entre xistos e granitosapresentam direção sub-paralela à direção do contato N 30-74E e mergulhosentre 18 e 68 graus para NW. Ao longo do contato de direção NW do granitocom os xistos, que se dá na porção E a NE da área, a superfície S2 permanececom uma trajetória sub paralela ao contato apresentando direção N75-60E e
    • 65mergulho entre 50 e 75 graus para NE. Entretanto esse padrão de trajetóriasnão é uniforme para toda a faixa de xistos, ocorrendo atitudes de direção EW emergulho 20 graus para norte. Nos filitos a superfície S2 não apresenta umatrajetória de foliação contínua mas foram observados planos na direção EWcom mergulho 36N. A partir de 73 medidas de atitude dos planos de S2 foi produzido umestereograma – mostrado na figura 8 – de concentração de polos. Essediagrama mostra uma distribuição em guirlanda dos polos de S2. Essadistribuição sugere que os planos de S2 formam uma dobra na área estudada.Os polos apresentam 2 máximos de concentração com 5% e 4% das medidasque representam os dois planos médios da foliação S2: N50E/46SE eN50E/28NW.Figura 8: Estereograma com a representação das concentrações de polos da superfície S2medida em xistos, filitos e rocha calciossilicática. Observa-se distribuição em guirlanda dospolos de S2 ao longo de um pequeno círculo, o que sugere um dobramento cônico do plano deS2 com eixo estatístico N50/45. Os planos médios para S2 são N50E/28NW e N50E/46SE.N=73. Intervalo entre isolinhas=1%.
    • 66 O primeiro plano médio representa as atitudes obtidas dos afloramentosao longo da margem sul do Rio Itajaí-Mirim e o segundo plano médiorepresenta as atitudes obtidas dos afloramentos próximos ao contato entre osxistos e granitos. A superfície S2 é definida nos xistos como uma xistosidade contínua ouzonada composta pela orientação de muscovita ou muscovita e biotita. S2apresenta clivagem de crenulação e estruturas do tipo par SC e par SS. Nosplanos de S2 ocorrem porfiroblastos de granada, como pode ser observado nafigura 9, com até 0,5 cm de diâmetro.Figura 9: Foto do planos de xistosidade S2 presente no afloramento 99. A xistosidade nesteafloramento é definida por planos compostos por muscovita, paralelos com a superfície darocha. Os grãos em relevo são de granada. Nos filitos a superfície S2 está menos desenvolvida e é definida comouma clivagem ardosiana composta por sericita orientada que muitas vezes estácrenulada. Os planos de S2 ocorrem paralelos a veios de quartzo leitoso, osquais encontram-se frequentemente dobrados juntamente com os planos de S2(Figura 10).
    • 67Figura 10: Veio de quartzo concordante com a xistosidade S2 do afloramento 4. veio dequartzo. São dobras cerradas, horizontais inclinadas com eixo superior possui direção 140/43. Em escala de afloramento foram caracterizados planos de S2 dobrados.São dobras com comprimento de onda que variam de centimétricos a métricos,de abertas a cerradas. No estereograma os eixos dessas dobras apresentamdispersão (Figura 11), o que sugere a presença de eventos de redobramento.Nos filitos os planos de S2 apresentam dobramento tipo kink bands.
    • 68Figura 11: Estereograma com a representação das concentrações de eixos de dobras quedeformam superfície S2. Observa-se a dispersão da atitudes dos eixos. As 3 maioresconcentrações representam eixos médios 247/09, de maior concentração de eixos, econcentrações menores 351/46 141/45. N=37. Intervalo entre isolinhas=0,5%. Na escala microscópica a superfície S2 (figura 12) é definida como umaxistosidade contínua a zonada, paralela, definida pela orientação de quartzo,muscovita e biotita. É a estrutura penetrativa na área cartografada. No afloramento 16 ocorrem porfiroblastos granada, alguns com umpadrão snowball de inclusões de quartzo. Foram observadas também sombrasde pressão assimétricas ao redor dos cristais de granada, compostas porquartzo. Essas características evidenciam que a granada cristalizou-seconcomitante ao desenvolvimento da foliação S2.
    • 69Figura 12: Fotomicrografia do afloramento 114 onde observam-se os planos de xistosidadecontínua S2 definidos pela orientação da muscovita em cor de interferência azul celeste. Osplanos de S2 encontram-se crenulados. Luz polarizada. 8.1.3 – SUPERFÍCIE S3 No mapa a superfície S3 apresenta penetratividade menor que asuperfície S2. Ocorre em 17 dos 131 afloramentos presentes na área. No Complexo Brusque a superfície S3 afeta clorita-muscovita xisto,biotita-muscovita xisto, quartzo-muscovita xisto, hornfels foliado (afloramento79), sericita filito e milonitos. A trajetória de foliação S3 tem direção predominante N45-85E commergulhos entre 74 graus para SW e 78 graus para SE, incluindo nessavariação planos com mergulho vertical (milonito no afloramento 105). Essatrajetória de foliação distribui-se de modo homogêneo ao redor do curso do RioItajaí-Mirim. Afloramentos próximos ao contato dos xistos e granitos mostramatitudes de S3 próximas a N60E/80NW, ou seja, sub-paralela à direção N50Edo contato entre esses litotipos. Foram obtidas um total de 43 medidas da superfície S3 que no,estereograma de polos, apresenta distribuição unimodal com pouca dispersão(Figura 13). A partir da concentração máxima obteve-se um plano médio
    • 70N55E/90. A direção N50E está aproximadamente paralela a direção de contatoentre as três maiores unidades presentes no mapa xistos, granitos e filitos.Figura 13:Estereograma com a representação das concentrações de polos dasuperfície S3 medida em xistos e filitos. Observa-se distribuição unimodal compouca dispersão dos polos de S3. O plano médio da superfície S3 é N55E/90.N=45. Intervalos entre isolinhas=2%. Em afloramento a superfície S3 ocorre como uma xistosidade espaçada,nos xistos e uma clivagem ardosiana espaçada nos filitos. Nesses litotipos S3está pouco penetrativa. Os planos de S3 tem cerca de 1 mm de espessura eocorrem em intervalos de cerca de 1 cm entre os planos. Nos xistos S3 édefinida, em afloramento, pela muscovita orientada e, nos filitos, pela sericitaorientada. Em alguns afloramentos (afloramento 131) foi observada axistosidade S3 no plano axial de dobras fechadas que afetaram a xistosidadeS2. Nos afloramentos de filitos não foi observada a presença de dobrasassociadas aos planos de S3. As principais características dos planos de S3
    • 71são ângulos de mergulho sub-verticais e a interseção dos planos de S2 pelosplanos de S3. Em escala microscópica, nos xistos, S3 ocorre como uma xistosidadeespaçada localizada no plano axial em dobras fechadas. Os planos dexistosidade S3 são definidos pela orientação da muscovita. A xistosidade S3apresenta distância entre planos de 1 cm a 5 mm, são paralelos entre si, degeometria planar e apresentam contatos gradacionais com os domínios demicrólitos. Na lâmina 79, S3 ocorre no eixo de uma dobra fechada que afeta axistosidade S2 (Figura 14).Figura 14: Fotomicrografia do afloramento 79 onde observam-se planos da xistosidade S2 naforma de dobras rompidas definindo uma clivagem de crenulação S3. Luz polarizada. 8.1.4 – FOLIAÇÃO MILONÍTICA Na área cartografada foi caracterizada a presença de milonitos nodomínio do Complexo Brusque. Essas rochas apresentam uma foliaçãomilonítica penetrativa na escala de afloramento. A foliação milonítica não épenetrativa na escala do mapa, mas sim localizada. Foi medida em 5afloramentos (58, 68 71, 105 e 106) dos 131 afloramentos descritos. A foliaçãomilonítica afeta a faixa de filitos no domínio dos Complexo Brusque.
    • 72 Em mapa apresenta trajetória de foliação N61-45E e mergulhos entre83SE e 85NW, incluindo mergulho vertical (afloramento 106). No afloramento58 o milonito está associada com uma estreita zona de cisalhamentotranscorrente de movimento dextral. Essa zona apresenta 5 metros deespessura está em contato brusco com sericita filitos. Em afloramento a foliação milonítica contínua caracteriza-se por umafoliação plana composta por quartzo e sericita, associada a ribbons de quartzo,que aparecem como dobras isoclinais a fechadas ou ainda paralelos aosplanos de foliação. No afloramento 71 os domínios de clivagem apresentam-seanastomosados. Na escala microscópica a foliação milonítica é definida pela orientaçãode sericita, quartzo e clorita (pode ter biotita em menor proporção). Os cristais apresentam, em média, 0,1 mm de comprimento. Os cristaisde sericita apresentam hábito mica fish, compondo planos anastomosados. Abiotita apresenta-se parcialmente ou totalmente cloritizada apresentando hábitomica fish. Os cristais de quartzo apresentam extinção ondulante e rarossubgrãos. No afloramento 68 ocorre bitotita não cloritizada paralela aos planosde foliação milonítica com a geminação dobrada em forma similar a kink band. 8.2 - SUPERFÍCIE S4 A superfície S4 não é penetrativa na escala do mapa. Foi descrita nosafloramentos 63 e 114 sendo que o 114 localiza-se fora da área cartografada.Em escala microscópica a superfície S4 foi identificada nos afloramentos 24 e68. Os planos da superfície S4 ocorrem em muscovita xistos (afloramentos24 e 114), milonito (afloramento 68) e sericita filito (afloramento 63).
    • 73 Devido a limitada penetratividade dessa estrutura na escala deafloramento essa estrutura não foi representada no mapa. Nos afloramentosonde a atitude da superfície S4 foi media somente no afloramento 68,apresentando direção N20-34E e mergulho de 68 graus para SE. Obtiveram-se 4 medidas de atitudes dos planos de S4. Uma medida deatitude foi obtida do afloramento 114 e 3 medidas do afloramento 63. Os polosda foliação S4 apresentam distribuição unimodal. O plano médio para S4 éN30E/72SE. No afloramento 63 a superfície S4 foi caracterizada como uma clivagemdisjuntiva. Nesse afloramento ocorrem como planos que intersectam outroplano de clivagem menos desenvolvida gerando lascas de rocha alongadasdenominadas clivagem lapis (pencil cleavage). No afloramento 114 a clivagem disjuntiva S4 secciona as superfícies S2e S3, como pode ser observado na Figura 15).Figura 15: Bloco diagrama que mostra as relações entre as superfícies S2, S3 e S4 e com asatitudes obtidas no afloramento 114. Nesse diagrama observa-se a intersecção dosplanos de xistosidade S2 pelo plano de S3 e a interseção do plano de S3 planode S2. Os planos de S4 não possuem filossilicatos orientados. O espaçamentoentre os planos é da ordem de 0,5 cm. Em escala microscópica a superfície S4 é definida na amostra 114 comouma clivagem disjuntiva espaçada localizada nos planos axiais de dobras
    • 74chevron que afetam S2. No milonito do afloramento 68 é descrita como planosde dobra kink-band que afetam os planos da foliação milonítica. Os planos dasuperfície S4 são preenchidos por minerais opacos (afloramento 114, ou porquartzo (afloramento 68). 8.3 – FOLIAÇÃO MAGMÁTICA Na área cartografada foi identificada uma foliação magmática, essaestrutura é pouco penetrativa em escala de mapa, foi medida em 8afloramentos dos 131 afloramentos descritos. A foliação magmática ocorre nodomínio geológico da Suíte Valsungana, em monzogranitos das fáciesPorfirítica Grossa e Heterogranular Seriada. No mapa a foliação magmática está representada por 7 medidas sendo3 medidas de foliação e 4 medidas de lineação mineral. Essa estruturaapresenta distribuição radial mergulhando para as bordas da intrusão comângulos variáveis entre 19º e 61º. A partir de 29 medidas de atitudes da foliação magmática, obteve-se umestereograma com distribuição unimodal de polos e pouca dispersão. O planomédio da foliação magmática é N30E/20NW (Figura 16).
    • 75Figura 16: Estereograma com a representação das concentrações de polos das atitudes dafoliação magmática medidas nos monzogranitos das fácies Porfirítica Grossa e Heterogranular.Observa-se distribuição unimodal dos polos e um plano médio com atitude de N30E/20NW.N=29. Intervalo entre isolinhas=3,5%. Em escala de afloramento a foliação magmática é definida pelaorientação dos fenocristais de feldspato alcalino (Figura 17).
    • 76Figura 17: Fotografia da foliação magmática na fácies Porfirítica Grossa. A foliação é definidapela orientação de fenocristais de feldspato alcalino pelo alinhamento dos eixos maiores doscristais. Escala: haste visível do do martelo tem 25 cm. No afloramento 107 a foliação magmática é definida pela orientação defenocristais e de níveis concentrados de biotita. Em alguns afloramentos aorientação dos fenocristais definem planos (afloramento 68) enquanto que emoutros (afloramento 35) foi medida uma lineação magmática primária, definidapela orientação do eixo de maior comprimento dos cristais de feldspatoalcalino. No afloramento 88, onde a foliação magmática apresenta-sepenetrativa, observa-se que a direção e mergulho da superfície muda ao longodo comprimento de 10 metros do afloramento apresentando atitudes N90/11,N73/19 e N52/20. Em lâmina delgada somente foi possível definir que os fenocristais sãode microclínio, mas devido ao tamanho dos fenocristais em relação à lâmina, afoliação magmática não é passível de ser vista em escala microscópica.
    • 77 8.4– TECTÔNICA RUPTIL 8.4.1 – FALHAS Na área cartografada foram identificadas 2 falhas normais, nosafloramentos de muscovita xisto (Figura 18) e 4 falhas inversas que ocorremem muscovita xisto e uma em milonito (afloramento 105).Figura 20: Fotografia do afloramento 4 composto por clorita-muscovita xisto (cor vermelha),com um veio de quartzo ao centro da foto deslocado por uma falha normal com rejeito de 6 cm. O reduzido número de medidas não permitiu uma análise satisfatóriacom os estereogramas. As falhas transcorrentes apresentam um numero maiorde medidas, 18 no total. Apresentam sentido de movimento dextral em 5 planos e movimentosinistral em um plano de falha (afloramento 71). Nos demais planos não foipossível estabelecer o sentido de movimento. Exceto as falhas do afloramento35, preenchidas por cristais de epidoto, as falhas transcorrentes nãoapresentam preenchimento. Apresentam estrias com mergulhos de cerca de 10graus e rejeitos entre 10 e 25 cm.
    • 78 Foi constatado a presença uma zona de falha transcorrente noafloramento 105, preenchido por brecha de falha, apresenta espessura deaproximadamente 1 (um) metro, com fragmento 5 cm de diâmetro, intercaladacom milonitos. Essa falha apresenta atitude N55E/85SE desenvolve-se sobremilonitos com foliação na direção N61E/90. O estereograma dos 18 planos de falha transcorrentes apresentam duasconcentrações de polos distintas, resultaram em dois planos médios nasdireções N48E/78SE e N40W/74SW (Figura 19).Figura 19: Estereograma com a representação das concentrações de polos dos planos de falhatranscorrente presentes no Complexo Brusque e na Suíte Valsungana. Observa-se distribuiçãounimodal dos polos em duas concentrações. Os plano médios das falhas N50W/90,N10E/85NW. N=18. Intervalo entre isolinhas=1%.
    • 79 8.4.2 – FRATURAS Fraturas foram foram medidas em 19 afloramentos dos 131 presentes naárea. Ocorre nos domínios da suíte Valsungana e do Complexo Brusque. Nasuíte Valsungana foi medida nas fácies Heterogranular e Porfirítica (Figura 20).No complexo Brusque afeta muscovita xistos, hornfels, rochas calciossilicáticase milonitos.Figura 20: Plano de fratura afeta granito porfirítico grosso no afloramento 35. Escala martelo de30 cm de comprimento. No mapa, as fraturas, apresentam direção N45-50E na SuíteValsungana. Nos xistos apresenta 3 direções N40-60E, N10-45W e N10-20E.O sentidos de mergulho das fraturas são variáveis com predominância deângulos maiores que 40 graus. Com 57 medidas de atitudes de fraturas foi gerado um estereograma depolos das fraturas que evidencia dispersão das medidas. Neste diagrama foipossível estabelecer 3 famílias de fraturas sendo as atitudes médias N50W/90,N10E/85NW e uma família de fraturas menos frequente com plano médioN60E/26SE (Figura 21).
    • 80Figura 21: Estereograma com a representação das concentrações de polos dos planos defratura presentes no Complexo Brusque e na Suíte Valsungana. Observa-se dispersão dospolos. Os 3 planos médios foram obtidos a partir das maiores concentrações N50W/90,N10E/85NW e N60E/26SE N=57. Intervalo entre isolinhas=1,5%. No domínio do Complexo Brusque as fraturas ocorrem comespaçamento entre os planos de 5 a 20 cm e não ocorre preenchimentos nosplanos de fraturas. Nos granitos também são comuns fraturas sempreenchimento, mas no afloramento 35 ocorrem 3 planos preenchidos porepídoto nas direções N45E/28SE, N60W/80NE N40E/19NW. Ocorrem também na área estudada 6 diques de rocha básica, sendo queo dique do afloramento 121 foi identificado com gabro. A direção medida de 6diques apresentam direção média de N44W/72SW (Figura 22).
    • 81Figura 22: Estereograma com a representação das concentrações de polos dos diquesintrusivos no Complexo Brusque e na Suíte Valsungana. Observa-se distribuição unimodal dospolos com pouca dispersão. Os diques apresentam plano médio N44W/72SW. N=6. Intervaloentre isolinhas=1,9%. 8.5 – DISCUSSÕES E CONCLUSÕES As rochas do Complexo Brusque segundo CPRM (1995), Philipp et al.(2004) e Biondi et al. (2007), foram afetadas por 4 fases de deformaçãodenominadas D1, D2, D3 e D4. Segundo Caldasso et al. (1995) o conjunto de fases D1 e D2 relaciona-se com movimentos compressivos e cisalhamento de baixo ângulo quegeraram as foliações S1 e S2 do Complexo Brusque. As fases D3 e D4 estãorelacionadas com zonas de cisalhamento transcorrente. Foram fasescaracterísticas de um regime dúctil a rúptil em condições metamórficas fáciesxisto verde, zona da clorita associada com evento regional deretrometamorfismo. Relaciona o dobramento de S1 com a geração provável dedobras, nappes, em um processo de transposição do acamadamento
    • 82sedimentar. Descreve a superfície S1 como uma clivagem ardosianadesenvolvido paralelamente um bandamento composicional areno-pelítico, afoliação S2 representa um processo de transposição com gradativa destruiçãoda superfície S1 que evolui para uma xistosidade penetrativa. A presença dosmicrólitos isoclinais representam a ruptura da superfície S1 pela superfície S2.A fase D3 na escala de afloramento materializa-se como dobras comdimensões centimétricas a decimétricas com eixo sub-horizontais. A fase D3caracteriza-se também pela formação de uma clivagem de fratura. A fase D4 ocorre como dobras tipo box fold e chevron e como clivagensde crenulação que podem transpor os planos de S2. Os eixos das dobrasapresentam eixos conjugados cruzando-se em ângulos de 35 graus. Segundo Phillip et al. (2004) a evolução evolução tectônica do ComplexoMetamórfico Brusque ocorre a partir de um evento dúctil que envolve as fasesD1 e D2. Sendo a fase D1 responsável pela geração da foliaçãometamórfica S1, preservadacomo dobras isoclinais a fechadas de flancos rompidos. A transposição dafoliação S1 gerou a superfície S2, geralmente paralela com S1. A superfície S2constitui a xistosidade principal do Complexo Brusque. As superfícies S1 e S2 foram afetadas por um evento transcorrente (D3),sob condições de deformação dúctil. As superfícies anteriormente formadasforam dobradas como dobras normais, fechadas a abertas com clivagem defratura de plano axial (S3) de direção N40-60E. Uma fase mais tardia dedobramentos é identificada pela presença de dobras F4 em caixa, chevron ekink bands, abertas a suaves, com clivagem de fratura plano axial poucoespaçada. Segundo Biondi et al. (2007) as fases de tectônica tangencial D1 e D2associam-se com zonas de cisalhamento de baixo e médio ângulo demergulho, geradas e/ou reativadas durante a orogênese Dom Feliciano, estasdeformações são responsáveis pela gênese das foliações S1 e S2.
    • 83 A atitude dessa foliação S2 muda constantemente em função daproximidade das intrusões graníticas e de zonas de cisalhamento. S2 é afoliação mais importante nos filitos e xistos na região de Botuverá. Na fases transcorrentes D3 e D4, foram gerados cavalgamentos E-Wque colocaram em contato xistos da faixa SE do Complexo Brusque, com osfilitos da faixa central. A fase D3 também gerou uma clivagem de fratura; e afase D4 está impressa nas rochas do Complexo Brusque sob a forma dedobras do tipo “chevron”, associada uma clivagem de crenulação. Baseando-se nos dados de campo e nas interpretações disponíveis nabibliografia conclui-se que: Na área cartografada foram reconhecidas 4 superfícies, correspondentesa 4 fases de deformação. A fase D1 caracterizou-se por deformação em regime dúctil, e foiresponsável pela transposição da estrutura sedimentar pré-existente na rocha ea formação dos planos de S1. Os planos de S1 não apresentam estruturassedimentares reconhecíveis em escala microscópica. Foi reconhecida apresença de uma xistosidade formada antes da xistosidade penetrativa (S2).Não foi possível estabelecer qual fácies metamórfica e zona alcançou a faseD1. O dobramento dos planos S1 sugere que após a formação a superfície foiafetada por uma intensa deformação tectônica com médio a baixo ângulo demergulho. A fase D2 inicia-se com o dobramento da superfície S1 culminado com atransposição que produziu planos de S1 paralelos aos planos de xistosidadeS2, que se formou em condições metamórficas de fácies xisto verde, zona dagranada. Nos filitos não foi possível estabelecer em qual fácies metamórfica seformou a clivagem ardosiana S2. A fase D2 caracteriza-se por uma deformaçãotectônica intensa que representa o ápice do metamorfismo regional na áreacartografada. A fase D3 provavelmente representa processos de dobramento eretrometamorfismo na fácies xisto verde, zona da clorita, e estão associadoscom a formação de zonas de cisalhamento dúctil no Complexo Brusque. Essas
    • 84zonas produziram milonitos ao longo do contato dos filitos e xistos bem como azona de cisalhamento transcorrente de menor espessura (afloramento 58). Nazona de cisalhamento do afloramento 58 foi observado retrometamorfismo debiotita para clorita, também observado em granadas do afloramento 16. Osplanos S3 sobre eixos de dobras fechadas à cerradas, que podem ser dobrasde arrasto associadas com a zona de cisalhamento. A dispersão emestereograma de eixos de dobras sugere que a fase de dobramentos da faseD3 foram provavelmente redobrados, afetada por fases de deformaçãoposteriores (D4) ou pela intrusão do granito. A fase D4 representa pela geração de dobras chevron ou kink-bandsrelacionada com uma fase tardia de deformação de caráter restrito na áreacartografada. Essa fase caracterizou-se pela ausência de metamorfismo quegerou nos ápices das dobras uma clivagem disruptiva. A atitude sub-verticaldos planos de S4 sugere que a fase de deformação D4 relaciona-se com umasegunda fase de deformação relacionada com as zonas de cisalhamento queafetou o Complexo Brusque Segundo Biondi et al. (2007) na folha de Botuverá, o lineamento Itajaí-Mirim separa os filitos, da faixa central, dos xistos com mica, quartzo e granadada faixa SE (fácies xisto verde, zona da granada). Os lineamento Itajaí-Mirim éuma falha transcorrente levógira com estruturas transtensivas e transpressivasassociadas. São notáveis pelo desenvolvimento de zonas de brecha sobremilonitos mais antigos, o lineamento Itajaí-Mirim causou um alçamento debloco que colocou em contato rochas de diferentes graus metamórficos. Na área estudada, que localiza-se na folha de Brusque foi observada amesma relação. Os xistos com granada localizam-se ao sudeste de uma faixade milonitos com desenvolvimento de brechas (afloramento 105) os filitosocorrem a noroeste da faixa de milonitos representada pelos pontos 71, 105 e106, parcialmente coberta pelo Rio Itajaí-Mirim. A hipótese do levantamento de blocos pode explicar a ocorrência dexistos na zona da granada lateralmente em contato com sericita filito. Sendoprovavelmente os xistos representantes de um bloco profundo e os filitos umbloco raso do Complexo Brusque. Os milonitos podem ser associados com a
    • 85zona de cisalhamento transcorrente devido ao alto ângulo da foliaçãomilonítica. Portanto a faixa de milonitos ao longo do Rio Itajaí-Mirim pode serassociada ao lineamento Itajaí-Mirim. Segundo Philipp et al. (2004) A intrusão dos Granitos Valsungana estáassociada com a evolução das zonas de cisalhamento Major Gercino e Itajaí-Perimbó. Os corpos graníticos são alongados segundo a direção NE-SW,paralelos com as estruturas regionais sub-verticais. A estrutura magmática édefinida pelo alinhamento de fenocristais de feldspato alcalino e biotita,subordinadamente, pelo alongamento do quartzo. A foliação magmática pode ter interpretada como uma estrutura primáriada rocha, sendo que não foi observado estiramento ou deformação nosfenocristais, supõe-se que essa foliação foi gerada pelo fluxo do magma emestado sub-sólido. As deformações tectônias da Suíte Valsungana estãorestritas à falhas transcorrentes de regime rúptil associadas eventualmentecom a cristalização de epídoto. As fraturas e falhas com direção N40W e fraturas de direção N50Wpodem estar relacionadas com a intrusão de diques de rocha básica queapresentam direção N44W. Esses diques foram identificados como diquesmesozóicos relacionados com o magmatismo basáltico da Bacia do Paraná. Asfraturas e falhas podem representar um conjunto de fraturas do mesozóico oufraturas e falhas mais antigas preenchidas pelos diques.
    • 869 METAMORFISMO Na área estudada as rochas do Complexo Metamórfico Brusque (CMB)apresentam quatro fases distintas de metamorfismo. Estas fases estãoorganizadas da seguinte forma: - Metamorfismo Regional, subdividido em fase M1 e fase M2; - Metamorfismo Dinâmico, em uma fase M3; e - Metamorfismo de Contato, em uma fase, denominada MC. O Metamorfismo Regional, nas suas duas fases M1 e M2, geraram osfilitos e os xistos (entenda-se a ocorrência localizada de clorita – carbonatoquartzito como estando dentro do grupo de rochas denominado ‘xisto’ ou‘xistos’), embora tenha se comportado de formas diferentes em cada umadessas rochas. A fase M3 afetou de forma distinta xistos e filitos. Já a fase M4agiu apenas sobre o xisto. 9.1 – METAMORFISMO REGIONAL (M1 E M2) Foram observadas em campo dobras intrafoliares à xistosidade S2; afoliação que está dobrada foi definida como S1, gerada no metamorfismo M1.S1 é uma xistosidade, definida por cristais de quartzo e muscovita orientados(não há minerais-índice), que foi dobrada e transposta, gerando S2. Estápresente em lâmina na forma de micrólitos lenticulares. As dobras intrafoliaresindicam que o processo que gerou S2 foi cisalhamento simples. O metamorfismo M2 é caracterizado pela geração de uma xistosidadeS2 penetrativa nos xistos, na qual foram reorientados, recristalizados ougerados cristais de quartzo, muscovita, biotita e granada. S2 é a clivagem decrenulação diferenciada de S1. As sombras de pressão assimétricasencontradas ao redor dos porfiroblastos de granada nas lâminas 16 e 24, bemcomo a foliação interna encontrada em alguns porfiroblastos de granada da
    • 87lâmina 16 mostram que a granada é sin-S2 (se desenvolveram englobando afoliação e rotacionando) e que S2 foi gerada por cisalhamento simples. Um doscristais da lâmina 16 mostra, através do seu padrão snowball, que foirotacionado cerca de 180º. A paragênese tipicamente formada no metamorfismo M2 nos xistos,embora não corresponda à paragênese de todas os xistos afetados por M2,mas apenas representa uma paragênese média, é a seguinte: muscovita ±quartzo ± granada ± biotita ± grafita ± minerais opacos. Isso caracteriza ometamorfismo M2 na fácies Xisto Verde, Zona da Granada É possível que os cristais de granada tenham se formado de acordo coma reação proposta por Yardley (1989): clorita + muscovita → granada + biotita + quartzo + água A fase do metamorfismo regional M1 e M2 foram bem subdivididasapenas nos xistos. Nos filitos, o pequeno número de pontos feitos (19, no total),as dificuldades de acesso à área e a intensa alteração intempérica da maioriados afloramentos não permitiram a retirada de amostras de boa qualidade paraa confecção de lâminas. Por isso as observações possíveis de serem feitasficaram comprometidas. Todos esses fatores não permitiram subdividir ometamorfismo regional de forma clara em fases M1 e M2 nas áreas de filito. Então, o Metamorfismo Regional nos filitos foi caracterizadoindiretamente através de duas lâminas delgadas, as lâminas 58 e 68. Essaslâminas mostram cristais de biotita orientados de acordo com a foliaçãomilonítica S3, que será explicada logo adiante neste capítulo. Mas é importanteadiantar aqui que o metamorfismo M3, nos filitos, foi caracterizado como fáciesXisto Verde, Zona da Clorita. Então os cristais de biotita que são encontradosreorientados na foliação S3 são anteriores a S3, tendo sido gerados durante ometamorfismo regional. Isso caracteriza o metamorfismo regional nos filitoscomo fácies Xisto Verde, Zona da Biotita, embora não seja possívelcaracterizar o desenvolvimento desse mineral como específico da fase M1 ouda fase M2.
    • 88 A biotita pode ter sido formada nos filitos pela reação proposta porYardley (1989): fengita (sericita) + clorita → biotita + muscovita + quartzo + água 9.2 – METAMORFISMO DINÂMICO (M3) O Metamorfismo Dinâmico foi mais bem definido nas áreas de filito,principalmente através dos afloramentos e amostras número 58 e 68. Noafloramento 58 é observada uma zona de cisalhamento dúctil transcorrentedextral. O plano de falha tem as medidas N60E/87SE, aonde são visíveis stepse estrias, as quais tem a medida 240/10. Em escala microscópica, as duas amostras (58 e 68) mostram foliaçõesmuito parecidas: elas são definidas por quartzo, sericita, biotita, biotitacloritizada (parcialmente ou totalmente) e clorita (estes dois últimos mineraissão encontrados apenas na lâmina 58), todos com granulação muito fina,alongados em forma lenticular formando uma foliação milonítica S3, gerada nafase de metamorfismo M3. Essa foliação milonítica S3 é contínua e muitopenetrativa, tendo geometria anastomosada. Ambas as rochas mostram texturamortar, Os cristais de clorita foram gerados nessa fase (M3), através datransformação da biotita em clorita, estabelecendo a fase de metamorfismo M3,nos filitos, como fácies Xisto Verde, Zona da Clorita. Os cristais de muscovita e quartzo estirados em formatos lenticularesnas duas lâminas são evidências do processo de dissolução por pressão, ummecanismo de deformação que atua em rochas durante o processo decisalhamento dúctil. Na lâmina 58 ocorrem agregados de recristalização dequartzo, que mostram efeitos de extinção ondulante e subgrãos. Esses efeitossão evidência do processo de recristalização dinâmica. Nos xistos, S3 se manifesta como clivagens de crenulação nos planosde S2, como dobras da xistosidade S2 em diferentes geometrias (aberta,
    • 89fechada, kink bands, em cúspide e com o eixo rompido) e como umaxistosidade incipiente quando as crenulações e/ou dobras se rompem e sãotranspostas por minerais reorientados de acordo com essa nova direçãopreferencial. No entanto, foram apenas observados cristais de quartzo emuscovita formando a xistosidade incipiente S3. Então não foi possíveldeterminar o grau metamórfico de M3 pela ausência de minerais-índices. Tanto em filitos quanto em xistos existe outra fase de deformação (D4),no entanto, como ela não gera metamorfismo, a fase D4 não será discutidaneste capítulo, mas sim no capítulo de Geologia Estrutural. 9.3 – METAMORFISMO DE CONTATO (MC) O metamorfismo de Contato MC afetou apenas as rochas encaixantesda Suíte Magmática Valsungana (SMV), ou seja, apenas xistos. As rochas afetadas por MC podem perder toda a foliação, tornando-semaciça, ou então mantê-las, tornando-se hornfels bandados ou xistos cominfluência termal. A amostra 28 é um exemplo do primeiro caso e a amostra115 é um exemplo do segundo caso. A amostra 79 é um exemplo de rocha noterceiro caso, que manteve suas estruturas, apesar de afetada por MC. As rochas 28 e 115 desenvolveram os minerais silimanita e andaluzita,dentre outros minerais, o que caracteriza MC, nestas rochas, como fáciesPiroxênio Hornfels, de acordo com Turner (1981), que localiza a paragênesedessas rochas, pela formação desses minerais em temperaturas acima de600ºC e pressões entre 2 e 4 kbar, segundo as reações: muscovita + clorita + quartzo ↔ cordierita + Al2SiO5 + biotita + água biotita + Al2SiO5 → cordierita + espinélio
    • 90 granada + silimanita + quartzo ↔ cordierita No clorita – carbonato quartzito encontrado no ponto 16 são encontradoscristais de apatita e zircão no interior de cristais de granada completamentecloritizadas. A presença desses minerais acessórios na clorita, mineral dealteração nesta rocha, bem como a presença de veios de clorita na rocha, sãoevidências de que a cloritização provavelmente foi gerada por uma fasehidrotermal advinda da intrusão da SMV, pois nessas rochas também sãoencontrados esses mesmos minerais acessórios. Como os hornfels mostram a xistosidade S2 dobrada, pode-se afirmarque MC ocorreu certamente pós-D2, no entanto, faltam evidências paralocalizar MC em relação a D3 e D4. É provável que M3 e MC estejam dentro damesma fase de deformação D3. Nos xistos pouco afetados por MC, os cristais de quartzo foramrecristalizados e perderam os efeitos de extinção ondulante e de subgrãos(como se vê na amostra 79), por ação do mecanismo de recristalizaçãoestática.
    • 91 10 - MAGMATISMO Os corpos ígneos na área podem ser desde corpos dômicos alongadosna direção NE, a diques com direção NW, os primeiros correspondem aosgranitos e o segundo aos diques de diabásio. Em mapa correspondem a 40%da área, dos quais 56 % são de Granito Porfirítico Grosso, 42 % de GranitoHeterogranular Grosso, e 2% de Granito Equigranular Médio e porções nãocontabilizáveis de Diques de Diabásio e a fácies leucogranítica que não tevelimites definidos. 10.1 – GRANITO PORFIRÍTICO GROSSO O Granito Porfirítico Grosso tem granulação média a grossa efenocristais euédricos de microclínio com até 6 cm de comprimento, dispostosem geral de modo horizontal ou com atitudes preferenciais N300/20. As rochasdesta fácies têm composição monzogranítica a granodiorítica. Na escalamicroscópica são observados cristais de muscovita e biotita. A primeira resultada alteração de feldspato potássico, pois a mesma se dispõe na borda ou naface do feldspato. 10.2 – GRANITO HETEROGRANULAR SERIADO O Granito Heterogranular Seriado Grosso é a segunda maior ocorrênciade granitos na área, granulação grossa, com cor cinza claro a rosado,apresentando fases de cristalização seriada de minerais, como no caso domicroclínio que apresenta 3 fases de cristalização; uma destas tem mineraissubédricos a euédricos tabulares e grãos de cerca de 3 cm, outra com grãossubédricos a anédricos de tamanhos variando entre 1 e 2 cm, e a ultima fasereconhecida possui grãos intersticiais, com tamanhos menores de 1 cm. Nosplagioclásios ocorrem duas fases de cristalização de minerais, uma comminerais subédricos ripformes de até 2 cm, e outra com minerais intersticiais demenos de 1 cm; os afloramentos encontrados desta fácies se encontravam em
    • 92grau médio de intemperismo, sendo que os minerais encontrados em melhorestado de preservação são a biotita e o quartzo, e esta foi uma fácies que nãopermitiu a confecção de laminas delgadas. Em muitos mapas antigos ascaracterísticas desta rocha fizeram com que a mesma fosse classificada comoGranito Fácies Guabiruba (CPRM,1995), porém para efeitos destemapeamento o mesmo foi classificado como uma fácies do GranitoValsungana. 10.3 – GRANITO EQUIGRANULAR MÉDIO O Granito Equigranular Médio é a menor unidade mapeada na área,ocorrendo especialmente na porção sul da área em uma lavra desativada ecomo blocos rolados em drenagens, a rocha possui coloração cinza e texturaequigranular, podendo ocorrer isoladamente alguns fenocristais de microclínio.Esta fácies especialmente nos blocos encontrados em drenagem destamostram uma certa relação temporal entre os magmas geradores das outrasfácies, porfiritica grossa e heterogranular grossa, pois naqueles aparecemfeições de misturas de magmas, como bolsões arredondados da fáciesheterogranular grossa, bem como fenocristais de microclinio com os bordosarredondados. A feição citada indicaria que o Granito Porfirítico Grosso seria a primeirafácies a ser gerada, seguida da fácies Heterogranular Seriada e por fim a fáciesEquigranular Média. 10.4 – LEUCOGRANITO. A Fácies Leucogranítica é encontrada apenas na porção norte doGranito Heterogranular, próximo ao contato com os xistos. A rocha emafloramento apresenta cor branca a cinza muito claro, no afloramento éreconhecível apenas a textura que seria inequigranular fina a média, o únicomineral reconhecível com exatidão é o quartzo, pois é o único mineral
    • 93preservado, e alguns poucos cristais de mineral micáceo, que poderia vir a serbiotita, que se apresenta esbranquiçada. Esta fácies, por suas características de intensa alteração dos mineraisindica que a mesma pode possuir origem hidrotermal, fato evidenciado porocorrer especialmente nos bordos do granito heterogranular grosso em contatocom xistos do Grupo Brusque. 10.5 – RELAÇÃO MAGMATISMO X DEFORMAÇÃO. A relação do magmatismo com os eventos de deformação na área nãopossui exatidão, porém pode-se afirmar que está situada após D2, formadorade S2; a intrusão dos granitos afeta a foliação dos xistos, criando em algunslugares mudanças na trajetória das foliações fazendo com que as mesmastenham uma tendência a paralelizar com os contatos entre os dois litotipos, eaparentemente há uma relação entre a direção dos fenocristais de microclíniocom as foliações S3 e S4, podendo estar associada a esta. O fator complicador a definir com exatidão a correlação entremagmatismo e deformação é que o único mineral orientado encontrado nosgranitos é o microclínio e em apenas uma das fácies. 10.6 – TIPOLOGIA DOS MAGMAS Segundo as características descritas nas fácies encontradas, podem-secomparar os granitos estudados com aqueles do Tipo I Caledoniano (Pitcher,1983), Soares (1988), também associou o Granito Valsungana a este tipo demagma. Estes granitos geralmente são de fase sin-tectônica, pós-colisional,sendo muito provavelmente correlatos com a Zona de Cisalhamento MajorGercino. Porém segundo (Basei, 1985), (CPRM, 1995) e Silva et. al. (1991),estes granitos podem ser classificados como do tipo S. Esta diferença natipologia do magma pode se dar por algumas características que as rochas
    • 94encontradas de ambas as tipologias citadas acima, como a ocorrência debiotita e muscovita na mesma rocha, porém foi observado que a biotita temorigem magmática e a muscovita tem origem por alteração do microclínio. Apesar das características coincidentes com os dois tipos de magma, oambiente tectônico e a grande maioria das características sugerem que omagma é Tipo “I” Caledoniano. 10.7 – ORIGEM DO MAGMA. A ascensão do magma pode ocorrer através de falha ou fraturasprofundas (Shaw 1980, Marsh 1982, Etheridge et al. 1983, Clemens & Mawer1992, Petford et al. 1994), ou por diferença de densidade entre o magma e arocha encaixante, pelo processo diapírico (Ramberg 1970, England 1990). “Na literatura, inúmeros plútons têm sido caracterizados comocronológica e espacialmente associados a zonas de cisalhamentotranscorrentes (batólito do Donegal, Pitcher & Berger 1972, Hutton 1982;plútons de Ajaj, Davies 1982; granito Ratagein, na Escócia, Hutton & McErlean1991), em zonas transpressivas (Complexo de Ox Montains, McCaffery 1992;cadeia Cadomiana, NW da França, DLemos et al. 1992), intrusões em zonasde cisalhamento por mecanismos de baloneamento "balloning" (Bruns & Pons1981, Pons 1982) e fraturas ou zonas de cisalhamento extensionais (Castro1987, Hutton et al. 1990, Paterson & Fowler 1993).” (Nalini Jr, et.al.,2008). Na área estudada a correlação espacial entre os granitos e a Zona deCisalhamento Major Gercino, sugerem que estas falhas transcorrentes tiverampapel importante na geração, ascensão e colocação dos magmas. 10.8 – ORIGEM DOS MEGACRISTAIS Quanto à origem dos megacristais, este é um assunto controverso naliteratura consultada, alguns autores consideram que estes são produto de um
    • 95cristal com nucleação precoce e borda com crescimento tardio, como umblasto, como no caso de um porfiroblasto (MEHNERT & BUSCH ,1981), porémoutros autores consideram que estes megacristais são fenocristais, VANCE(1969), KAWASHI & SATO (1978),VERNON (1986) e GALINDO (1988). Estaúltima é a aceita especialmente pelas características encontradas, inclusões deminerais já nucleados, como zircão, allanita, plagioclásio e biotita. Segundo(LONG & LUTH, (1986) e (VERNON & PATERSON,2008) o microclínio temnucleação precoce por conta da presença de Ba no magma. Este elementoaumenta o campo de estabilidade do feldspato potássico, criando condições denucleação em temperaturas maiores, fazendo com que a cristalização ocorraao mesmo tempo em que outros minerais de temperaturas maiores; assim oscristais de microclínio crescem e englobam minerais vizinhos. A orientação dosmesmos ocorreu em uma fase em que não haveria muitos cristais em estágiofinal de cristalização, pois quando o magma possui uma grande quantidade decristais ele estagnaria e não formaria a foliação magmática sub-horizontal. Pelas características meso e micro das rochas da área, em especial dafácies granito porfirítico grosso, a origem dos megacristais é concordante coma hipótese dos fenocristais de feldspato potássico de VANCE (1969),KAWASHI & SATO (1978),VERNON (1986) , GALINDO (1988), (LONG &LUTH, (1986) e (VERNON & PATERSON,2008). Ou seja são de origemmagmática . 10.9 – COMPARAÇÃO BIBLIOGRÁFICA Na literatura as suítes de granitos definidas na região são: GranitoPorfirítico Grosso pertencente à Suíte Valsungana (Caldasso, 1995; e Silva,1991), Granito Heterogranular Médio da Suíte Guabiruba. Na área de estudoem virtude da pequena quantidade de afloramentos e a rocha se encontrarfortemente intemperizada, é difícil comparar com as fácies descritas pelosautores acima citados. As rochas porfiríticas grossas são correspondentes àSuíte Valsungana de acordo com os autores acima. Para a fácies EquigranularMédia não se encontrou na literatura suítes com as estas características,lembrando sempre que a separação em fácies foi feita levando em contaapenas aspectos texturais.
    • 96 10.10 – GEOCRONOLOGIA Basei et.al. (1985), realizou algumas datações para a Suíte Valsungana,sendo que os resultados destas idades datam os granitos com idades Neo-Proterozóicas, U/Pb em zircão de 647±12 Ma, e até 500 Ma por K/Ar. Asidades Rb/Sr ficam no mesmo intervalo. 10.11 – DIQUES DE DIABÁSIO Os diques de diabásio são encontrados por toda a área, sobretudocortando os corpos graníticos. As espessuras dos diques são variáveis, desdepoucos centímetros a mais de 2 metros. Além de diabásio, podem ocorrerdioritos. Raramente são encontrados fenocristais de plagioclásio, soldadospelas suas faces maiores resultando em texturas do tipo sinneusys. Estes diques são atribuídos à Suíte Magmática do Paraná, suíte estaque possui enxames de diques com direção NW, especialmente no estado doParaná. Na área foram encontrados diques com direção N30-45NW. Umadúvida que permanece diz respeito à correlação com a Suíte Magmática doParaná. Pois (CPRM, 1995) indica a presença de diques básicoscontemporâneos ao magmatismo da Suíte Valsungana e (Florisbal et.al., 2005)em trabalhos na Suíte Paulo Lopes, a qual apresenta segundo estes autores,origem tectônica semelhante ao Granito Valsungana com ocorrência demagmatismo toleítico, composicionalmente semelhante ao da Suíte Magmáticado Paraná.
    • 97 11 - ESTRATIGRAFIA 11.1 – COMPLEXO METAMÓFICO BRUSQUE Na área cartografada, o empilhamento das sequências sedimentarespretéritas esbarram em obstáculos, que impedem a construção de uma colunaestratigráfica. Os principais obstáculos são: A perda das estruturas sedimentares originais que foram apagadaspelas primeiras fases de deformação, D1 e D2. A estrutura formada durante afase deformação D1, pode ser considerada como resquício das camadassedimentares, porem não há outras estruturas alem da alternância de níveisque confirmem a existência das camadas sedimentares na área cartografada.A ausência de camadas guia e predomínio de protólitos pelíticos impedem umempilhamento estratigráfico. O intenso dobramento ocorrido nas fases D1, D2 e D3 e a presença dezonas de cisalhamento transcorrentes sin-D3 e D4 afetaram profundamente aposição dos litotipos metamórficos. A estratigrafia apresentada é um empilhamento relativo das unidadeutilizando principalmente as relações de contatos entre os litotipos. As os posicionamento da unidades no Neoproterozóico refere-se aosdados consultados na bibliografia. Basei (1990) indicou o intervalo de 500-700Ma baseado nos métodos K-Ar, U-Pb, Rb-Sr para os eventos de magmatismo emetamorfismo no Complexo Brusque. Embora indique idade entre 1.600-2.000Ma como época da sedimentação. O mapeamento da CPRM (1995) considera os diques básicos de idadeMesozóica. Os litotipos do Complexo Brusque são consideradas as unidades maisantigas nesta área. Filitos e xistos não apresentam grandes diferenças
    • 98estruturais, ambos apresentando as mesmas foliações, e de composiçãomineral, apresentando filossilicatos e quartzo como componentes essenciais. O único indicador de diferença entre ambos os litotipos é o graumetamórfico. Os xistos apresentam a zona da granada e os filitosprovavelmente situam-se na zona da biotita. Os xistos e filitos foram considerados como rochas de mesma idade. Ocontato está parcialmente encoberto pelos sedimentos aluvionares do Rio ItajaíMirim. Nas áreas sem cobertura sedimentar recente, contatou-se a presençade uma faixa de milonitos com foliações miloníticas de alto ângulo (pontos 71,106 e 105) com ocorrência de brechas de falha no ponto 105. Portanto ocontato inferido entre os filitos e os xistos é provavelmente é uma zona decisalhamento transcorrente, sendo que a cinemática dessa zona decisalhamento não pode ser observada. 11.2 – SUÍTE VALSUNGANA Os granitos da Suíte Valsungana apresentam em mapa dois tipos decontatos com os xistos do Complexo Brusque na área. O contato na direção NE apresenta-se retilíneo, porém recoberto pelodepósito aluvionares do Rio dos Cedros. Nos afloramentos não cobertos pelossedimentos, constata-se um contato brusco entre o granito e o xisto, semevidência de metamorfismo de contato, também não há evidencias demovimentos transcorrentes ao longo do contato. A presença de diques eapófises no ponto 129 indica que esse contato retilíneo comportou-se comouma fratura na época de colocação do granito. Nesses contatos ocorre odesenvolvimento de uma rocha composta por caulinita e quartzo. O contato norte do granito é irregular na direção NW. Ocorre odesenvolvimento de uma auréola de metamorfismo intercalado com diques deleucogranito, sugerindo contato intrusivo não delimitado por fratura ou falha.
    • 99 Os granitos Porfirítco Grosso e Heteroganular Seriado representamvariações texturais dentro da intrusão. Apresentam contatos gradativosobservados somente no ponto 91, indicando que ambas fácies são de mesmaidade. O granito Equigranular Médio ocorre como uma provável intrusão dentroda fácies Porfirítica Grossa, entretanto os contatos dessa unidade foraminferidos por fotogeologia. Blocos rolados encontrados em uma drenagempróxima sugerem uma textura de mistura de magmas entre a fáciesEquigranular e Porfirítica indicando que as rochas apresentam mesma idadede intrusão. Os corpos de hornfels ocorrem em contato com Granito HeterogranularSeriado e o Granito Porfirítico Grosso, resultantes do metamorfismo de contatoprovocado pela intrusão dos granitos com os xistos que são as rochasencaixantes. Alguns afloramentos apresentam textura de borda de resfriamentoda rocha ígnea marcada pela presença de granito de granulação fina nocontato com o hornfels. Os corpos internos na intrusão foram mapeados como hornfels poucofoliados porque a foliação está menos desenvolvida. 11.3 – HORNFELS Neste trabalho considera-se que esses hornfels desenvolveram-se apartir de corpos xisto que envolvidos pelo magma, e apresentam metamorfismode contato fácies piroxênio hornfels. Nesse metamorfismo a assembleia mineral do xisto foi substituída porbiotita, silimanita, cordierita e outros minerais formados em maior temperatura;não foi observada muscovita nestas rochas. Considera-se que a idade de formação do hornfels pouco foliado ocorreuna mesma época da intrusão ígnea.
    • 100 No contato norte do Granito Valsungana ocorre um hornfels foliado.Nesse corpo foi possível estabelecer entre outras coisas a origem do hornfels apartir do xisto e em relação a qual evento ocorreu a intrusão do granito. O hornfels foliado deve esse nome à presença das foliações S1 e S2dos xistos (ponto 78), na maioria dos aspectos, tanto estruturais comocomposiçao mineral assemelham-se aos xistos. Entretanto em afloramentoforam encontrados porfiroblastos de biotita não orientada segundo os planos dexistosidade. Essa biotita foi considerada como mineral índice do metamorfismode contato. Em nível microscópico foi constatada a presença de duas geraçõesde biotita, uma associada a fase D2 e outra geração de cristais que estáaleatoriamente distribuída no em relação a foliação S2 da rocha. O metamorfismo de contato ocorreu pós fase de deformação D2. O hornfels foliado apresenta dois metamorfismos, um fácies xisto verdena zona da granada e outro fácies albita-epidoto Hornfels. 11.4 – DIQUES DE ROCHA BÁSICA A última fase de magmatismo ocorrida na área é representada pordiques de rocha básica que cortam granitos e xistos na direção média N44W.Esses diques não apresentam evidências de metamorfismo ou deformação,que indica que a época da intrusão ocorreu depois de todos os eventos quedeformaram o Complexo Brusque. Devido, provavelmente, à pequena espessura esses diques nãocausaram um metamorfismo de contato nas rochas encaixantes. 11.5 – SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS A unidade mais jovem na área é representada pelos depósitosaluvionares recentes e terraços aluvionares. Os terraços aluvionares referem-
    • 101se a depósitos sedimentares inconsolidados, situados em cotas de cerca de 20metros acima do nível atual do Rio Itajaí-Mirirm; são depósitos de canal,contendo conglomerados composto por seixos e matacões emgranodecrescência ascendente. Esses depósitos foram considerados maisantigos que os depósitos aluvionares. Os depósitos aluvionares recentes são compostos por depósitos deareia grossa e argila em granodecrescência ascendente (ponto 7). Esses depósitos distribuem-se ao longo dos vales dos Rios dos Cedrose Rio Itajaí Mirim, e desenvolvem-se preferencialmente nos contatos dosgranitos com os xistos e no contato dos filitos com os xistos. Provavelmente isso se deve ao fato que os contatos, são fraturas efalhas que propiciam a instalação de drenagens com extensas planícies ondese depositam os sedimentos inconsolidados..
    • 102Figura : Coluna estratigráfica proposta para o Mapa Geológico da Região do Bairro DomJoaquim e Arredores. As idades do Complexo Brusque referem-se à idade de metamorfismo.
    • 103 12 - EVOLUÇÃO GEOLÓGICA 12.1 – AMBIENTE DE DEPOSIÇÃO Em 80% dos afloramentos de xisto e todos os afloramentos de filitosapresentam composição metapelítica. Cerca 20% dos afloramentos de xistoapresentam composição semi-pelítica ou apresentam carbonato nacomposição mineral. As rochas metamórficas apresentam uma composiçãoessencial de quartzo e cristais de filossilicatos, sericita nos filitos e muscovita eou biotita nos xistos, confirmando as observações de (Philipp, 2004): “OComplexo Brusque é composto por metassedimentos dominantementepelíticos, com ocorrência significativa de metamargas e subordinada decamadas arenosas e quartzíticas”. Entretanto, apenas a composição areno-pelítica de alguns níveis podeser confirmada, nos xistos o mecanismo de recuperação de grãos que atuou noquartzo e o intenso dobramento e transposição nas clivagem de crenulação S1apagou as estruturas sedimentares, prejudicando uma interpretação maisdetalhada da rocha sedimentar pretérita. Os filitos poderiam apresentar estruturas sedimentares melhorpreservadas, devido ao grau menor de metamorfismo. Mas foram intensamenteafetados por zonas de cisalhamento que provocaram estiramento de minerais eformação de milonitos. A ocorrência de meta-arenito (ponto 67) na faixa defilitos sugere que o ambiente sedimentar provavelmente deve possuirintercalações areno-pelítica no ambiente sedimentar. A intercalação de rochas calciossilicáticas indica a ocorrência demargas. A presença de grandes lentes de quartzitos atesta a ocorrência decorpos arenosos ricos em quartzo (Philipp, 2004). Também foi considerado que as rochas calciossilicáticas originaram-seem pequenas plataformas carbonáticas ao redor de ilhas vulcânicas CPRM(1995).
    • 104 Segundo os dados do Mapeamento da CPRM (1995), o ambientesedimentar pode ser interpretado como uma plataforma continental comdeposição de sedimentos não afetada pela ação das ondas. Também sugere adeposição provável em deltas onde os pelitos representam os a região de pró-delta. A presença extensa dos depósitos pelíticos sugere que a plataformateve uma subsidência lenta e uma área-fonte relativamente estável. 12.2 – EVOLUÇÃO DA BACIA Soares (1988) menciona que no Mesoproterozóico ocorreu um extensoevento de estiramento litosférico global, devido a fragmentação de umsupercontinente originando vários continentes e oceanos. O modelo de evolução do Grupo Brusque na área estudada limita se aexplicar as origens dos litotipos cartografados. O modelo escolhido foi propostopelos trabalhos da CPRM, que entre outros dados dispunham de dadosgeoquímicos relativos aos sedimentos e foram confrontados esses dados comas datações efetuadas por Basei (1990). Segundo esse modelo a formação da bacia do Complexo Brusque teveuma rápida fase rift inicial, seguida por um prolongado estágio de subsidêncialenta, onde ocorreu o desenvolvimento de margens continentais. A baciaBrusque teria se originado no Mesoproterozóico. Os limites atuais do ComplexoBrusque são controlados pelas zonas de cisalhamento Major Gercino e Itajaí-Perimbó e não correspondem aos limites originais da bacia. As extensas áreas compostas por pelitos são característicos de águasprofundas. Podem corresponder aos depósitos da fase de subsidência lenta dabacia, com alguma contribuição esporádica arenosa e carbonática deambientes de águas rasas. Após preenchida, a bacia passa por um processo de subducção tipo A,modelo proposto por Basei (1985). Caracterizada pelo encurtamento crustal,intensa deformação e dobramentos, como a fase D1.
    • 105 Uma subdução continental do tipo A pode ser explicada peladelaminação e afundamento do manto litosférico segundo o modelo de Kröner(1981). Segundo Kröner (op. cit.) a parte afundada do manto causa uma fortesubducção intracontinetal. Durante essa fase as sequências sedimentares foram metamorfizadasna fácies xisto verde nas zonas da biotita e da granada. As zonas metamórficasgeradas nas fases D1 e D2 foram reposicionadas pelas deformações nas fasesD3 e D4 colocando as zonas metamórficas na disposição NE-SW. O modelo de 4 fases de deformação apresentado neste trabalhocorrespondem ao modelo proposto por Basei (1985). As duas fases iniciais D1e D2 correspondem ao regime de deformação dúctil com o pico metamórficoidentificado em D2 nos xistos. As fases D3 e D4 sub-paralelas com as zonasde cisalhamento transcorrentes. O metamorfismo foi mais fraco, provavelmentezona da clorita na fase D3 e ausente na fase D4. Nessas fases o processodominante foi de reorientação de minerais formados nas fases anteriores, emum regime rúptil-ductil. As fases D3 e D4 são pouco penetrativas em escalasregionais e de mapa, e não ocorrem em todos os afloramentos observados. Afase D3 também foi responsável pela estruturação da maioria das dobrasdesenvolvidas sobre S2. Gerando inclusive clivagem de crenulação em S2. Empoucos aforamentos, como o ponto 24, foi possível verificar que planos dexistosidade incipiente S3 desenvolvem-se no plano axial da xistosidadepenetrativa S2 dobrada. Em escala microscópica caracteriza-se pelodobramento e ruptura da xistosidade S2. O plano axial das dobras D3 passa aser a nova xistosidade S3. A ultima fase de deformação reconhecia na área, de ocorrência restrita,é a deformação D4 que gera estruturas em regime rúptil-dúctil sem evidênciade metamorfismo associado. Manifesta-se em como um dobramento kink band(ponto 68) e em forma de caixa de dimensões milimétricas e clivagem em“lápis” cortando os planos de S3. Os eixos das dobras S4 materializam comoclivagem de fratura plano-axial, preenchidas por minerais opacos (ponto 114).
    • 106 12.3 – MAGMATISMO E METAMORFISMO DE CONTATO A fase seguinte foi caracterizada pela colocação dos granitos, com asfases D3 e D4 em condições de crosta mais rígida propiciou o desenvolvimentode zonas de cisalhamento, estas que são compostas por brechas de falha emilonitos. A forma elíptica do batólito da Suíte Valsungana e o posicionamentoparalelo em relação as zonas de cisalhamento Major Gercino e Itajaí-Perimbó.Sugerem que os condutos para o magma tenha sido as zonas de cisalhamentotranscorrente. O posicionamento da fase de intrusão permanece incerto ometamorfismo de contato que ocorreu na auréola de metamorfismo ocorrexistos com fraco metamorfismo de contato, na fácies albita-epidoto Hornfels. Oponto 78 exibe as foliações S1 e S2 preservadas, portanto a intrusão é pós S1e S2. A foliação magmática apresenta a mesma direção de S4, N30Wentretanto o número de planos de S4 medidos é pequeno (4 medidas) queimpede de correlacionar o magmatismo como sin-D4. O magmatismo da Suíte Valsungana imprimiu nos xistos ummetamofismo de contato de distribuição irregular. No contato norte, o granitoproduziu uma auréola contínua a partir do contato com o corpo ígneo com osgranada-quartzo-muscovita xisto encaixante. Produzindo uma auréola O contato leste se dá por uma fratura ou falha, nesse contato não ocorrea auréola de metamorfismo nos xistos. A outra forma de ocorrência de hornfels são corpos irregularesenvolvidos pelo granito. São interpretados como corpos de rocha encaixantelocalizados na cúpulas das intrusões, roof pendants. Os eventos de metamorfismo de contato e de magmatismo da SuíteValsungana apresentam a mesma idade.
    • 107 O magmatismo foi interpretado com base nas característicaspetrológicas e de colocação como do tipo I Caledoniano (Pitcher,1983). Situam-se no contexto geodinâmico como granitos sin-tectônicos (D3-D4), pós-colisionais (D1-D2), relacionados provavelmente com a Zona deCisalhamento Major Gercino. O magmatismo mais recente está representado por diques de rochabásica e intermediária que seccionam os xistos e granitos da área na direçãoN44W, portanto na mesma direção dos diques que ocorrem no Arco de PontaGrossa, Hasui (2010). Porém, Tomazzoli e Pellerin (2008), estudaram a presença de diques emFlorianópolis de direções N10º- 30ºE, N20º-30ºW e N-S e idade em torno de119 e 128 Ma. No contexto geotectônico, Hasui (2010) faz as seguintes consideraçõesem relação aos diques do Mesozóco: “A partir de cerca de 130 Ma, no início do Cretáceo, sobreveio aReativação Sul-Atlânticana, com processos distensivos ligados à ruptura doPangea e a separação do Continente Sul Americano do Africano e aconsequente abertura do Oceano Atlântico. Ela começou com manifestaçõesmagmáticas representadas pelo extenso vulcanismo essencialmente basálticoque se estendeu nas margens passivas que viriam a se formar e no ladoafricano (Bacia de Etendeka), e pela injeção de enxames de diques de diabásioao longo do Arco de Ponta Grossa (direção NW-SE), paralelos à costa do Riode Janeiro e de São Paulo (direção ENE-WSW), e à costa de Santa Catarina(direção NNE-SSW)”. 12.4 – DEPÓSITOS SEDIMENTARES CENOZÓICOS E RELEVO As coberturas sedimentares inconsolidadas ocorrem ao longo dasdrenagens, os terraços aluvionares encontram-se a 20 metros acima dosaluviões recentes, sugerindo que os terraços são mais antigos, e evoluíram
    • 108provavelmente como depósitos de canais que tornaram-se inativos com asmudanças de nível de base do Rio Itajaí Mirim. Outra possibilidade é quetratam-se de depósitos de Tálus, cujo sedimentos entulharam vales em formade “V” na porção montante dos cursos de água. São depósitos formados porblocos e seixos de rocha inconsolidados, sendo carregados por processos degravidade para o fundo das drenagens nas proximidades dos terrenoselevados. Apresentam blocos rolados pela ação da corrente de água por váriosquilômetros CPRM (1995). Os aluviões recentes são depositados nos vales dos rios do Cedro eItajaí Mirim que estão parcialmente encaixados nos contatos entre os litotipos.O Rio Itajaí Mirim segue meandrante ao longo do contato entre xistos e filitos,provavelmente porque a zona de cisalhamento constituiu-se em uma área defraqueza da rocha propiciando a erosão e a formação do leito sedimentar dorio. O rio dos Cedros constitui-se como um vale alinhado cujo os aluviõesforam depositados sobre o contato retilíneo entre os granitos e os xistosprovavelmente pelas mesmas razões que as apresentadas pelo rio Itajaí-Mirim. O relevo atual encontra-se arrasado, isso se deve à ação prolongada dointemperismo sobre as rochas que dissecou as elevações. As altitudes dosgranitos e a alteração da rocha aumenta progressivamente, do centro para asbordas do granito, talvez devido ao aumento do intemperismo que seconcentrou no contato com as encaixantes. Filitos e xistos apresentam formas de relevo arredondadas, neles foiobservado que os movimentos de massa facilitados pela estrutura friável darocha. A proximidade do Rio Itajaí-Mirim pode ser a razão pelo aumento dointemperismo da rocha nas áreas cobertas pelos depósitos aluvionares, regiõespropícias a inundações. A exceção nesse relevo é representada pela crista de direção NEsituada ao sul da área cartografada. Essa região apresenta um relevo de cristas alinhadas com 300 metrosde altitude. Uma hipótese é que esse relevo tenha sido condicionado pela
    • 109presença nas laterais do contato do granito e o xisto e o contato por falha dosxistos e filitos. Ambas as estruturas lineares são regiões de fraqueza nasrochas e foram entalhadas pelos rios isolando um alto topográfico. Devido àausência de dados cinemáticos em ambos os contatos não foi identificado seeste alto é um horst ou grabben.
    • 110 13 -GEOLOGIA ECONÔMICA . Os principais recursos minerais extraídos atualmente na área são areia esaibro, embora no passado já tenha sido explorado granito para cantaria alémde haver ocorrências de ouro e wolfrâmio. Há também depósitos de argila,depósitos de aplito leucogranito e ocorrências de óxido de manganês quepodem ter importância econômica. A areia e o cascalho são extraídos do leito do Rio Itajaí-Mirim por dragase estocados nos arredores, no interior da área foram notadas pelo menos trêsempresas que fazem este serviço, esta areia aparenta ser de boa qualidadepara a construção civil, apresentando seleção boa a muito boa, grãosarredondados, cor castanho claro a esbranquiçada. O beneficiamento desteminério é apenas uma lavagem e peneiramento, e secagem.Uma área viável a exploração de areia e argila seria o Aluvião do Itajaí-Mirim,no qual deveriam ser feitas análises através de abertura de poços e coleta dematerial para determinar a granulometria e a seleção. Quanto a argila derecobrimento seriam necessários testes para ver se a mesma apresentaqualidade de queima, tanto para cerâmica vermelho, como para a branca. Os granitóides da Suíte Valsungana, já bastante alterados, sãoexplorados como saibro para a pavimentação de estradas. Em toda a área deabrangência da suíte encontram-se saibreiras com essa finalidade; algumasestão ativas e outras não mais. Existem saibreiras de pequeno porte e tambémde grande porte, sendo que predomina aquelas de pequeno porte. Há, noponto 35, a saibreira oficial da Prefeitura de Dom Joaquim, que possui grandesdimensões e fornece saibro para o município todo. Esta saibreira da prefeituraapresenta alguns problemas ambientais, que serão abordados no capítulo deGeologia Ambiental. Um ponto da fácies equigranular fina do granito já foi explorada nopassado para fins de cantaria, porém encontra-se desativada atualmente. Há ocorrências de aplitos de leucogranito, compostos por caulinita,quartzo e mica, que poderiam ser explorados para a indústria cerâmica casohouvesse algum método de retirar a mica da rocha. Os corpos com essacomposição são em sua maior parte de pequeno porte e é muito comum conter
    • 111impurezas. Internamente são bastante homogêneos, porém há diques que oscortam. Localizam-se nas bordas da Suíte Valsungana, principalmente naporção NE do mapa, mas a ocorrência é heterogênea.Esses corpos também ocorrem na forma de diques. Seriam necessáriaspesquisas para estabelecer a real dimensão desses corpos e sua viabilidadeeconômica face as diversas impurezas que apresentam. Outra fonte de minério poderia vir a serem os diques básicospropriamente ditos, que se tiverem espessura suficiente e se encontrar em bomestado de preservação pode vir a ser usado como poliedro irregular, usadopara calçamento “Petit-Pavé”. Ouro e Tungstênio são minérios presentes na área apenas comoocorrências, na forma de depósitos aluvionares do rio Itajaí-mirim e seusafluentes. As áreas-fontes desses minérios se encontram a Oeste e Noroeste.Não há exploração dessas ocorrências na área, embora haja requerimentos depesquisa para ouro na área. Em um ponto foi observado boxwork em veios dequartzo, que é indicativo da presença de sulfetos, aos quais pode estarassociado ouro. Há concentrações de óxido de manganês de origem supergênica emtoda a área onde ocorrem os xistos e filitos, sobre essas rochas, em veios dequartzo e também preenchendo fraturas e falhas. No entanto as concentraçõessão muito baixas para ter relevância econômica. A área de estudo se mostra relativamente pobre em recursos minerais,embora os recursos lá encontrados sejam de boa qualidade e na sua maioriadestinados a construção civil e pavimentação de estradas.Modelos Previsionais: Um modelo que poderia a ser aplicado na área é aquele usado para odepósito de Cavalo Branco, (Biondi et.al. 1997) situado no município deBotuverá-SC, este é um depósito de ouro filoneano relacionado geneticamentea um plúton granodiorítico cortado por fraturas conjugadas de uma zona decisalhamento, os filões de quartzo estão encaixados em hornfels do Complexo
    • 112Brusque, estes são gerados por Plútons graníticos nos arredores; o fluido quegerou o depósito, formou zonas de alteração, fílica, propilítica e potássica, e acristalização do ouro se deu na zona fílica, e uma reativação da zona decisalhamento deformou parte do filão mineralizado e criou condições para aintrusão de vênulas e diques de granito rosado que trouxe fluídos hidrotermaisque remobilizaram os sulfetos e o ouro.Os teores estimados de metal contido são de 1 a 2 toneladas com teores entre2 e 40 g Au/ton.Portanto seria necessária a busca de hornfels com veios de quartzo emfraturas e que foram reativadas para a procura deste tipo de depósito. Biondi,2003.Em Nova Trento há um depósito já esgotado de wolframitacom reservas de 61.000 t de minério e 435 t WO3 (Silva et.al,1986) são setefilões de quartzo com wolframita, Os veios estão correlacionados com o batólitogranítico Valsungana, junto com a wolframita ocorrem molibdenita e cassiterita,e sulfetos de Bi, Cu, Fe e As (Castro,1997).Para este tipo de depósito seria necessário encontrar veios de quartzoassociados ao Valsungana, porém dentro da área de pesquisa não foramdetectados veios que são correspondentes a esse modelo. Utilizando o banco de dados do SIGMINE do DNPM datado de 03 dedezembro de 2010, pode-se observas as áreas pesquisadas, autorizadas ouconcedidas atualmente, as informações seguem na tabela abaixo:PROCESSO AREA_HA FASE NOME SUBS815590/1987 1,65 LICENCIAMENTO IRMÃOS BEILFUSS LTDA AREIA CONCESSÃO DE COMÉRCIO E EXTRAÇÃO DE815650/1996 40,24 LAVRA AREIA NH LTDA EPP AREIA ExtraþÒo e ComÚrcio de Areia815604/1997 3,91 LICENCIAMENTO Farias Ltda AREIA815125/2004 4,01 LICENCIAMENTO IRMÃOS BEILFUSS LTDA AREIA AUTORIZAÇÃO DE EXTRAÇÃO DE AREIA RIO815478/2005 7,00 PESQUISA BRANCO LTDA. ARGILA
    • 113 AUTORIZAÇÃO DE815102/2008 739,67 PESQUISA Jonas Hort ARGILA AUTORIZAÇÃO DE815168/2008 60,13 PESQUISA Jonas Hort ARGILA AUTORIZAÇÃO DE Armando Gregório Ebele815656/2008 865,69 PESQUISA Schaefer SAIBRO AUTORIZAÇÃO DE815726/2008 997,32 PESQUISA Ederson Uller SAIBRO AUTORIZAÇÃO DE Cia. de Desenvolvimento e815602/2009 4,37 PESQUISA Urbanização de Brusque ARGILA AUTORIZAÇÃO DE COMÉRCIO E EXTRAÇÃO DE815525/2003 1965,83 PESQUISA AREIA NH LTDA EPP OURO AUTORIZAÇÃO DE815747/2009 167,89 PESQUISA Cintia Beilfuss Murceski ARGILA AUTORIZAÇÃO DE815504/2010 481,190 PESQUISA Cintia Beilfuss Murceski ARGILA AUTORIZAÇÃO DE815504/2010 481,19 PESQUISA Cintia Beilfuss Murceski ARGILA AUTORIZAÇÃO DE COMÉRCIO E EXTRAÇÃO DE MINÉRIO815526/2010 1922,40 PESQUISA AREIA NH LTDA EPP DE OURO AUTORIZAÇÃO DE815546/2010 969,15 PESQUISA Engeterra Serviþos Ltda SAIBRO REQUERIMENTO DE815662/2010 105,23 PESQUISA Ricardo Hort Me AREIA AUTORIZAÇÃO DE815035/2010 49,85 PESQUISA Ricardo Hort AREIA REQUERIMENTO DE COMÉRCIO E EXTRAÇÃO DE MINÉRIO815759/2010 955,57 PESQUISA AREIA NH LTDA EPP DE OURO
    • 114Tabela com os dados de processos minerários (Modificado de DNPM,03/12/2010). A planta com as poligonais listadas acimas estão no mapa temático,chamado Direitos Minerários.
    • 115 14 -GEOLOGIA AMBIENTAL A área em questão possui vários problemas ambientais. Deslizamentosde encostas, remoção da vegetação nas margens dos rios nas encostas nostopos, ocupação irregular em áreas de preservação permanente, lançamentode esgoto nos rios entre outros. Os deslizamentos de encostas ocorrem principalmente nos cortes deestrada, geralmente realizado sem levar em consideração a estrutura da rocha,nem o grau de intemperismo elevado. A interceptação das estruturas da rochapelo corte, especialmente nos xistos que são as rochas com foliação maisintensa, possuem grande potencial de deslizamentos. A presença de muscovitae/ou biotita nos planos da xistosidade e o intemperismo favorecem esseproblema. Na área cartografada os xistos representam cerca de 40% dasuperfície. As regiões que com filitos à noroeste e norte da área também sãosuscetíveis aos deslizamentos pois essa rocha possui estrutura foliada. Estarocha tem estrutura incipientemente marcada. Os filossilicatos possuem maisde um plano de ruptura na forma de clivagens e xistosidade. Deslizamentos ocorrem também em terrenos particulares. Para aconstrução de residências faz-se corte no morro, para se obter maior terreno,porém o corte é feito sem conhecimentos geotécnicos. Resultando em taludesverticais a subverticais. No evento chuvas torrenciais ocorridas na região emnovembro e dezembro de 2008, ocorreram vários deslizamentos. Inclusive nosafloramentos de granitos. Apesar desse litotipo apresentar avançando estadode intemperismo são áreas com menos propícias aos movimentos de massa.Pois apresenta menos planos de ruptura. Mesmo assim registrou-se quedas deblocos de rocha em uma rua com afloramentos graníticos. Outro fator considerado foi a presença áreas de proteção permanentenas encostas de morros. Nas margens dos rios está concentrada a ocupaçãohumana e industrial. Na área as indústrias têxteis são as mais comuns. Mas hátambém fábricas de tintas. No oeste área cerca de 200 metros fora da área háuma fábrica desativada de baterias a qual foi alvo de Trabalho Individual de
    • 116Graduação pelo aluno Bruno Boletta (2008). Existem residências, situadas namargem dos rios, com tubulações emitindo esgoto diretamente nos rios, bemcomo poluindo as margens. As casas e fábricas que ocupam a meia-encostados morros, provocam desmatamentos. Condicionam movimentos de massanas encostas e assoreamento nos rios. As áreas de planície aluvial foram poupadas de um processo intenso deurbanização. Mesmo assim encontram-se nessas áreas: casas, indústrias,fábricas de pequeno porte, pastagens. As planíces aluviais são alagadiças, enão podem sustentar construções de grande porte. Nesses locais foi feitodesmatamento para formação de pastagem de gado bovino. As árvoresrestantes na maioria são espécies exóticas como Eucalipto e Pinus. Portantoas margens dos rios ficam mais expostas a erosão fluvial, fazendo que o rioescave mais fácilemente as margens gerando desmoronamentos. Existem também na área empreendimentos de mineração: extração deareia por dragagem de rio, extração de xisto, granito e saibro. A extração daareia ocorre principalmente no rio Itajaí – Mirim. Rio de maior porte e maiorcarga sedimentar. Em alguns locais constatou-se extração de xisto para usoindeterminado, possivelmente como saibro. Esse tipo de rocha apresentaproblemas geotécnicos na área, lavra localizada entre os pontos 10 e 11, degrande porte foi realizada numa região com ocupação urbana. A extração dexisto que é realizada aparentemente de forma esporádica sem critériostécnicos. A frente de lava tem de mais de 30 metros de altura e cerca de 100de comprimento. No topo nota que o solo com árvores tombadas provenientesmorro acima. Isso é um risco para construções e a via adjacente. Ummovimento de massa pode bloquear nesse ponto a BR 486, estrada que ligaBrusque e Botuverá. Outro local com problemas ambientais causados pelamineração é o ponto 35. Localizado na saibreira da Prefeitura de Brusque, queextrai granito porfirítico grosso como saibro. A rocha lá está desagregada permitindo extração com escavadeira.Trata-se de uma extração antiga não foram aplicadas técnicas de desmonte derocha que previna deslizamentos. Na bancada de topo da frente de lavrapossui cerca de 40 metros de altura, excessivamente grande para conter
    • 117deslizamentos, bancadas menores poderiam conter quedas de blocos edeslizamentos de saibro. Nesse local também ocorre duas nascentes de água,foram represadas pelo material extraído do local. Não foram construídas baciasde decantação. A água turvada pelos rejeitos cai na drenagem assoreada pelapilha de rejeitos lançados nas margens da drenagem. Fato comum neste local. Nas proximidades no ponto 34, existia uma antiga extração de granitoequigranular médio. Este ponto é um dos poucos afloramentos com rochasinalteradas na área. O material era retirado para confecção de blocos decantaria, mas encontra-se a mais de 30 anos desativada. Ainda foi encontradoferramentas para extração dos blocos no local. Outro ponto de mineração com problemas é o ponto 71, que foi usadocomo local de extração de xisto. Na frente de lavra, agora abandonada, e semprojeto de recuperação e de estabilidade de taludes, ficando os mesmosdesnudos e sujeitos a erosão e podendo acarretar deslizamentos, os quaisdependendo das proporções podem atingir a via logo a frente bem com asresidências encontradas no lado oposta da via, e também ocorrem surgênciasde água; a drenagem da água destas está prejudicada, que causaempossamento das águas e se deve à maneira improvisada como foiconstruída as valas destinadas à drenagem de água. No ponto 110 está localizado um ferro-velho, ao ar livre. Há carcaças deveículos. Observou ocorrência de vazamentos de óleo, descarte de baterias.Esses descartes podem liberar materiais tóxicos, como, hidrocarbonetos,chumbo, mercúrio e outros metais pesados. Os restos de veículos empilhados produzem também um ambientepropício para o acúmulo de água e a proliferação de insetos que necessitam deágua parada para reprodução. Outro local em que ocorrem problemas é em um condominio fechado,localizado a porção central da área, neste local observa-se o contato entre xistoe granito, em especial o Leucogranito, em muitos locais é visto que ocorremvossorocas causadas pelas chuvas, vossorocas estas que chegam a ter maisde tres metros de profundidade e dezenas de metros de extensão, em alguns
    • 118pontos essa erosão atinge acessos e intercepta tubulações de água que saemde um reservatório de água, essa erosão pode causar rompimento dastubulações e consequentemente aumento da erosão e transporte do materialpara as drenagens próximas.
    • 119 15 CONCLUSÕES Concluiu-se que as rochas do Complexo Brusque são originárias de umaantiga bacia sedimentar, da qual não restaram estruturas sedimentaresoriginais, pois os eventos de deformação incutidos à rocha as obliteraram. Esses eventos correspondem a: cisalhamentos de baixo a médio ângulo;cisalhamentos transcorrentes dúcteis e rúpteis; e à intrusão da SuíteMagmática Valsugana. Os cisalhamentos transcorrentes seguiram-se após oscisalhamentos de baixo e adio ângulo, no entanto não foi possível determinar oposicionamento da intrusão com relação aos eventos transcorrentes; asevidências encontradas mostram que a intrusão ocorreu após os eventos decisalhamento de baixo ângulo. Os eventos de cisalhamento de baixo ângulo se dividem em duas faseschamadas D1 e D2, diferenciadas apenas nos xistos. Cada fase de deformaçãocorresponde a um tipo de metamorfismo e a uma superfície metamórfica. A fase D1 é pouco penetrativa e suas características não permitiramestabelecer o grau metamórfico (M1) que gerou a superfície (S1). A fase D2 é fase penetrativa que gerou a xistosidade S2, atingiu o picometamórfico fácies xisto verde zona da granada. Nos filitos não foi possível diferenciar as fases D1 e D2, sendo que adeterminação do evento de cisalhamento de baixo a médio ângulo foi feita demodo indireto. Esse evento atinge o metamorfismo na fácies xisto verde zonada biotita, embora não tenha sido possível determinar se isso corresponde àfase D1 ou D2. O metamorfismo pelo qual passaram os filitos e os xistos nasfases D1 e D2 caracterizam metamorfismo regional. Os eventos de cisalhamentos transcorrentes também se subdividem emduas fases, D3 e D4, tanto nos filitos quanto nos xistos, mas seus efeitosnesses dois litotipos são bastante diversos.
    • 120 Nos xistos, as fases D3 e D4 geram superfícies pouco penetrativas eapenas D3 envolve metamorfismo (M3). A fase D3 gera a superfície S3 que nos xistos pode ser clivagem decrenulação ou, no máximo, uma xistosidade incipiente. Essa xistosidade foigerada no metamorfismo M3. Não foi possível determinar o grau metamórficode M3 pela ausência de minerais índices. A fase D4 gera a superfície S4 nos xistos, clivagem de crenulação, semgeração de minerais – é uma estrutura rúptil. Nos filitos, a fase D3 teve atuação intensa sobre as rochas, gerandouma superfície S3 muito penetrativa. S3 corresponde a uma foliação milonítica,que foi gerada no metamorfismo M3, um metamorfismo na fácies xisto verde,zona da clorita. M3 corresponde a metamorfismo dinâmico, tanto nos xistosquanto nos filitos. Nos filitos a fase D4 é semelhante à fase D4 dos xistos: gera kink bandse clivagens de crenulação, embora seja uma superfície mais rúptil, semmetamorfismo. A intrusão da Suíte Magmática Valsugana provocou metamorfismo decontato nas rochas encaixantes ao sítio da intrusão (xistos) gerando hornfels.Esse metamorfismo (MC) atingiu diferentes picos metamórficos em diferentesrochas: atingiu fácies piroxênio hornfels em algumas e hornblenda hornfels emoutras. Em menor proporção gerou crescimento de minerais (micas) em xistossem modificar a paragênese mineral da rocha. A intrusão da Suíte Magmática Valsungana, é colocada como pós D2,porém não se sabe dizer com exatidão a sua relação com as fases D3 e D4. Aorigem do magma se deu durante a fase pós-colisional do Complexo Brusque,e está associado a Zona de Cisalhamento Major Gercino que criou ascondições necessárias para a fusão e ascensão do magma. O magma é detipologia I Caledoniana, pois esta tipologia é a correlacionada com a fasetectônica formadora das Zonas de Cisalhamento Regionais.
    • 121 Há muitas evidências de hidrotermalismo espalhadas por toda a área,principalmente a presença de uma zona de cisalhamento transcorrenteargilizada, bem como a presença de cristais de quartzo prismáticos bemcristalizados e de psilomelano nesta zona de cisalhamento, que mostram queela funcionou como conduto para fluidos hidrotermais. No entanto não foipossível determinar qual é o tipo de alteração hidrotermal. A orientação dos cristais de microclínio na Fácies Porfirítica Grossa sedá exclusivamente por fluxo magmático. A diferença de fácies encontrada naárea se explica por pulsos magmáticos com diferença temporal insuficientepara a cristalização completa das fases anteriores gerando feições de misturade magmas e contatos incertos. Posteriormente ocorre a injeção dos magmas básicos associados aSuíte Magmática do Paraná, que por meio de fraturas e falhas geradas duranteo processo de abertura do oceano atlântico, ascenderam e na área sãoencontrados na forma de diques. E por fim os sedimentos inconsolidados que são originados peladecomposição e erosão das rochas pelo intemperismo, e criaram os níveis decascalhos nas encostas por processos de pediplanização, e também deterraços que aparentemente são formados mais por variações climáticas doqeu por movimentos epirogenéticos da crosta.
    • 122 16 -MAPAS TEMÁTICOS Os mapas temáticos deste trabalho são os dois listados abaixo: 16.1- Mapa de Direitos Minerários Esta é uma planta obtida através da obtenção de dados sobre osprocessos minerários que ocorrem na área. Os dados são obtidos no sub-ítemSIGMINE, encontrado no sítio da internet do Departamento Nacional deProdução Mineral (DNPM). Com estes dados em ambiente SIG, pode-se recortar as poligonais queencontram-se dentro da área de trabalho e se ter uma noção que tipos deminério são procurados, extraídos, e os detentores dos direitos, bem como asáreas de concessão, e por fim qual a fase do processo, se o mesmo éconcessão de lavra, autorização de pesquisa entre outros. 16.2- Mapa Geológico Simplificado e Elevação da Região do Bairro Dom Joaquim-Brusque-SC.. Mapa com a geologia simplificada ao máximo, preservando apenas osnomes dos litotipos, sobreposta ao modelo de elevação de terreno, sua funçãoé demonstrar a relação da geologia com o relevo,este mapa de forma direta,essa pode ser uma ferramenta para auxiliar nos Planos Diretores dosMunicípios, apesar de não possuir direção de foliação, nem estruturas,plotando sobre sua superfície os pontos críticos de movimentos de massa, porexemplo, há a possibilidade de planejar medidas mitigadoras e antecipar oslocais de ocorrência destes casos, outra facilidade é auxiliar no zoneamentourbano/industrial/rural, e locais propícios para a atividade mineral. A metodologia utilizada para a confecção deste mapa foi criar ummodelo numérico de terreno, modelo este que usa o algoritmo de Delaunay,utilizando os valores de curvas de nível e pontos cotados, a partir deste modeloé gerado um modelo de sombreamento deste terreno, este sombreamento ésobreposto a geologia e definido que o mesmo tenha transparência deaproximadamente 50%, esta tarefa cria a ilusão de um modelo tridimensionalde terreno com a geologia associada.
    • 123 17 -REFERÊNCIAS BILBIOGRÁFICASBASEI M. A. S., MCREATH I., SIGA JR. The Santa Catarina Granulite Complex of SouthernBrazil: A Review. São Paulo: Instituto de Geociêcias USP, 1997, PDFBASEI M.A.S., CITRONI S.B., SIGA JR. O. STRATIGRAPHY AND AGE OF FINI-PROTEROZOIC BASINS OF PARANA AND SANTA CATARINA STATES, SOUTHERN OFBRAZIL. Instituto de Geociências USPCASTRO A. N. , BASEI M.A.S. , CRÓSTA P.A. Revista Brasileira de Geociências. The W(Sn-Mo)-Specialized Catinga Suite and other granitoids of the Brusque Group,Neoproterozoic of the State of Santa Catarina, Southern Brazil, v. 29(l) p.17-26, Março de1999, PDFCaldasso, A.L.S.; Cama//oto, E.; Rangrab, G.E.; Silva, M.A.S. 1988. Osgranitóides Valsungana, Guabiruba e Faxinai no contexto dosmetamorfitos do Complexo Brusque, SC. In: CONGR. BRAS. GEOL.. 35,Belém, 1988. Extended Abstracts. Belém, SBG, p.1104-1116.G.E. Mapa Geológico 1:50.000 da Folha Brusque, SC, SG- 22-Z-D-II-1, Programa deLevantamentos Geológicos Básicos do Brasil. Brasília: CPRM, 1995.CORDANI G. U. et al. Fernando de Almeida e a "sua" Plataforma Brasileira. Geologia doContinente Sul Americano: evolução da obra de Fernando Marques de Almeida. São Paulo:Editora Beca Produções Ltda, 2004 . p. 166-175. PDFCHODUR N. L. Mineralogia e geologia dos depósitos de rubi e safira da região de BarraVelha, Santa Catarina. Tese de doutorado. São Paulo, 1997CPRM Programa de levantamentos geológicos Básicos do Brasil. Brusque Folha SG-22-Z-D-II-1 Estado de Santa Catarina escala 1:50.000 Brasília 1995.CPRM, Programa de levantamentos geológicos Básicos do Brasil. Florianópolis Folha SG-22-Z-D-V e Lagoa SG-22-Z-D-VI Estado de Santa Catarina escala 1:100.000 Brasília 1997FORNAZZARI NETO.L.; FERREIRA. F.J.F.; Gamaespectrometria integrada a dadosexploratórios multifonte em ambiente SIG aplicada à prospecção de ouro na FolhaBotuverá-SC, Revista Brasileira de Geociências, 33(2-Suplemento):197-208, Brasilia, Junhode 2003.FLORISBAL.L.M Evolução Petrológica do magmatismo pós-colisional precoce de idadeneoproterozóica no Sul do Brasil: Suíte Paulo Lopes, Dissertação de Mestrado,Universidade Federal do Rio Grande do Sul (UFRGS), Porto Alegre, 2007.HASUI A.Y. GRANDE COLISÃO PRÉ-CAMBRIANA DO SUDESTE BRASILEIROUniversidade Estadual Paulista / Campus de Rio Claro., 2010HEILBRON M., et al. Província Mantiqueira. Ln: BARTONELLI A. , BRITO-NETVES B. B. ,CARENEIRO R. D. C. , MANTESSO-NETO V. Geologia do Continente Sul Americano:evolução da obra de Fernando Marques de Almeida. São Paulo: Editora Beca ProduçõesLtda, 2004 . p. 203-234. PDFMACEDO M. H. F., BASEI M.A.S. Dados Geocronológicos referentes às rochasmetassediemtares do Grupo Itajaí (SC)
    • 124LONG. P.E.; LUTH. W.C Origin of K-feldspar megacrysts in granitic rocks: Implications ofa partitioning model for barium, American Mineralogist, Volume 71, pages 367-375 1986.NALINI JR. H.A. et.al. A importância da tectônica transcorrente no alojamento de granitospré a sincolisionais na região do vale do médio Rio Doce: O exemplo das suítesgraníticas Galiléia e Urucum, Revista Brasileira de Geociências, 38(4): 741-752, Brasilia,dezembro de 2008.PITCHER.W.S.; Nature and origin of Granite, Chapman e Hall, London, 1993.PHILIPP R.P. et al. Revista Brasileira de Geociências. Caracterização litológica e evoluçãometamórfica da porção leste do complexo metamófico Brusque, Santa Catarina 34(1) p. 21-34,março de 2004, PDFPORTO JR. R. Inclusões em megacristais de microclina em granitos complexo ComplexoGranítico Pedra Branca, Rio de Janeiro, RJ, Brasil. Revista Universidade Rural, SérieCiências Exatas e da Terra Vol. 21 (1): 37-47, Rio de Janeiro, 2002.ROSTIROLLA S. P. TECTÔNCIA E SEDIMENTAÇÃO DA BACIA DO ITAJAÍ-SC UniversidadeFederal de Ouro Preto, 1991SILVA, L. C. O cinturão METAVULCANOSSEDIMENTAR BRUSQUE E A EVOLUÇÃOPOLICÍCLICA DAS FAIXAS DOBRADAS PROTEROZÓICAS NO SUL DO Brasil: Umarevisão. Revista Brasileira de Geociências, 1991TOMAZZOLI E. R., PELLERIN J.R. G. M.ENXAME DE DIQUES FLORIANÓPOLIS NA ILHADE SANTA CATARINA (SC):MAPA GEOLÓGICO IV Simpósio de Vulcanismo e AmbientesAssociados Foz do Iguaçu, PR, 2008.YARDLEY, D. W. B. Introdução à petrologia metamórfica. 2ªed. Editora UnBWERNICK.E. Rochas magmáticas - conceitos fundamentais e classificação modal,química, hemodinâmica e tectônica. Universidade do Estadual Paulista (UNESP), 2004VANZELLA G.A. et al. Caracterização petrográfica e geoquímica de diques mesozóicos ànordeste de Rio Branco do Sul, PR. Geochimestry Brasil 2004VERNON. R.H., PATERSON .S.R.; How late are K-feldspar megacrysts in granites? Lithos104, 327–336, (2008).SIGMINE, disponível em: www.sigmine.dnpm.gov.br, acessado em 04 de dezembro de2010.
    • 12518 -FICHAS DE DESCRIÇÃO.
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 16-VIII-09 Data: 05 de Outubro de 2010 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha de cor cinza escura esverdeada. Pouco intemperizada, écomposta por quartzo, carbonatos, minerais de cor verde e traços de pirita. A orientaçãopreferencial desses minerais forma uma foliação. A rocha está cortada por veios de calcita equartzo e também rompida por falha normal.Descrição Microscópica: Rocha composta majoritariamente por quartzo. Há carbonato em empequena proporção em parte da lâmina. Há cristais de granada rotacionados, fraturados ecloritizados. Os veios de quartzo presentes na rocha apresentam cristais de quartzo com contatosserrilhados, extinção ondulante e subgrãos, ambos em grande proporção. Há veios de cloritacortando a rocha e envolvendo os cristais de granada e há algumas fraturas preenchidas porcarbonatos.Mineral % DescriçãoQuarto 80 Ocorre de modo alongado, junto com a biotita, a muscovita e a biotita cloritizada definindo uma xistosidade. Alguns poucos cristais possuem extinção ondulante e outros, em menor proporção, apresentam subgrãos. Muitos cristais apresentam um aspecto “sujo” dado pelos cristais de carbonato que sobrepõem os cristais de quartzo, ou que estão nos interstícios destes. São anédricos, submilimétricos e apresentam contatos variando de curvilíneos a serrilhados. Há veios de quartzo de granulação maior, de largura milimétrica, que são paralelos à foliação e outros que cortam a foliação. Nos veios, os cristais de quartzo apresentam extinção ondulante e subgrãos em maior proporção que na matriz da rocha, com contatos entre cristais interdigitados.Carbonato 9 Ocorrem junto com quartzo, em cristais que cresceram sobre os cristais de quartzo ou que se localizaram nos interstícios dos grãos de quartzo, com hábito anédrico. Mais raramente, os cristais se concentram em um agregado em uma área da lâmina. Os cristais bem formados desse agregado exibem geminações bem desenvolvidas embora sejam subédricos e seus contatos são irregulares.Granada 3 Cristais de granada formam porfiroblastos poiquilíticos com pouco menos de 2mm de diâmetro, com foliação interna com quartzo e opacos em padrão snowball. Há também a sombra de pressão assimétrica composta por quartzo. Não é possível dizer o sentido do movimento, uma vez que a amostra não é orientada. Os cristais estão fraturados com algumas fraturas preenchidas por carbonato e por clorita. Alguns porfiroblastos encontram-se envoltos por biotita cloritizada e não cloritizada. Os cristais se encontram ou completamente cloritizado ou com algum grau de cloritização.
    • Clorita 5 Tem cor de interferência anômala azul-berlim. Muitos cristais ocorrem paralelos aos cristais de quartzo, biotita e muscovita orientados, definindo a xistosidade S2. Ocorrem também substituindo parcialmente ou completamente os cristais de granada. Muitos cristais apresentam inclusões de zircão com halos pleocróicos, de quartzo e opacos. Há, ainda, veios de clorita que cortam a xistosidade da rocha em uma seção da lâmina e em outra seção se paralelizam com a xistosidade.Muscovita 1 Há alguns cristais alongados que definem a xistosidade da rocha juntamente com o quartzo, a biotita e a biotita cloritizada. Há alguns cristais bem desenvolvidos, orientados aleatoriamente, anédricos, que ocorrem nas proximidades de um veio de quartzo que cortou a rocha.Biotita 1 A maior parte dos cristais estão cloritizados; alguns mantêm o pleocroísmo da biotita no centro, mas as bordas não mantém o pleocroísmo. Encontram-se orientados de acordo com a xistosidade da rocha. São encontrados alguns cristais de biotita na borda de alguns cristais de granada.Opacos 1 Em geral são euédricos e subédricos e estão paralelos à foliação, mas alguns cortam-na. Próximo ao veio de quartzo esses cristais estão maiores e anédricos,Plagioclásio traços Cristais sem orientação preferencial, anédricos, angulosos, submilimétricos são encontrados em meio à matriz de quartzo. Tem a geminação polissintética.Apatita traços Ocorre como inclusões em cristais de clorita e de granada cloritizada. Hábito anédrico.Zircão traços Ocorre como inclusão em cristais de granada cloritizada. São muito pequenos para ver o hábito, mas formam halos escuros característicos em cristais de clorita.Textura: GranoblásticaEstrutura: A estrutura penetrativa na rocha é a xistosidade S2 definida pela orientação preferencialde quartzo alongado, muscovita, biotita e biotita cloritizada (parcialmente ou completamente). S2tem geometria planar e é contínua. Não há reorientação de minerais ou clivagens cortando S2, háapenas um veio que corta S2 em lâmina.
    • INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: Possivelmente um arenito com cimento carbonático: arenito calcário.Classificação do(s) metamorfismo(s):M2 – Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da GranadaRetrometamorfismo – Fácies Xisto Verde – Zona da Clorita Evento → D1 – Cisalhamento de baixo a D2 – Cisalhamento Intrusão da Suíte médio ângulo de baixo a médio MagmáticaMineral ↓ ângulo ValsunganaQuartzo ------------ ------------ ------------ ------------ ------------ ------------Carbonato ------------ ------------ ------------ ------------ --- - -Granada - --- ------------ ------- -Clorita ------------Muscovita - - ------- ------------ ------------Biotita - - ------- ------------ ---- - -Opacos ------------ ------------ ------------ ------------Plagioclásio --- -Apatita ------------Zircão ------------Estágio de deformação Pré Sin Pós Sin Pós Sin PósSuperfície formada Não está presente na lâmina Xistosidade S2 Não forma superfícieMetamorfismo Não está presente na lâmina M2 – Metamorfismo Retrometamorfismoassociado Regional – Fácies Fácies Xisto Verde – Xisto Verde – Zona Zona da Clorita da GranadaFoto(s):Foto mostrando os porfiroblastos de granada, um veio de clorita e alguns cristais de carbonato.
    • Conclusões:Os poucos cristais de plagioclásio encontrados na lâmina provavelmente são detríticos, pelo seuhábito granular anédrico e incompatibilidade com a paragênese mineral da rocha. A orientação dosgrãos de quartzo, biotita, muscovita e biotita cloritizada (parcialmente ou totalmente) formam umaxistosidade S2.A xistosidade S2 foi gerada durante o evento D2 – Cisalhamento de baixo a médio ângulo, queprovocou um Metamorfismo Regional M2 na Fácies Xisto Verde, Zona da Granada.É provável que a cloritização pela qual a rocha passou seja resultado de alteração hidrotermalgerada pela intrusão do Granito Valsungana, que poderia ter gerado o retrometamorfismo naFácies Xisto Verde, Zona da Clorita. Isto explicaria a presença de apatita e zircão na rocha etambém a ausência de estruturas de alto ângulo de mergulho.É possível que o carbonato encontrado na rocha seja parte de um cimento carbonático que estariano protólito desta rocha.Rocha: clorita-carbonato quartzito
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 24-VIII-2009 Data: 05 de Outubro de 2010 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha vermelha e cinza, bem preservada, composta de quartzo,muscovita e biotita. Os cristais estão orientados formando uma xistosidade S2. S2 está bastantedobrada e é observada clivagem de crenulação e xistosidade S3 nos planos axiais das dobras.Descrição Microscópica: Rocha composta basicamente por muscovita e quartzo. Há cristais degranada, porém estes apresentam alteração na forma de uma grãos afaníticos e restam apenasfragmentos desse mineral em meio a esses grãos afaníticos. A lâmina apresenta muitas dobras dediferentes geometrias.Mineral % DescriçãoMuscovita 60 Granulação muito fina, ocorre orientada em bandas intercaladas com bandas de quartzo. Estas camadas podem apresentar kink bands que podem ou não ter continuidade nas camadas de quartzo. Ocorre raramente como cristal euédrico de granulometria maior, porém parcialmente interrompida pela S2.Quartzo 35 Com extinção ondulante, subgrãos e neogrãos. Ocorre em camadas intercaladas com as camadas de muscovita ou como lentes dentro das camadas de muscovita.Granada 2 São encontrados apenas fragmentos de granada junto a material de alteração afanítico. Não há foliação interna. Os pseudocristais de granada ocorrem como porfiroblastos com sombra de pressão assimétrica, mas como a amostra não está orientada não é possível dizer o sentido.Biotita 1 Ocorre em pequena proporção junto à camada de quartzo. Subédrico paralela a S2. Pleocroísmo forte castanho avermelhado.Opacos 2 Geralmente de hábito euédrico prismático, ocorrem paralelas às camadas de muscovita e quartzo, no mesmo sentido da xistosidade. Há alguns cristais poiquilíticos com inclusões de quartzo, com orientação aleatória.
    • Textura: LepidoblásticaEstrutura: A foliação dominante na lâmina é a xistosidade S2, definida pela orientação dascamadas de muscovita e das camadas de quartzo. A S2 é afetada por dobras fechadas, kinkbands, dobras abertas, evidenciando uma fase posterior que, nesta lâmina, desenvolve clivagemde crenulação e uma xistosidade incipiente S3, espaçada. Há ainda uma uma outra superfície sutilcom significativa penetratividade, retilínea, espaçada, definida pelo plano axial de crenulaçõesmuito sutis nas bandas de muscovita, denominada clivagem de crenulação incipiente S4 (clivagemde crenulação de S4 no plano de S3). Em raros setores da lâmina é visível uma foliação anterior(S1) em micrólitos. S1 é uma xistosidade formada por cristais de muscovita e quartzo comorientação preferencial, que está dobrada e é interrompida pela S2. Há fraturas preenchidas poróxidos. INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: Pelito com areia quartzosaClassificação do(s) metamorfismo(s):M2 – Metamorfismo Regional – Metamorfismo Fácies Xisto Verde – Zona da Granada Evento D1 – Cisalhamento de D2 – D3 – D4 – → baixo a médio ângulo Cisalhamento Cisalhamento CisalhamentoMineral ↓ de baixo a Transcorrente Transcorrente médio ângulo Dúctil-Rúptil Dúctil-RúptilMuscovita ---------- ---------- ---------- ---------- –- - -Quartzo ---------- ---------- ---------- -– - -Granada ----------Biotita ----------Opacos ---------- ---------- ----------Estágio de Pré Sin Pós Sin Pós Sin Pós Sin PósdeformaçãoSuperfície S1 – Xistosidade reliquiar S2 – S3 – S4 – Clivagemformada Xistosidade Xistosidade de crenulação Penetrativa incipiente incipienteMetamorfismo M1 – Metamorfismo M2 – M3 – Não háassociado Regional – ??? Metamorfismo Metamorfismo metamorfismo, Regional – Dinâmico – ?? apenas deformação. Fácies Xisto Verde – Zona da Granada
    • Foto(s):Foto mostrando a foliação S2 dobrada; a foliação S3 na forma de clivagens de crenulação etambém transpondo na região de charneira da dobra; e as clivagens de crenulação de S4marcadas na camada de muscovita na porção leste da foto.Conclusões: A rocha é mineralogicamente simples, porém de alta complexidade estrutural.Nos setores onde é visível a foliação S1, os eixos das crenulações desta foliação formam um planoaxial paralelo à orientação da xistosidade S2, mostrando que a xistosidade S2, então, é a clivagemde crenulação diferenciada da S1. S2 está dobrada e crenulada, em alguns setores há clivagensde crenulação e também o desenvolvimento de xistosidade S3, paralela ao plano-axial das dobrase crenulações. Mais tarde, num evento mais rúptil do que dúctil, houve um novo esforço numsentido diferente, dando início ao desenvolvimento de uma clivagem de crenulação incipiente S4no plano de S2 (e de S3, quando S3 é mais desenvolvida).Rocha: biotita-granada-quartzo-muscovita xisto
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 26-VIII-2009 Data: 18 de Junho de 2010 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha de cor cinza clara, de textura porfirítica com fenocristais defeldspato alcalino cor branca, geminação simples observada no afloramento, onde também foiidentificado o sulfeto pirita. Composição mineral observada em amostra de mão é de 15% deminerais máficos, 20% de quartzo, 15% de feldspato plagioclásio e 50% de feldspato alcalino.Descrição Microscópica: Rocha de granulação grossa. Composição: microclínio, plagioclásio,quartzo e biotita. Acessórios: apatita e zircão. Há muita biotita. Há várias fraturas no interior doscristais da rocha. Há ocorrência de muscovita dentro dos cristais de plagioclásio e microclínio e declorita substituindo parcialmente ou totalmente os cristais de biotita.Mineral % DescriçãoMicroclínio 40 Os fenocristais de feldspato potássico tem até 2 cm de comprimento e 0,7 cm de largura. Euédricos a subédricos com geminação simples (Carlsbad) e cruzada (geminação em xadrez), nos planos de geminações ocorrem feições de corrosão bem como alteração para muscovita, exsoluções micrográficas de quartzo, e saussuritização. Ocorre também intercrescimento pertítico. A geminação em xadrez do microclínio foi substituída nos processos de saussuritização, albitizaçãos ou geração de pertitas. Ocorrem inclusões de quartzo, biotita, clorita, plagioclásio e muscovita, caracterizando textura poiquilítica.Quartzo 25 Os cristais de quartzo são inequigranulares, anédricos, com limites de grãos curvilíneos irregulares. O tamanho dos cristais variam de menos de 1 mm a mais de 7 mm de diâmetro. Apresentam extinção ondulante e subgrãos pouco arredondado com limites difusos. Possuem inclusões de zircão e biotita.Plagioclásio 20 Cristais subédrico a anédricos, comprimento entre 1 mm e 3 mm.(oligoclásio) Apresentam geminação simples ou polissintética. Os cristais estão frequentemente saussuritizados (80% dos cristais) preferencialmente no núcleo enquanto as bordas permanecem sem alteração. Quando em contato com feldspato alcalino apresenta raro (máximo 10% dos cristais) zonamento concêntrico ou intercrescimento. Contem inclusões de quartzo, biotita, sericita e muscovita. Ocorre também como inclusão euédrica dentro do microclínio. O plagioclásio foi identificado como oligoclásio.Biotita 14 Cor castanha clara a avermelhada. Cristais euédricos a subédricos, ripiformes e anédricos. Apresentam-se sarapintado (pontilhados) sob luz polarizada. Ocorrem dois tipos de pleocroísmos. Um forte, de incolor a castanho escuro. Outro fraco,
    • de castanho claro a escuro. Possuem inclusões de zircões com halos pleocróicos. Quartzo, apatita, allanita metamictizada, muscovita e minerais opacos. A muscovita e quartzo ocorrem nos planos clivagem. A forma anédrica é intersticial na matriz e há ocorrência também em planos de fratura. Alterada para clorita rica em ferro em alguns grãos.Muscovita 1 Cristais incolores, euédricos a anédricos, com no máximo 2 mm de diâmetro. Ocorrem como inclusão no plagioclásio e microclínio. Nos plagioclásios, os cristais de muscovita são encontrados sobre zona de alteração (saussuritização). Ocorre na zona de albitização e saussuritização do microclínio.Apatita traço Ocorrem cristais de bordas arredondados ou retas, incolores, seção basal euédrica hexagonal. Apresenta falsa isotropia. Entre 0,1 e 0,2 mm de diâmetro. Ocorre como inclusão no microclínio.Allanita traço Ocorre como inclusão na biotita, cor amarela com pleocroísmo fraco, metamictizada. 0,2 mm de comprimento cristais granulares de bordas arredondadas.Zircão traço Ocorre como inclusão em quartzo, biotita e clorita. Cristais euédricos de hábito bipiramidal. Apresenta zonamento concêntrico hexagonal, fazendo com que o relevo e a birrefringência também estejam zonadas. Tem granulação muito fina. Nos cristais de biotita e clorita há halos escuros ao redor dos cristais.Opacos traço Em pequena proporção na rocha , são em sua maioria anédricos, mas há indivíduos euédricos rômbicos. Há algumas fraturas preenchidas por minerais opacos.
    • Textura: Predominantemente porfirítica. Os fenocristais de microclínio são poiquilíticos e os dequartzo tem extinção ondulante e sub-grãos. A matriz é equigranular média.Estrutura: Maciça. Há fraturas preenchidas por microclínio e por minerais opacos. INTERPRETAÇÃO Fase de Cristalização Fenocristais Matriz Acessórios AlteraçõesMineral ↓ →Microclínio ----------------- -----------------Quartzo ----------------- -----------------Oligoclásio -----------------Biotita -----------------Muscovita -----------------Apatita -----------------Allanita -----------------Zircão -----------------Opacos -----------------Caracterização da Série Magmática: Não é possível estabelecer a série magmática uma vez quetodas as amostras coletadas são de monzogranito.Conclusões:As fraturas que são frequentemente encontradas próximas aos cristais de muscovita e clorita, bemcomo os planos de geminação podem ter sido o caminho por onde fluidos hidrotermaispercorreram, podendo ser essa a explicação para a origem desses minerais.Rocha: monzogranito
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 28-VIII-2009 Data: 30 de Outubro de 2010 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha de cor cinza escura, maciça, de granulação fina, nuncaultrapassando 2 mm. Composta predominantemente por quartzo e biotita. Rocha com baixaalteração intempérica, limitada à oxidação da superfície da rocha, que adquire cor amarelada.Possui veios de quartzo de dimensões centimétricas. Esta rocha está em contato direto com ogranito, dentro de um enclave envolto pelo granito.Descrição Microscópica: Rocha predominantemente maciça, composta por quartzo, biotita,granada, cordierita, fibrolita, andaluzita, opacos, provável espinélio, feldspatos e zircão. Há várioscristais poiquilíticos, ricos em inclusões.Mineral % DescriçãoQuartzo 40 Mineral abundante na matriz da rocha. Com cristais pequenos, menores que 0,1 mm, euédricos à subédricos de secção basal hexagonal. Constituem uma trama mineral maciça. Alguns grãos apresentam-se com extinção ondulante e subgrãos.Biotita 30 Distribuída de maneira uniforme na lâmina, porem possuem concentração maior ao redor dos porfiroblastos de quartzo, biotita e cordierita. Os porfiroblastos de biotita tem 1 mm de comprimento na matriz a biotita chega à 0,1 mm. Estão orientados aleatoriamente, não constituindo xistosidade. Pleocroísmo forte de amarelo à vermelho acastanhado. Inclusões são raras, de opacos e zircão que altera a biotita e produz halos escuros.Granada traços Dois cristais de granada foram encontrados na lâmina. Um deles está alterado para quartzo junto com grãos afaníticos, e o outro ocorre como um cristal anédrico arredondado muito fraturado, incolor e isótropo.Cordierita 15 Apresenta geminação polissintética, grãos euédricos à subédricos poligonais, contatos retilíneos entre grãos em junção tríplice em ângulo 120 graus. Alteração para pinita é comum, da borda para o núcleo do cristal acompanhando o plano de geminação com substituição parcial.Silimanita 8 Cristais prismáticos agrupados em feixes. Grãos com até 0,5 mm de comprimento e menos de 0.1 mm de espessura de disposição perpendicular e transversal em relação ao plano da lâmina não exibindo qualquer orientação preferencial. Possuem inclusões de minerais opacos. Cristais límpidos. Em contato com grãos de mineral verde e anéis de grãos de quartzo. Ocorre na variedade
    • fibrolita também.Andaluzita 2 Ocorre como mineral anédrico esqueletal, de alto relevo, cor de interferência cinza de primeira ordem. Ocorre em contato com espinélio, biotita e quartzo. Há cristais com clivagem mal desenvolvida e cristais poiquilíticos com inclusão de quartzo e biotita.Opacos 3 Grão pequenos, subédricos à anédricos de hábito prismático alongado com bordas arredondadas. São inclusões nos outros minerais da lamina e apresentam-se orientados segundo planos perpendiculares à seção da laminaMineral verde 1 Mineral anédrico, verde, isótropo, hábito granular e relevo alto. É(provável espinélio) comum estar em meio a um arranjo circular de cristais de quartzo. Pode estar associado à cordierita, biotita, andaluzita e feixes de fibrolita. Provável espinélio.Feldspatos 1 Cristais pequenos, menores que 0,25 mm de diâmetro. Com(plagioclásio e geminação bem desenvolvida. Microclínio contatos irregulares emicroclínio) plagioclásio de contatos retos. Apenas um cristal de cada mineral foi encontrado e estão em meio a cristais de quartzo e biotita. Os cristais estão saussuritizados.Zircão traços Ocorre como inclusão na biotita. Cristais euédricos prismáticos curtos bipiramidais, menores que 0,1 mm. Produzem halos escuros na biotita.Textura: Granoblástica.Estrutura: Maciça, predominantemente. Mas é reconhecível a presença de uma xistosidadereliquiar, dada pelo alinhamento de cristais de biotita, em grande parte apagada pelodesenvolvimento sem orientação preferencial dos minerais promovido pelo metamorfismo decontato.
    • INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: Rocha encaixante do granito Valsungana, um xisto.Classificação do(s) metamorfismo(s): Metamorfismo de Contato – Fácies Piroxênio Hornfels Evento → Cisalhamento de Baixo a Médio Ângulo Intrusão da Suíte MagmáticaMineral ↓ ValsunganaQuartzo ------------------ ---- - ? ------------------Biotita ------------------ ---- - ? ------------------Granada ------------------ – - ? -----?Cordierita ------------------Fibrolita ------------------Andaluzita --------- ?Opacos ----------------- ---- - ? ------------------EspinélioFeldspatos ------------------(plagioclásio emicroclínio)Zircão ------------------Estágio de deformação Pré Sin Pós Sin PósSuperfície formada Xistosidade S2 (reliquiar) Não forma superfície; apaga a superfície anteriorMetamorfismo M2 – Metamorfismo Regional – Fácies MC – Metamorfismo deassociado Xisto Verde – Zona da granada Contato – Fácies Piroxênio Hornfels
    • Foto(s):Foto mostrando o mineral verde, possível cristal de hercinita, em meio a um arranjo circular decristais de quartzo.Conclusões: Provavelmente os aluminossilicatos se originaram a partir da muscovita presente narocha pretérita (xisto), o que gerou uma assembléia de minerais diagnósticas do grau metamórfico:provavelmente acima de 700ºC, devido a presença de silimanita na variedade fibrolita e baixapressão, menor que 2 quilobares, devido a presença de cordierita. Por essa paragênese situa-sena facies piroxênio hornfels. O mineral verde permanece não identificado, mas pela paragênese darocha, é provável que seja um espinélio de ferro, a hercinita. Biotita e silimanita não orientadasugerem uma cristalização sem tensão dirigida.Rocha: andaluzita-fibrolita-cordierita-biotita-quartzo hornfels.
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 34-VIII-2009 Data: 16 de Junho de 2009 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha de cor cinza clara. Textura porfirítica com fenocristais deplagioclásio pouco maiores que a matriz. Matriz equigranular média composta de quartzo (20%) ,microclínio (20%), plagioclásio (40%) e biotita (20%).Descrição Microscópica: Rocha de granulação média. Composição básica: microclínio,plagioclásio, quartzo e biotita. Acessórios: apatita, zircão e allanita. Há várias microfraturas nointerior dos cristais da rocha. Há ocorrência de muscovita e clorita no centro dos cristais demicroclínio, geralmente nos planos de geminação e são visíveis pequenas fraturas próximas aesses minerais.Mineral % DescriçãoMicroclínio 30 Cristais com geminação simples (Carlsbad) e macla do microclínio (em xadrez), as vezes no mesmo cristal. Nesta lâmina os cristais de microclínio ocorrem somente na matriz, com hábitos subédricos tabulares. Há intercrescimento gráfico em pequena proporção e de mirmequitas no contato com o plagioclásio em grande proporção.Quartzo 25 Cristais límpidos anédricos de hábito irregular com bordas arredondadas, possuem extinção ondulante e subgrãos. Contatos curvilíneos a serrilhados estes cristais estão presentes na matriz da rocha e raramente como um fenocristal (apenas 1 encontrado na lâmina).Plagioclásio 30 Apresentam macla polissintética medianamente a bem desenvolvida e com aspecto pulverulento pela saussuritização. Ocorre como fenocristais de até 0,5 cm de comprimento, euédricos tabulares e, como matriz, os cristais variam de euédricos tabulares a anédricos. A saussuritização deste mineral na matriz é mais intensa que nos fenocristais. Há muscovita que se desenvolve sobre a saussuritização. Apresenta intercrescimento mirmequítico no contato com o microclínio. A geminação polissintética apresenta lamelas bem finas. Alguns cristais apresentam zonamento do tipo manto e núcleo. Não foi encontrada seção adequada para determinação do teor de An.Biotita 10 Cristais pequenos de até 0,4 mm de comprimento. Ocorrem nas cores verdes, verde acastanhado e castanho. Muitos cristais exibem intenso pleocroísmo. Birrefringância alta. Sem inclusões. Hábito anédricos a subédricos. Alguns cristais tem clivagem bem desenvolvida. Alguns cristais predominantemente castanhos
    • possuem algumas lamelas verde-oliva intercaladas.Muscovita traço Subédrica a anédrica. Alguns cristais apresentam clivagem bem desenvolvida. O pleocroísmo é forte e a birrefringência é alta. Ocorre, sempre no centro do microclínio e do plagioclásio, muitas vezes no plano de geminação simples do microclínio e sobre a sassuritização desses minerais.Clorita 5 Cristais anédricos, alguns cristais tem clivagem bem desenvolvida. Cor de interferência azul-berlim. Ocorre como lamelas de clorita no meio de cristais de biotita ou como cristais de biotita inteiramente cloritizados. Também ocorrem no interior de cristais de microclínio.Opacos traço Em pequena proporção na rocha. Os cristais são anédricos.Zircão traço Ocorre na forma de cristais euédricos na forma de prismas curtos, de granulação muito fina, no interior de cristais de biotita.Apatita traço Ocorre em forma de cristais granulares arredondados.Allanita traço Cor castanha, anédrica, ocorre junto com a biotita. Está metamictizada.Textura: Predominantemente textura equigranular média. Subordinadamente apresenta texturaporfirítica com fenocristais de plagioclásio e quartzo.Estrutura: Maciça. INTERPRETAÇÃO Fase de Cristalização Fenocristais Matriz Acessórios AlteraçõesMineral ↓ →Microclínio -----------------Quartzo ----------------- -----------------Plagioclásio ----------------- -----------------Biotita -----------------Opacos -----------------Zircão -----------------Apatita -----------------Muscovita -----------------Clorita -----------------
    • Foto(s):Foto mostrando um cristal de muscovita dentro de um cristal de plagioclásio saussuritizado (àesquerda). Mostra também cristais de biotita e biotita cloritizada. Escala: a borda mais longa da fotorepresenta 3,5 mm da lâmina.Caracterização da Série Magmática: Não é possível estabelecer a série magmática uma vez quetodas as amostras coletadas são de monzogranito.Conclusões: Cristais de clorita e muscovita são gerados por hidrotermalismo, após a cristalizaçãoda rocha. O zonamento encontrado no plagioclásio indica que ele passou por duas fases decristalização.Rocha: monzogranito
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 46a-VIII-2009 Data: 30 de Outubro de 2010 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha de cor cinza escura predominantemente afanítica, com algunscristais visíveis, de cor branca, aciculares, chegando a, no máximo, 2 mm de comprimento;provavelmente são fenocristais de plagioclásio. Rocha muito fraturada, com óxidos preenchendoessas fraturas. A rocha possui uma faixa granítica que “corta” a rocha (na verdade o dique básicointrudiu no granito).Descrição Microscópica: A lâmina mostra o contato de uma rocha básica com uma rocha ácida,um granitóide. A matriz da rocha básica é de cor castanha muito escura e é vítrea, o que ficaparticularmente claro no contato com o granitóide, onde é completamente homogênea e castanhaescura; a medida que se afasta do corpo granítico, a matriz começa a apresentar indícios dedevitrificação como aspecto pulverulento e argilo-minerais sub-milimétricos. A matriz compõe amaior parte da rocha, 75%, aproximadamente. Os outros 25% da rocha são compostos porplagioclásio e augita. São comuns veios de cor castanha atravessando a rocha, compostos poróxidos de ferro, provavelmente.Mineral % DescriçãoAndesina 60 Cristais de hábito ripiforme euédrico a subédrico. Os cristais apresentam geminação polissintética, geminação Carlsbad e geminação Carlsbad-polissintética, sendo que a maior parte dos cristais tem geminação de Carlsbad. Os cristais ocorrem em uma variada gama de tamanhos: desde submilimétricos até fenocristais com mais de 1 cm, formando algumas vezes aglomerados de minerais junto com os cristais de augita. Alguns cristais estão parcialmente saussuritizados. O método de Michel- Levy permitiu a identificação do plagioclásio como Andesina.Augita 40 Mineral castanho claro a esverdeado, com aspecto pulverulento. Tem birrefringência forte, de relevo médio. Ocorre como megacristais subédricos as vezes formando aglomerados de minerais com a andesina.Textura: Intersertal e glomeroporfirítica.Estrutura: Maciça
    • INTERPRETAÇÃO Fase de Cristalização Fenocristais Matriz AlteraçõesMineral ↓ →Andesina ----------------- -----------------Augita -----------------Saussuritização -----------------Foto(s):Foto mostrando contato entre o basalto e o monzogranito (à direita), onde é visível a zona deresfriamento no contato entre o basalto e o monzogranito. São visíveis fenocristais de andesina ede augita em meio à matriz vítrea. É possível ver evidências de devitrificação na porção esquerdada foto, formando argilominerais.Caracterização da Série Magmática: Não se aplicaConclusões: Nas proximidades do corpo granítico há uma borda de resfriamento rápido,mostrando que o basalto intrudiu no corpo granítico e ali a matriz não chegou a devitrificar ainda.Os fragmentos fraturados do granitóide nas proximidades do corpo máfico também são produtos aintrusão deste último.Rocha: basalto MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 46b-VIII-2009 Data: 22 de Novembro de 2010
    • DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: A rocha ocorre como uma faixa de 3 cm de espessura no interior daintrusão de basalto. Ocorrem muitas fraturas na rocha. Composta de microclínio (40%), plagioclásio(25%) e quartzo (35%). Os cristais de microclínio e quartzo formam fenocristais.Descrição Microscópica: Rocha muito fraturada, com óxidos de ferro preenchendo as fraturas.Rocha de granulação média a grande, composta de microclínio, plagioclásio, quartzo e allanita. Oscristais de microclínio e de plagioclásio formam fenocristais.Mineral % DescriçãoMicroclínio 30 Ocorrem como fenocristais euédricos a subédricos tabulares, com geminação em xadrez. Possuem quartzo como inclusão, bem como augita. A maioria dos cristais estão saussuritizados, alguns albitizados e há poucos cristais de muscovita anédricos no centro dos cristais de microclínio.Plagioclásio 30 Possui geminação polissintética bem desenvolvida, com lamelas(oligoclásio) muito finas. Muitos cristais mostram as lamelas da geminação dobradas e fraturadas. Há cristais com geminação Carlsbad junto com a geminação polissintética. Os cristais estão muito saussuritizados e podem ser encontrados pequenos cristais de muscovita no interior dos cristais. Fazem parte da matriz e dos fenocristais. Como fenocristais são euédricos tabulares; como parte da matriz são anédricos. Foi identificado como Oligoclásio pelo método de Michel-Levy.Quartzo 40 São anédricos e apresentam extinção ondulante e fraturas preenchidas por óxidos de ferro.Allanita traços Cristais castanhos, metamictizados, com aspecto pulverulento, alto relevo e alta birrefringência (segunda ordem). Hábito varia de subédrico retangular e também anédrico. Ocorrem inclusos em cristais de microclínio e plagioclásio.Apatita traços Cristal anédrico incluso no plagioclásio.Zircão traços Cristal subédrico, prisma médio, bipiramidal, incluso em cristal de quartzo.Muscovita traços Cristais anédricos que ocorrem no interior dos cristais de plagioclásio e microclínio.Textura: Porfirítica com matriz equigranular média. Os fenocristais são poiquilíticos.Estrutura: Maciça, com muitas fraturas preenchidas por óxidos de ferro. INTERPRETAÇÃO Fase de Cristalização Fenocristais Matriz Acessórios AlteraçõesMineral ↓ →Microclínio -----------------Plagioclásio ----------------- -----------------
    • Quartzo -----------------Allanita -----------------Apatita -----------------Zircão -----------------Muscovita -----------------Caracterização da Série Magmática: Não é possível estabelecer a série magmática uma vez quetodas as amostras coletadas são de monzogranito.Conclusões: As muitas fraturas encontradas na rocha são resultado da intrusão de um dique debasalto neste granitóide. Esta amostra está próxima ao contato com o basalto, portanto se tornouparticularmente vulnerável à ação de fluidos que levaram óxidos de ferro a preencher as fraturas narocha. A tensão provocada pela intrusão basáltica dobrou as lamelas de geminação do plagioclásio.Rocha: monzogranito MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 58-VIII-2009 Data: 10 de Junho de 2010 DESCRIÇÃO
    • Descrição Macroscópica: Rocha de cor cinza esverdeada, de granulação muito fina, compostapor quartzo e sericita. Esses minerais estão alongados formando uma foliação planar, contínua emuito penetrativa. Essa foliação está crenulada, formando dobras abertas. Rocha descrita comomilonito de falha com caráter dúctil. As estrias e steps medidos em afloramento definem o sentidode movimento como dextral.Descrição Microscópica: Rocha de granulação muito fina. Rocha composta de quartzo e sericita,majoritariamente e por biotita e clorita subordinadamente. Os minerais de quartzo, sericita, biotita eclorita estão alongados, formando uma foliação milonítica. Cortando a rocha há fraturaspreenchidas por óxidos de ferro que têm cor laranja e vermelho vivo e possuem geometriaanastomosada. Esses óxidos ocorrem também nos interstícios dos grãos de quartzo e sericita.Mineral % DescriçãoQuartzo 50 Cristais muito pequenos, menores que 0,1 mm de comprimento, límpidos, sem inclusões. Muitos possuem extinção ondulante e alguns apresentam subgrãos. Sempre subédricos com contatos entre grãos variando de lobados à retilíneos em algumas faces de cada grão. Frequentemente estão envolvidos por lamelas de sericita. Há ainda agregados recristalizados de quartzo, aonde os cristais de quartzo estão um pouco maiores, e, no lugar da sericita, há clorita envolvendo os grãos e definindo a foliação.Sericita 40 Grãos extremamente pequenos, menores que 0,1 mm de comprimento. Hábito lamelar e de mica fish. Os cristais estão orientados preferencialmente junto com o quartzo, muitas vezes envolvendo-os, formando uma geometria anastomosada, o que define, junto com a biotita e a sericita a foliação milonítica. Existem raros cristais de muscovita bem desenvolvidos, subédricos com clivagem medianamente desenvolvida, e também orientados de acordo com a foliação milonítica.Biotita 2 Grãos maiores que os de sericita, subédricos e anédricos, possuem clivagem medianamente desenvolvida e são alongados e paralelos à sericita e ao quartzo. Os cristais têm pleocroísmo fraco e alguns cristais têm formato tipo mica fish. Alguns cristais possuem inclusões de quartzo e opacos. Alguns estão parcialmente ou totalmente cloritizadas.Clorita 3 Cristais verdes, anédricos a subédricos com clivagem mal desenvolvida. Cor de interferência cinza a amarela de primeira ordem. Estão presentes principalmente nos agregados recristalizados de quartzo. Algumas cristais são parcialmente biotita e parcialmente clorita.Opacos 5 Grãos menores que 0,1 mm, de hábito prismático subédrico, de orientação fraca em relação à foliação milonítica.Turmalina traços Cristais em seção basal em relação ao plano de corte da lâmina, revelam uma secção euédrica perfeita hexagonal de 0,05 mm de diâmetro. Anomalias de birrefringência (pseudo isotropia)
    • pleocroísmo fraco cor amarela nas bordas e núcleo azul.Textura: Granolepidoblástica.Estrutura: Foliação milonítica S3 composta pela orientação preferencial de sericita, quartzo, biotitae clorita, muitas vezes formando uma trama anastomosada. INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: O afloramento indica que a zona de cisalhamento afetou apenas filitos. A rochapretérita provavelmente era filito fácies xisto verde zona da biotita.Classificação do(s) metamorfismo(s):Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da BiotitaMetamorfismo Dinâmico – Fácies Xisto Verde – Zona da Clorita. Evento → D2 – Cisalhamento de Baixo a Médio D3 – CisalhamentoMineral ↓ Ângulo Transcorrente Dúctil-RúptilQuartzo ------------------ -------- ? ------------------Sericita ------------------ -------- ? ------------------Biotita ------------------Clorita ------------------Opacos ------------------ ------ ? ------------------Turmalina ----- ------Estágio de deformação Pré Sin Pós Sin PósSuperfície formada Xistosidade S2, que foi completamente S3 - Foliação milonítica transposta pela S3Metamorfismo M2 – Metamorfismo Regional – Fácies M3 – Metamorfismoassociado Xisto Verde – Zona da Biotita Dinâmico – Fácies Xisto Verde – Zona da CloritaFoto(s):
    • Foto mostrando camadas de quartzo e sericita estirados e um veio de quartzo mostrando extinçãoondulante.Conclusões:O fato de os cristais de biotita estarem alongados e definindo juntamente com o quartzo e a sericitaa foliação milonítica mostra que esse mineral já fazia parte da paragênese da rocha pretérita aomilonito, o filito. Então o grau metamórfico do filito pode ser estimado como Fácies Xisto Verde,Zona da Biotita.Os cristais de biotita estão cloritizados, alguns parcialmente, outros completamente, entãoprovavelmente a clorita encontrada orientada de acordo com a foliação milonítica S3 foi gerada apartir da biotita durante o D3 - Cisalhamento Transcorrente Dúctil Rúptil, o que define M3 comoFácies Xisto Verde, Zona da Clorita.A perfeição da seção dos cristais de turmalina pode indicar que sua formação foi posterior aoseventos de cisalhamento dúctil que geraram a superfície S3. Os cristais de turmalina podem tersido gerados por ação hidrotermal. Mas é provável que sejam reliquiares, já que não há outrosindícios de hidrotermalismo.Rocha: biotita-clorita-sericita-quartzo milonito
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 68-VIII-2009 Data: 10 de Junho de 2010 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha cinza avermelhada, compacta, composta por quartzo e sericitade granulação muito fina. Estes dois minerais estão alongados, orientados em uma direçãopreferencial formando uma foliação planar. Esta foliação é contínua e muito penetrativa na rocha.Há crenulações que dobram essa foliação, espaçadas e muito pouco penetrativas. Há muitasfraturas preenchidas por óxido de ferro.Descrição Microscópica: Rocha composta por sericita e quartzo alongado de granulação muitofina, formando uma foliação milonítica. Há dobras kinky bands com baixa penetratividade queafetam essa foliação, chegando, em raras ocasiões, a cristalizar quartzo no eixo dessas dobras,definindo uma clivagem de crenulação diferenciada. Há veios irregulares preenchidos por óxidosde ferro com cor castanho amarelado, tingindo a rocha ao redor na cor laranja. Há fraturas quecortam a rocha que algumas vezes estão preenchidas por quartzo.Mineral % DescriçãoQuartzo 45 Cristais pequenos, alguns grãos alcançam 0,4 mm de diâmetro. De hábito anédrico, pode se assemelhar a um rombo (losango). Apresentam extinção ondulante e sub-grãos e seus contatos são curvilíneos. Cristais maiores ocorrem em lentes de quartzo e fraturas preenchidas por quartzo.Sericita 45 Cristais pequenos, lamelares, alguns podem ter forma de mica fish. Cristais fortemente orientados segundo a foliação milonítica juntamente com os cristais de quartzo, envolvendo-os e formando uma geometria anastomosada. Há muscovita em pequena proporção.Biotita 3 Cristais muito pequenos, de no máximo 0,2 mm de comprimento. São cristais subédricos, livres de inclusões e com pleocroísmo fraco. Estão orientados juntamente com a sericita e o quartzo formando a foliação da rocha. Alguns cristais apresentam kink bands.Opacos 7 Cristais de hábito prismático orientados mas não estirados pela foliação da rocha. Muitos cristais são anédricos, poucos estão orientados de acordo com a foliação milonítica e muitos estão sem orientação preferencial.Textura: Granolepidoblástica.Estrutura: Foliação milonítica S3, devido à orientação dos grãos de sericita, biotita e de quartzoalongados. Esses minerais formam uma trama mineral anastomosada na qual os grãos de quartzoocorrem envolvidos por grãos de mica. Há kink bands que afetam a foliação milonítica; muito
    • raramente chega a romper o eixo da dobra, definindo uma clivagem de crenulação.Há fraturas perpendiculares à foliação, cortando-as, algumas delas preenchidas por quartzo. INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: FilitoClassificação do(s) metamorfismo(s):Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da BiotitaMetamorfismo Dinâmico – Fácies Xisto Verde – Zona da Clorita Evento D2 – Cisalhamento de baixo a D3 – Cisalhamento D4 – CisalhamentoMineral ↓ → médio ângulo Transcorrente Dúctil- Transcorrente Rúptil- Rúptil DúctilQuartzo ------------- ------------- ------------- ------------- - - - ?Mica branca ------------- ------------- - - - ?Biotita -------------Opacos ------------- -------------Estágio de Pré Sin Pós Sin Pós Sin PósdeformaçãoSuperfície Xistosidade S2, que foi S3 – Foliação S4 – Kink bands eformada completamente transposta por milonítica clivagem de S3 crenulaçãoMetamorfismo M2 – Metamorfismo Regional – M3 – Metamorfismo Não háassociado Fácies Xisto Verde – Zona da Dinâmico – metamorfismo, Biotita provavelmente apenas deformação. Fácies Xisto Verde – Zona da Clorita
    • Foto(s):Foto mostrando foliação milonítica mostrando cristais de quartzo e sericita alongados.Conclusões:O ferro que tinge a rocha na cor laranja provavelmente provem da biotita e/ou dos minerais opacosque foram alterados no intemperismo. A textura do quartzo e da mica indicam elevado grau dedeformação por estiramento de grãos. A rocha guarda evidência de dois eventos de deformação:um deles é o cisalhamento transcorrente que gerou a foliação milonítica pervasiva da rocha, outroé o evento que gerou as kink bands, de baixa penetratividade. A foliação milonítica provavelmentefoi gerada pelo evento D3 - Cisalhamento Transcorrente Dúctil-Rúptil Esse evento D3 gerou umMetamorfismo Dinâmico M3 que provavelmente atingiu a Fácies Xisto Verde, Zona da Clorita(tomando como base a lâmina 58, embora não haja clorita nesta rocha). As kink bands e aclivagem de crenulação, chamadas S4, foram geradas pelo evento D4 - CisalhamentoTranscorrente Rúptil-Dúctil, que não gerou metamorfismo, apenas deformação.Rocha: biotita-sericita-quartzo milonito
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 79a-VIII-2009 Data: 30 de Setembro de 2010 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha sã, de cor cinza, composta por quartzo e muscovita. Estesminerais estão orientados formando uma xistosidade (S2). Essa xistosidade está crenulada edobrada, sendo que as crenulações são milimétricas e as dobras centimétricas. No entanto, emamostra de mão, não é visível uma nova foliação.Descrição Microscópica: Rocha composta 50% por quartzo e 50% por mica – muscovita e biotita.Há raros cristais de granada. Xisto estruturalmente complexo, apresentando uma xistosidadedominante (S2) que está dobrada e chega a transpor (raramente) formando outra xistosidadeincipiente (S3). Há micas bem desenvolvidas que cortam a xistosidade original e fazem o quartzoperder os efeitos de extinção ondulante e subgrãos.Mineral % DescriçãoMuscovita 25 Ocorre como cristais subédricos orientados dentro de camadas junto com a biotita, formando a xistosidade S2. Há alguns cristais euédricos que cortam a foliação.Biotita 25 Ocorre como lamelas orientadas dentro de camadas junto com a muscovita, formando a xistosidade S2. Tem coloração castanho- avermelhada e pleocroísmo forte. Alguns cristais são euédricos retangulares e alguns cristais são anédricos e cortam a foliação.Quartzo 50 De hábito anédrico, poucos grãos apresentam extinção ondulante e poucos apresentam subgrãos. Em geral os cristais apresentam aspecto granular arredondados (não estirados) que se agrupam em camadas intercaladas com camadas de filossilicatos.Opacos traços Alguns cristais ocorrem de forma anédrica alongada, em meio à foliação. Há alguns cristais euédricos e anédricos que cortam a foliação.Textura: LepidoblásticaEstrutura: Há a xistosidade S2, definida pela orientação de grãos de quartzo, muscovita e biotita.Essa xistosidade está dobrada, com dobras de diferentes geometrias: fechadas, dobras kink,dobras com o eixo rompido, dobras em cúspide. Em alguns poucos setores é visível odesenvolvimento incipiente de uma xistosidade S3, coincidente com o eixo da maior dobra visívelna lâmina.
    • INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: PelitoClassificação do(s) metamorfismo(s):Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da BiotitaMetamorfismo de Contato – Fácies Hornblenda Hornfels Evento → D2 – Cisalhamento de baixo a D3 – Cisalhamento Intrusão da SuíteMineral ↓ médio ângulo Transcorrente Magmática Dúctil-Rúptil ValsunganaMuscovita ------------ ------------ ------ - ? --- - -Biotita ------------ ------------ ---- - -Quartzo ------------ ------------ ---- - -OpacosEstágio de deformação Pré Sin Pós Sin Pós Sin PósSuperfície formada S2 – Xistosidade Penetrativa S3 – Xistosidade Não forma superfície IncipienteMetamorfismo M2 – Metamorfismo Regional M3 – Metamorfismo M4 – Metamorfismoassociado – Fácies Xisto Verde – Zona Dinâmico – Fácies ? de Contato – da Biotita Fácies ?Foto(s):Foto mostrando camada composta preferencialmente por quartzo, um veio de quartzo cortandoessa camada e o início de uma camada composta preferencialmente por biotita no canto superioresquerdo, todos dobrados; é a xistosidade S2 dobrada em uma dobra aberta.
    • Conclusões: A xistosidade S2, formada no metamorfismo regional é posteriormente redobrada asvezes chegando a transpor e formando assim uma xistosidade incipiente S3. Ainda, a rocha teveinfluencia do metamorfismo de contato, que desenvolveu uma fração pequena dos filossilicatos,que, então, cresceram independente das foliações. Normalmente, os cristais de quartzo nos xistosapresentam, na sua maior parte os efeitos de extinção ondulante e subgrãos. Nesta amostra, noentanto, grande porcentagem dos cristais de quartzo não apresentam efeitos de extinção ondulantee subgrãos, o que provavelmente é resultado do metamorfismo de contato: a recristalizaçãoestática desses minerais, ou seja, recristalização sem pressão dirigida, fez com que os cristais dequartzo perdessem os efeitos de extinção ondulante e subgrãos. O metamorfismo de contato queatuou nesta rocha não começou a gerar novos minerais e não chegou a apagar as estruturas doxisto. O metamorfismo regional chegou à Fácies Xisto Verde Zona da Biotita e o metamorfismo decontato não pôde ser definido. Não é possível determinar o grau metamórfico de S3 nesta rochapela ausência de mineral-índice.Rocha: granada-biotita-muscovita-quartzo xisto
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 79b-VIII-2009 Data: 30 de Setembro de 2010 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha sã, de cor cinza, composta por quartzo e muscovita. Estesminerais estão orientados formando uma xistosidade (S2). Essa xistosidade está crenulada edobrada, sendo que as crenulações são milimétricas e as dobras centimétricas. No entanto, emamostra de mão, não é visível uma nova foliação.Descrição Microscópica: Esta lâmina é de um corte perpendicular ao da lâmina 79a-VIII-2009,então é provável que as xistosidades S2 e S3 estejam paralelizadas nesta lâmina. Composta cercade 50% por quartzo, cerca de 50% dela é composta por micas, a muscovita e biotita. Há granadatambém que ocorre de forma estirada (por conta do corte da lâmina) em baixa proporção. Hácristais de mica que estão bem desenvolvidos, cortando as xistosidades.Mineral % DescriçãoMuscovita 25 Ocorre como lamelas orientadas de acordo com a xistosidade penetrativa S2 e à xistosidade S3. Alguns indivíduos são muito bem desenvolvidos, euédricos e rompem as xistosidades, mas há cristais anédricos também.Biotita 25 Ocorre como lamelas orientadas dentro de camadas junto com a muscovita, paralela às xistosidades S2. Tem coloração castanho- avermelhada. Alguns poucos cristais são euédricos – retangulares – e cortam a foliação. Alguns cristais que cortam a foliação são anédricos.Quartzo 49 De hábito anédrico, variam de alongados a granulares arredondados. Poucos cristais apresentam extinção ondulante e alguns em menor proporção apresentam subgrãos. São encontrados agrupados em camadas intercaladas com camadas de filossilicatos ou em meio aos filossilicatos. É comum haver óxidos recobrindo as bordas dos cristais.Opacos traços Cristais anédricos, alongados no mesmo sentido que a foliação. Alguns poucos cristais são euédricos retangulares.
    • Textura: LepidoblásticaEstrutura: As estruturas dominantes são a xistosidade S2 e, subordinadamente S3. A xistosidadeS2 é formada pela orientação preferencial de grãos de quartzo, muscovita e biotita; S3 apenas dequartzo e muscovita. São observadas dobras de diferentes geometrias afetando S2, variando deabertas a fechadas, dobras kink, dobras em cúspide, dobras com o eixo rompido – dobra de S2com eixo rompido formando S3. É conveniente destacar que o corte desta lâmina é perpendicularao corte da lâmina 79a-VIII-2009, então nesta lâmina as xistosidades S2 e S3 estão paralelizadas,já que S3 se forma no plano axial da dobra de S2. INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: PelitoClassificação do(s) metamorfismo(s):Metamorfismo Regional – Fácies Xisto Verde – Zona da BiotitaMetamorfismo de Contato – Fácies Hornblenda Hornfels Evento → D2 – Cisalhamento de baixo a D3 – Cisalhamento Intrusão da SuíteMineral ↓ médio ângulo Transcorrente Magmática Dúctil-Rúptil ValsunganaMuscovita ------------ ------------ ---- - ? –- - -Biotita ------------ ------------ ---- - -Quartzo ------------ ------------ ---- - -OpacosEstágio de deformação Pré Sin Pós Sin Pós Sin PósSuperfície formada S2 – Xistosidade Penetrativa S3 – Xistosidade Não forma superfície IncipienteMetamorfismo M2 – Metamorfismo Regional M3 – Metamorfismo M4 – Metamorfismoassociado – Fácies Xisto Verde – Zona Dinâmico – Fácies ? de Contato – da Biotita Fácies ?
    • Foto(s):Foto mostrando camada de biotita e muscovita na porção inferior e camada compostapreferencialmente por quartzo na porção superior da foto. (Há buracos na lâmina.)Conclusões: A xistosidade S2, formada no metamorfismo regional é posteriormente redobrada asvezes chegando a transpor e formando assim uma xistosidade incipiente S3. Ainda, a rocha teveinfluencia do metamorfismo de contato, que desenvolveu uma fração pequena dos filossilicatos,que, então, cresceram independente das foliações. Normalmente, os cristais de quartzo nos xistosapresentam, na sua maior parte os efeitos de extinção ondulante e subgrãos. Nesta amostra, noentanto, grande porcentagem dos cristais de quartzo não apresentam efeitos de extinção ondulantee subgrãos, o que provavelmente é resultado do metamorfismo de contato: a recristalizaçãoestática desses minerais, ou seja, recristalização sem pressão dirigida, fez com que os cristais dequartzo perdessem os efeitos de extinção ondulante e subgrãos. O metamorfismo de contato queatuou nesta rocha não começou a gerar novos minerais e não chegou a apagar as estruturas doxisto. O metamorfismo regional chegou à Fácies Xisto Verde Zona da Biotita e o metamorfismo decontato não pode ser classificado nesta amostra.Rocha: granada-biotita-muscovita-quartzo xisto
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 91-VIII-2009 Data: 30 de Setembro de 2010 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha de cores cinza escura e branca, de alteração intempéricaapenas superficial que dá um tom amarelado a ela. A amostra tem geometria planar e os mineraisque a compõe tem granulação muito fina. Pode ser composta por quartzo ou ser umpseudotaquilito. Há cristais de pirita.Descrição Microscópica: A rocha é composta predominantemente por quartzo, com baixaproporção de minerais opacos. Os grãos de quartzo possuem tamanho variado, e o contato entreos grãos variam de poligonais a interdigitados ou serrilhados. A rocha está fraturada, sendoalgumas das fraturas abertas e preenchidas por quartzo e outras por minerais opacos. Há mais deuma geração de fraturas, já que algumas fraturas deslocam fraturas antigas. Os minerais opacosse dividem em primários e secundários, ou seja, alguns foram formados junto com a intrusão doveio de quartzo, outros são óxidos de ferro de alteração intempérica.Mineral % DescriçãoQuartzo 90 Possui hábito euédrico a anédrico. Alguns cristais possuem extinção ondulante e também subgrãos. Os cristais euédricos possuem formato retangular, hexagonal ou rômbico. Os contatos entre os grãos variam de retilíneos a interdigitados.Opacos 10 Em geral anédricos. Ocorrem predominantemente de modo intersticial aos cristais de quartzo, e preenchendo fraturas. Alguns cristais são euédricos com formato quadrado ou triangular. Os minerais opacos de algumas faturas possuem uma cor avermelhada a castanha, indicando ser um mineral de ferro oxidado.Textura: Varia de serrilhada a poligonalEstrutura: Maciça INTERPRETAÇÃO Fase de Hidrotermal CristalizaçãoMineral ↓ →Quartzo -----------------Opacos -----------------
    • Foto(s):Foto mostrando cristal euédrico de quartzo e textura poligonal.Caracterização da Série Magmática: Não se aplica.Conclusões: A suspeita inicial da etapa de campo, de que a rocha seria um pseudotaquilito, nãose sustenta.Rocha: veio de quartzo
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 114-VIII-2009 Data: 01 de Outubro de 2010 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha cinza prateada, composta de muscovita, grafita e quartzo combaixo nível de alteração intempérica, que “suja” a rocha com óxidos castanhos, denunciando apresença de minerais com ferro. A rocha tem uma estruturação complexa, mostrando a xistosidadeS2 como a mais penetrativa e bastante crenulada. Essa crenulação às vezes rompe S2 gerandouma clivagem de crenulação e em alguns pontos a muscovita está reorientada e forma umaxistosidade incipiente S3. Mais raramente, S3 está interrompida por clivagens de crenulação,denominada S4, sem desenvolvimento de minerais.Descrição Microscópica: Rocha xistosa composta quase que totalmente por muscovita, semquartzo. Há minerais opacos. Possui complexa estruturação, que será descrita adiante.Mineral % DescriçãoMuscovita 90 As lamelas de muscovita ocorrem orientadas, formando uma xistosidade muito bem definida, chamada de S2. A xistosidade penetrativa está bastante crenulada e possui clivagens de crenulação que em alguns setores são rompidas e formam uma xistosidade fraca caracterizada pela reorientação da muscovita previamente formada. Ambas as xistosidades foram cortadas por clivagens de crenulação preenchidas por óxidos. As dobras de S2 têm geometrias abertas e em kink. Há algumas seções da lâmina com cristais de muscovitas maiores que os da matriz, bem desenvolvidos, sem orientação preferencial e completamente fraturados.Opacos 10 Os minerais opacos aparecem tanto concordantes com a foliação, inclusive dobradas junto com ela, como cortando a foliação. Os primeiros sempre são anédricos, já os segundos podem ser anédricos ou subédricos. Alguns minerais opacos se localizam nas cristas das dobras, nas clivagens de crenulação (S4). Baseado em dados de campo alguns cristais são de grafita.Textura: LepidoblásticaEstrutura: Xistosidade S2 é definida pela orientação de muscovitas. A xistosidade S2 está dobradachegando raramente a formar uma outra xistosidade – mais fraca – com outra orientaçãodenominada S3. A xistosidade S3 está interrompida por clivagens de crenulação denominadas S4,em intervalos regulares, ou seja, não chega a formar uma outra foliação. A S2 é muito bem definidae é a mais penetrativa; a S3 e a S4 estão pouco desenvolvidas, são menos penetrativas.
    • INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: PelitoClassificação do(s) metamorfismo(s): A ausência de minerais-índices dificultam oestabelecimento do grau metamórfico a que chegou a rocha, mas provavelmente o MetamorfismoRegional permaneceu na fácies Fácies Xisto Verde. O Metamorfismo Termal que desenvolveu umabaixa proporção dos cristais de muscovita manteve-se em baixo grau metamórfico, já que nãodesenvolveu nova paragênese, então provavelmente mantem-se na Fácies Albita Epidoto Hornfels. Evento D2 – Cisalhamento de D3 – D4 – Associado Intrusão daMineral ↓ → baixo a médio ângulo Cisalhamento a Cisalhamento Suíte Magmática Transcorrente Transcorrente Valsungana Dúctil-Rúptil Rúptil-DúctilMuscovita ---------- ---------- ----- - ? ----------Opacos ---------- ---------- ----- - ?Estágio de Pré Sin Pós Sin Pós Sin Pós Sin PósdeformaçãoSuperfície S2 - Xistosidade S3 - Xistosidade S4 - Clivagem Não formaformada Penetrativa Incipiente de crenulação superfícieMetamorfismo M2 – Metamorfismo M3 – Não houve M4 – Fáciesassociado Regional – Provavelmente metamorfismo Albita Epidoto Provavelmente Fácies Fácies Xisto Hornfels Xisto Verde - Verde -Conclusões: A rocha possui pouca variedade mineralógica, impedindo a determinação precisa dograu metamórfico pela paragênese mineral. Foi feita a estimativa dos graus metamórficos pelasdescrições das demais rochas da área. Do ponto de vista estrutural a rocha é rica e nela são sãoreconhecidas 3 superfícies: S2 – Xistosidade penetrativa; S3 – Xistosidade Incipiente; e S4 –Clivagem de crenulação. Além disso há uma pequena contribuição termal que causou o aumentoda granulação da muscovita em alguns poucos setores da lâmina, no entanto não foi possívellocalizar o evento termal em relação a S3 e S4. Os óxidos que sujam a rocha provavelmenteprovêm dos minerais opacos presentes nela.Rocha: quartzo-muscovita xisto
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 115-VIII-2009 Data: 4 de Outubro de 2010 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha composta predominantemente por quartzo e biotita. Esses doisminerais estão organizados em bandamento composicional dobrado em camadas cinzas e pretas.A biotita apresenta cristais bem desenvolvidos entre 1 e 2 mm de comprimento; os maiores cristaisencontram-se em contato com veios de quartzo.Descrição Microscópica: Rocha bandada, com bandas onde se concentram biotita intercaladas abandas onde se concentram quartzo e demais minerais. No entanto predominam porções maciçasna rocha. É composta de quartzo, biotita, andaluzita, silimanita, fibrolita, cordierita, opacos e zircãode granulação fina a média. Muitos cristais são poiquilíticos, ricos em inclusão.Mineral % DescriçãoQuartzo 50 Cristais subédricos. Com limites de cristais retos, as vezes formando junções tríplices, outras texturas de migração de limites de grãos. Não apresentam extinção ondulante ou subgrãos. Os cristais no máximo tem 0,15 mm de diâmetro. Os cristais são límpidos porem apresentam inclusões fluidas, opacos, e de biotita.Biotita 30 Cristais euédricos a anédricos, de cor castanho avermelhada, com pleocroísmo forte. Há inclusões de opacos e zircão (com halos escuros).Andaluzita 10 Cristais incolores ou com fraco pleocroísmo rosa no núcleo de alguns cristais indicando a presença de indivíduos de composição zonada. Possuem duas clivagens bem desenvolvidas, com 89º entre si e extinção reta; são comuns fraturas diagonais cortando as clivagens. Os cristais variam de euédricos prismáticos (com poucas inclusões) a esqueletais (rico em inclusões). Os minerais inclusos são: biotita, quartzo, silimanita e opacos. Em relação aos cristais da matriz são porfiroblastos com até 1 mm de comprimento. Alguns cristais se encontram envoltos em fibrolita.Silimanita 5 Cristais subédricos prismáticos, com uma clivagem bem desenvolvida. Com inclusões de quartzo e biotita.Fibrolita 1 Hábito fibroso. São encontrados em contato com cristais de biotita, quartzo e andaluzita, chegando, em alguns casos a envolver grãos desse último mineral.Cordierita 2 Hábito granular, com uma clivagem medianamente desenvolvida e extinção reta. Pode possuir macla simples. Possui inclusões de opacos e biotita. Ocorre em contato com biotita, quartzo e
    • andaluzita.Opacos 2 Ocorrem com minerais granulares arredondados e também anédricos. Ocorrem como inclusão em vários minerias: andaluzita, biotita, quartzoZircão traços Ocorre como inclusão nos cristais de biotita, criando halos escuros. Cristais muito pequenos.Textura: Granoblástica.Estrutura: Bandada, com bandas de quartzo e de biotita, mas também maciça. Há resquícios dexistosidade pelo alinhamento de cristais de biotitas, mas o desenvolvimento dos cristais promovidopelo metamorfismo de contato apagou parcialmente a totalmente a antiga xistosidade, deixandouma xistosidade reliquiar. INTERPRETAÇÃORocha Pretérita: Rocha encaixante do granito Valsungana, um xisto.Classificação do(s) metamorfismo(s):Metamorfismo de contato – Fácies Piroxênio Hornfels Evento → Cisalhamento de Baixo a Médio Ângulo Intrusão da Suíte MagmáticaMineral ↓ ValsunganaQuartzo ------------------ ----- - ? ------------------Biotita ------------------ ----- - ? ------------------Andaluzita ------------------Silimanita ------------------Fibrolita ------------------Cordierita ------------------Opacos ------------------ ------------------Zircão ------------------Estágio de deformação Pré Sin Pós Sin PósSuperfície formada Xistosidade S2 (reliquiar) Não forma superfície; apaga a superfície anteriorMetamorfismo M2 – Metamorfismo Regional– MC – Metamorfismo deassociado Provavelmente Fácies Xisto Verde – Zona Contato – Fácies Piroxênio da granada Hornfels
    • Foto(s):Foto da lâmina 115 na luz polarizada. No centro da foto há um cristal anédrico e em posição deextinção de andaluzita.Conclusões:A assembléia de minerais foi formada durante metamorfismo de contato e o classifica como FáciesPiroxênio Hornfels.Rocha: cordierita-silimanita-andaluzita-biotita-quartzo hornfels
    • MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA Departamento de GeologiaNº da Amostra: 121-VIII-2009 Data: 31 de Maio de 2010 DESCRIÇÃODescrição Macroscópica: Rocha cinza esverdeada escura, de granulação média, composta porcristais de plagioclásio (50%) euédricos ripiformes de 4 mm de comprimento, brancos e cristais depiroxênio (50%) que raramente chegam a 2 mm de cor verde escura, anédricos. Há porçõesoxidadas na rocha, mas a rocha é pouco interperizada. Em afloramento foram encontradosmegacristais de plagioclásio que chegam a 5 cm de comprimento.Descrição Microscópica: Rocha predominantemente maciça, composta predominantemente porplagioclásio e augita e subordinadamente por biotita, clorita e fengita. Há magnetita entre osminerais opacos e há apatita como mineral acessório. Os cristais de plagioclásio são euédricos,exibem geminação simples e polissintética, com muitas fraturas preenchidas por clorita e os cristaisde augita são incolores a verde pálido, anédricos, raramente exibem clivagem e também estãofraturados. São encontradas amígdalas preenchidas por zeólitas e clorita e carbonatos no seucentro.Mineral % DescriçãoPlagioclásio 55 Cristais subédricos, tabulares, com pouca inclusão (piroxênio),(andesina-labradorita) bastante fraturados e as fraturas são preenchidas por clorita. Há pouca saussuritização no centro de alguns cristais, e alguns raros indivíduos apresentam zonamento. Os cristais tendem a se agregar em massas compactas em alguns pontos sem espaço para outros minerais nos interstícios. Identificado como Andesina- Labradorita pelo método Michel-Levy.Augita 20 Cristais incolores a verde pálidos, alguns com 0,2 mm de comprimento e a maioria milimétricos, de relevo médio a alto, anédricos e com clivagem pouco desenvolvida em alguns cristais. Alguns raros cristais apresentam macla simples. Apresentam alteração profunda sentido borda para o centro dos cristais para uma massa de cristais verdes. Alguns cristais possuem cristais de clorita ou biotita cloritizada no seu interior. São raros os cristais que exibem hábito tabular. A maioria dos cristais exibe inclusões de minerais opacos, de seção quadrangular.Biotita 4 Resquícios de biotita são encontradas nos cristais de clorita, mas não há indivíduos inteiros compostos apenas de biotita. São lamelas ou porções castanhas dentro da clorita – principalmente os cristais de clorita encontrados em contato direto ou no interior de cristais de augita –, de pleocroísmo forte chegando a cor castanha.Clorita 8 Cristais anédricos verdes, de birrefringência baixa (0,01), biaxial positivo, preenchendo os interstícios dos cristais de plagioclásio.
    • Alguns possuem lamelas de biotita ou porções castanhas no cristal. Ocorrem também no interior de cristais de augita, com hábito lamelar e clivagem bem desenvolvida. Ocorrem também preenchendo vesículas, como a zeólita.Fengita 3 Cristais com birrefringência baixa, em tons amarelados, anédricos, baixo relevo e em contato ou no interior de cristais de clorita e biotita cloritizada.Opacos 10 Cristais submilimétricos a milimétricos, subédricos, de seção basal predominantemente quadrada a retangular (60% do indivíduos) sempre em contato com algum cristal de piroxênio em uma das faces. Alguns desses cristais foram identificados como magnetita.Zeólita traço Cristais finos e fibrorradiados restritos às amígdalas da rocha. Essas amígdalas têm diâmetro de até 3 mm, tem formato circular e as fibras estão orientadas aleatoriamente.Carbonato traço Cristais euédricos a subédricos. Prismáticos alongados, sem inclusões, com geminação bem desenvolvida. Sempre ao centro das vesículas envolvidos por fibras de zeólita ou por clorita.Apatita traço Cristais muito pequenos, incolores, anédricos, límpidos. Intersticiais aos minerais da rocha.Textura: Intergranular. Localizadamente ocorre textura mesocumulática e também porfirítica.Estrutura: Predominantemente maciça e secundariamente amigdaloidal. INTERPRETAÇÃO Fase deMineral ↓ Cristalização Acessórios Fenocristais Matriz Vesículas Alterações →Plagioclásio (Andesina- ------------------ ------------------Labradorita)Augita ------------------Biotita ------------------Clorita ------------------ ------------------Fengita ------------------Opacos ------------------Zeólita ------------------Carbonato ------------------Apatita ------------------
    • Foto(s):Foto mostrando cristais de plagioclásio e augita.Caracterização da Série Magmática: Não se aplicaConclusões: A rocha que compõe este dique é um gabro, totalmente cristalizado, isto é, semmaterial vítreo ou afanítico. Há uma importante fase de alteração hidrotermal que alterou opiroxênio, gerou biotita, clorita e fengita e preencheu amígdalas. Os cristais tabulares deplagioclásio estão frequentemente fraturados pela competição pelo espaço dos demais minerais.Rocha: gabro
    • ANEXOS.