Livro Granulitos do Brasil Moraesetal F F Almeida

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Capítulo XIX Granulitos do Brasil. In: Geologia do Continente Sul - Americano
– Evolução da Obra de Fernando Flávio de Almeida. Ed.São Paulo: Beca
Produções Culturais Ltda, 2004, p...
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Cap XIX 
Resumo:
Granulitos são conhecidos em muitas áreas do território
brasileiro, fazendo parte de faixas de dobramentos brasilianos e do
embasamento de massas cratônicas. A idade do metamorfismo de alto
grau é variada. Entretanto, granulitos comprovadamente arqueanos
são escassos e restritos às ocorrências dos rios Pium e Catetê, Pará,
com metamorfismo datado em torno de 2,86 Ga. No paleoproterozóico,
entre 1,9 e 2,1 Ga, foram formados os granulitos de Roraima, Amapá,
Bahia, Tocantins, norte de Goiás, Paraná, Santa Catarina e Rio
Grande do Sul. Os granulitos da Província Rio Negro-Juruena, em
Rondônia, foram formados no Mesoproterozóico. As extensas faixas de
granulitos relacionadas com a Orogenia Brasiliana foram geradas em
quatro pulsos principais no Neoproterozóico. Há ca. 750-760 Ma ocor-
reu a formação dos granulitos presentes nos complexos acamadados
Barro Alto, Niquelândia e Cana Brava, Goiás. Ao redor de 630 e 650
Ma foram formados os granulitos do Complexo Anápolis-Itauçu,
Goiás, da Seqüência Andrelândia, Minas Gerais e do Maciço Guaxupé,
São Paulo e Minas Gerais. Por volta de 570 e 580 Ma foram constituí-
dos os granulitos das faixas Ribeira e Araçuaí, no Rio de Janeiro,
Minas Gerais e Espírito Santo. No início do Fanerozóico, entre 520 e
535 Ma, desenvolveu-se o pulso mais novo que afetou as rochas da
Faixa Ribeira, Rio de Janeiro. A gênese dos granulitos está associada
a ambientes colisionais em todas as ocorrências em que o contexto tec-
tônico é conhecido,à exceção dos complexos Barro Alto, Niquelândia
e Cana Brava, cujo metamorfismo de alto grau pode estar associado a
ambiente extensional e calor astenosférico. Nos terrenos granulíticos
descritos, são dignas de nota as ocorrências de associações de tempe-
ratura ultra-alta nos complexos Barro Alto, Niquelândia e Anápolis-
Itauçu e no Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá e as associações de alta
pressão da Seqüência Andrelândia e do Maciço Guaxupé. Os granuli-
tos do Brasil representam exposições da crosta continental inferior,
mas nem todos parecem representar zonas de sutura, como no caso dos
complexos Barro Alto, Niquelândia e Cana Brava.
Palavras-chave: Brasil, Granulito, Metamorfismo de Alto Grau,
Pré-Cambriano.
Abstract:
Granulites occur in many areas of the Brazilian territory, as part
of most Brasiliano fold belts, as well as within the basement of craton-
ic blocks. The age of high-grade metamorphism varies considerably.
However, Archean occurrences are restricted to the Pium and Catetê
rivers, Pará, where the metamorphic peak was dated ca. 2.86 Ga.
During Paleoproterozoic time, between 1.9 and 2.1 Ga, granulites
formed in Roraima, Amapá, Bahia, Tocantins, northern Goiás, Paraná,
GRANULITOS DO BRASIL
Renato Moraes
Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo, SP
moraes@igc.usp.br
Reinhardt A. Fuck
Instituto de Geociências, Universidade de Brasília, Brasília, DF 
rfuck@unb.br
Beatriz Paschoal Duarte
Faculdade de Geologia, Universidade do Estado do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, RJ
biapasch@uerj.br
Johildo Salomão Figueiredo Barbosa
Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador, BA
johildo@cpgg.ufba.br
Carlson de Matos Maia Leite
PETROBRAS/ UN-BA/ ATEX/ AAG., Salvador, BA
cmml@petrobras.com.br ou cmml@ufba.br
Santa Catarina, and Rio Grande do Sul. Granulites of the Rio
Negro-Juruena Province, Rondônia formed during the
Mesoproterozoic. Large granulite belts related to the
Brasiliano Orogeny generated in four main pulses during
Neoproterozoic time. Granulites of Barro Alto, Niquelândia
and Cana Brava layered complexes, Goiás formed ca. 750-
760 Ma. Around 630 and 650 Ma all other known granulites
of the Brasília Belt were formed, including Anápolis-Itauçu
Complex, Goiás, Andrelândia Sequence, Minas Gerais,
Guaxupé Massif, São Paulo and Minas Gerais. Granulites of
Ribeira and Araçuaí belts, Rio de Janeiro, Minas Gerais, and
Espírito Santo were formed between 570 and 580 Ma. In
early Paleozoic, between 520 and 535 Ma, the youngest gran-
ulite forming event is recorded in the Ribeira Belt, Rio de
Janeiro. Granulite genesis is related to collisional tectonic
settings in almost all known Brazilian occurrences.
Granulites of Barro Alto, Niquelândia and Cana Brava lay-
ered complexes may be an exception. Their high-grade meta-
morphism may be related to an extensional setting involving
heat from the asthenosphere. It is noteworthy that some of the
described granulite terranes record special metamorphic
conditions of ultra-high temperature (> 900 ºC), as in the
Barro Alto, Niquelândia and Anápolis-Itauçu complexes and
in the Itabuna-Salvador-Curaçá Belt. High pressure rocks
have been found in the Andrelândia Sequence and Guaxupé
Massif. Granulites of Brasil represent exposures of the lower
continental crust, but not all of them record suture zones, as
in the case of Barro Alto, Niquelândia and Cana Brava com-
plexes.
Keywords: Brazil, Granulite, High-grade
Metamorphism, Pre-Cambrian.
Resumen:
Rocas granulíticas son conocidas en muchas áreas del
territorio brasileño, formando parte de las fajas de
plegamiento brasilianas y del basamento de macizos cratóni-
cos. La edad del metamorfismo de alto grado es variada.
Mientras que granulitas comprobadamente arqueanas son
escasas y restrigidas a las ocurrencias de los ríos Pium y
Catetê, Pará con metamórfismo datado en torno 2,86 Ga., en
el Paleoproterozoico,. se formaron las granulitas de
Roraima, Amapá, Bahia, Tocantins, norte de Goiás, Paraná,
Santa Catarina y Rio Grande do Sul entre 1,9 y 2,1 Ga. En
las Provincias de Rio Negro-Juruena, en Rondônia, son
Mesoproterozóicas. Las extensas fajas de granulitas rela-
cionadas con la orogenia Brasiliana se generaron en cuatro
pulsos principales durante el Neoproterozoico. Alrededor de
750-760 Ma. se originaron las granulitas presentes en los
complejos estratificados de Barro Alto, Niquelândia y Cana
Brava, Goiás. Cerca de 630-650 Ma. las granulitas de los
complejos de Anápolis-Itauçu, Goiás, de la Secuenciancia
Andrelândia, Minas Gerais y del Maciço Guaxupé, São Paulo
y Minas Gerais. La edad de las granulitas de las fajas Ribeira
y Araçuaí, en Rio de Janeiro, Minas Gerais y Espírito Santo
es de 570-580 Ma.. Durante el inicio del Fanerozoico, entre
520 y 535 Ma., se desarrolló el pulso más joven que afectó a
rocas de la Faja Ribeira, Río de Janeiro. La génesis de las
granulitas está asociada con ambientes colisionales en todos
los afloramientos en que el contexto tectónico es conocido, a
excepción de los Complejos de Barro Alto, Niquelândia y
Cana Brava, cuyo metamorfismo de alto grado puede estar
asociado a un ambiente extensional y aporte de calor
astenosférico. En los terrenos granulíticos descriptos es
digna de notar la presencia de asociaciones de temperatura
ultra-alta en los complejos de Barro Alto, Niquelândia y
Anápolis-Itauçu y en el Cinturón Itabuna-Salvador-Curaçá y
de alta presión en la Secuencia de Andrelândia y del Maciço
Guaxupé. Las rocas en facies de granulitas en Brasil repre-
sentan exposiciones de corteza continental inferior, pero no
todas están asociadas a zonas de sutura, como en el caso de
los complejos de Barro Alto, Niquelândia y Cana-Brava.
Palabras llave: Brasil, Granulita, Metamórfismo de
Alto Grado, Pré-Cambriano.
Introdução
A geologia do Brasil é privilegiada em termos de ter-
renos com granulitos, pois essas rochas ocorrem nos diversos
crátons brasileiros, bem como em grande parte das faixas
móveis que os circundam. O termo granulito foi inicialmente
utilizado para designar rocha quartzo-feldspática do
Erzgebirge, maciços da Saxônia e Boemia, Europa Central
(Weiss, 1803), embora a rocha tenha sido descrita pela
primeira vez há 250 anos atrás (Justi, 1754). Posteriormente,
o termo foi usado de forma ampla para rochas de alto grau, de
granulação fina, da Europa Central e de outras regiões do
mundo. Após a proposição do conceito da fácies metamórfica
(Eskola, 1921), alguma confusão foi gerada, pois cada fácies
metamórfica foi identificada com o nome da rocha máfica
típica daquelas condições, e.g. xisto verde, anfibolito, xisto
azul, eclogito. Entretanto, granulito é o nome que fugiu à
regra, pois foi cunhado para rocha félsica. A partir daí, o
nome granulito passou a ser usado também para rocha
metamórfica máfica (composição de basalto) de alto grau. Na
década de 1980, os termos granulito máfico e granulito félsi-
co foram introduzidos por Harley (1985) para descrever gra-
nulitos de composição basáltica e quartzo-feldspática, respec-
tivamente. Aspecto interessante a referir sobre o nome granu-
lito e a fácies metamórfica granulito é que as rochas da região
do Erzgebirge, onde o termo granulito foi definido, foram
metamorfisadas nas condições da fácies eclogito, inclusive
englobando rochas de pressão ultra-alta, com diamante
metamórfico (Massone, 1999). A denominação de granulito
de alta pressão para rocha que não apresenta composição de
basalto, rica em quartzo e metamorfisada em condições da
fácies eclogito, é comum. A sub-comissão de nomenclatura
de rochas metamórficas da IUGS define: “Granulito é rocha
de alto grau metamórfico na qual silicatos de Fe-Mg são
dominantes e anidros. A presença de feldspato e a ausência de
muscovita primária são críticas; cordierita também pode estar
presente. A rocha com > 30% de minerais máficos pode ser
chamada de granulito máfico. O termo não deve ser aplicado
para mármores, formações ferríferas e quartzitos” (Coutinho
et al., 2002). As rochas da fácies granulito compreendem
condições detemperatura entre 750ºC e > 1150ºC e pressões
que variam entre 3 e 14 kbar. Em rochas pelíticas as reações
de quebra de biotita, dando origem a feldspato potássico,
mineral máfico (granada+cordierita ou ortopiroxênio) e líqui-
do de fusão, marcam o início da fácies granulito. Em basaltos,
quartzo+faialita, sob pressão baixa, ortopiroxênio, sob
pressão média, e clinopiroxênio+granada+quartzo, sob
pressão alta, são as paragêneses resultantes da quebra ou
fusão de hornblenda. Os granulitos são rochas residuais, já
que sua formação envolve reações de fusão e sua preservação
depende da extração do líquido gerado em quase sua totali-
dade (White & Powell, 2002; Moraes et al., 2002). A coe-
xistência de granada e cordierita é característica da fácies gra-
nulito em pelitos; o par desaparece com a produção das
seguintes paragêneses: espinélio+quartzo, safirina+quartzo e
ortopiroxênio+sillimanita+quartzo (Hensen, 1971), que ocor-
rem em temperaturas superiores a 900ºC e são características
de granulitos de temperatura ultra-alta (Harley, 1998).
Assunto que sempre gera dúvida e discussão é a
rocha chamada de charnockito, comum em terrenos de alto
grau. Charnockito é rocha ígnea da família dos granitos, con-
tendo ortopiroxênio primário. O magma é pobre em H2O,
dando origem à rocha hipersolvus, caracterizada por feldspa-
to ternário (feldspato com Ca, Na e K), que sofre exsolução
durante o resfriamento, dando origem a mesopertita. A dis-
tinção entre charnockito e granulito nem sempre é tarefa fácil.
Até a década de 1980, era difundida a idéia de que
granulitos seriam rochas formadas exclusivamente durante o
Arqueano, em virtude do elevado gradiente geotérmico pre-
sente na Terra de então. Entretanto, a idéia veio abaixo com a
datação e a caracterização de granulitos fanerozóicos, princi-
palmente no Maciço da Boemia (Windley, 1981) e em virtude
da identificação de xenólitos de granulitos com idades ter-
ciárias em basaltos no México (Hayob et al., 1989).
322
limites, como Ceres a oeste, Alfenas a sudoeste e Costeiro no
limite leste (Almeida, 1979). Os complexos Barro Alto,
Niquelândia e Cana Brava, em Goiás, formariam o chamado cin-
turão Ceres (Almeida, 1979; 1981). As rochas do Maciço
Guaxupé e a porção de alto grau da Seqüência Andrelândia
(Almeida, 1979; 1981) constituiriam o chamado Cinturão
Alfenas, enquanto o cinturão Costeiro (Almeida, 1978; 1981) é
formado pelas rochas de alto grau das faixas Araçuaí e Ribeira,
estendendo-se do sul da Bahia e nordeste de Minas Gerais, para
Espírito Santo e Rio de Janeiro. O papel dos granulitos na
evolução da Plataforma Sul-Americana (Almeida, 1967; 1971)
foi também examinado em outros trabalhos e novamente seu
caráter delimitador de regiões cratônicas foi reconhecido
(Wernick & Almeida, 1976; 1979).
Granulitos no Cráton Amazônico
Granulitos da Província Amazônia Central
Granulitos arqueanos foram descritos na Província
Amazônia Central, segmento crustal mais antigo do Cráton
No Brasil, terrenos granulíticos são encontrados em
grande parte das unidades geotectônicas, incluindo os crátons
Luís Alves, São Francisco, Amazônico e Rio de la Plata e as
faixas Ribeira, Araçuaí e Brasília. Tais terrenos são o resulta-
do de eventos metamórficos que atingiram as condições da
fácies granulito em diversas épocas da história geológica do
Brasil. São raros os terrenos granulíticos de idade arqueana,
restringindo-se, aparentemente, à Província Amazônia Central,
no Cráton Amazônico, onde foram descritos os complexos
Pium e Catetê. Predominam os terrenos granulíticos formados
no paleoproterozóico e Neoproterozóico, com algumas ocor-
rências de idade mesoproterozóica ainda pouco conhecidas na
porção mais ocidental do Cráton Amazônico. Dadas as suas
propriedades, os terrenos granulíticos foram usados na delimi-
tação de áreas cratônicas ou na demarcação de zonas de sutura.
No final dos anos 1970, os terrenos granulíticos então
conhecidos foram separados em dois grupos, tendo como
foco o chamado Cráton do Paramirim (Almeida, 1978; 1981).
Assim, foram reconhecidos os terrenos granulíticos que fazem
parte do seu embasamento, como o Bloco Jequié, na Bahia
(Almeida, 1981) e os cinturões granulíticos que delineiam seus
323Cap XIX 
Fig. 1 - Localização e dis-
tribuição de granulitos no Brasil
- Location and distribuition of
granulites in Brasil
Amazônico (Fig. 1). Duas ocorrências principais foram regis-
tradas nas áreas dos rios Catetê e Pium, onde rochas granulíti-
cas estão expostas em corpos alongados (até 35 km de com-
primento), dispostos de forma sub-paralela à foliação E-W no
chamado cinturão de cisalhamento Itacaiúnas (Araújo et al.,
1988; Araújo & Maia, 1991). Granulitos félsicos dominam na
área do Rio Catetê, onde as composições variam de ender-
bítica a charnockítica. Isócrona Pb-Pb obtida em 11 amostras
de rocha total coletadas na área resultou em idade de 3050 ±
57 Ma, interpretada como idade de cristalização do protolito
ígneo dos granulitos (Rodrigues et al., 1992). Nos granulitos
do Rio Pium, dominam rochas máficas, granulação média, de
composição toleítica, constituídas de plagioclásio, ortopiro-
xênio e clinopiroxênio. Os granulitos máficos são encontra-
dos também como xenólitos em hiperstênio granulitos félsi-
cos, de granulação grossa e textura inequigranular, que são
tidos como produtos de metamorfismo de alto grau de
intrusões félsicas com assinatura calci-alcalina (Araújo &
Maia, 1991). Amostra de granulito enderbítico do Rio Pium
compõe-se de plagioclásio antipertítico, quartzo, hornblenda,
biotita, microclínio, minerais opacos, zircão e apatita. Grãos
reliquiares de ortopiroxênio e clinopiroxênio são raros,
encontrando-se transformados para anfibólio (Pidgeon et al.,
2000). Análises U-Pb SHRIMP em núcleos zonados de zircão
resultaram em idade de 3002 ± 14 Ma, enquanto as bordas de
zircão foram datadas em 2859 ± 9 Ma. O primeiro valor foi
interpretado como a idade do protolito ígneo do granulito,
enquanto o segundo é tido como refletindo a idade do meta-
morfismo de alto grau (Pidgeon et al., 2000).
Granulitos no Escudo das Guianas
Granulitos estão presentes em áreas expressivas no
Escudo das Guianas, especialmente na Província Maroni-
Itacaiúnas (Fig. 1). As principais ocorrências estão relacionadas
ao chamado Terreno Imataca e o Cinturão Granulítico Guiana
Central (ver Tassinari et al., 2000, para revisão), reconhecidos
em países vizinhos.
O Cinturão Guiana Central tem sua terminação na
porção central de Roraima, onde suas rochas estão compreen-
didas na Suíte Metamórfica Murupu (Luzardo & Reis, 2001).
A suíte é constituída de gnaisses kinzigíticos, rochas calcis-
silicáticas e quartzito (metachert), com paragêneses da fácies
granulito. As áreas de ocorrência das rochas de alto grau são
reduzidas, restringindo-se a exposições relativamente pouco
extensas junto da fronteira com a Guiana onde se encontram
parcialmente encobertas por depósitos sedimentares cenozói-
cos (Reis et al., 2003). Ocorrem ainda como enclaves em
ortognaisses da Suíte Metamórfica Rio Urubu, interpretados
como mais jovens, pois não apresentam o bandamento reco-
nhecido nas rochas de alto grau. Foram observadas feições de
migmatização, bem como de milonitização, com desenvolvi-
mento de paragêneses da fácies xisto verde ao longo de zonas
de cisalhamento relacionadas com o evento K’Mudku (ca. 1,2
Ga). Zircão de amostra de granulito da Serra Barauana foi data-
do em 1942 ± 7 Ma (Reis et al., 2003). São descritas abun-
dantes intrusões de anortositos, gabros, charnockitos, mangeri-
tos e granitos rapakivi, que, pelos dados disponíveis, parecem
estar relacionadas a três distintos eventos extensionais ocorri-
dos há 1,93 Ga, 1,82-1,83 Ga e 1,53-1,56 Ga (Reis et al., 2003).
Outras áreas granulíticas foram reconhecidas no norte
do Brasil, com destaque para o chamado Cinturão Jari, expos-
to no Amapá e noroeste do Pará, anteriormente denominado
Tumucumaque (ver Tassinari et al., 2000). Trata-se de faixa
de alto grau com cerca de 100 km de largura, disposta na
direção NW-SE, limitadaa nordeste pelo lineamento Cupixi,
que a separa do domínio Cupixi, e a sudoeste pelo lineamen-
to Ipitinga, que a separa do domínio Carecuru (Rosa-Costa
et al., 2003). As rochas dominantes, como na área de Tartarugal
Grande, na região central do Amapá, são granulitos félsicos,
de composição enderbítica a charno-enderbítica, oriundos da
transformação de rochas plutônicas, às quais se associam
ortognaisses sem ortopiroxênio, alguns portadores de meso-
pertita e clinopiroxênio, denunciando transição da fácies anfi-
bolito para fácies granulito. Nos gnaisses enderbíticos a mine-
ralogia é representada por plagioclásio antipertítico, quartzo,
hornblenda, biotita e ortopiroxênio, com proporções subordi-
nadas de minerais opacos, clinopiroxênio, apatita e zircão.
Nas composições charno-enderbíticas ocorre adicionalmente
feldspato potássico. Rochas máficas e faixas estreitas de
quartzito com granada e sillimanita, kinzigito com cordierita,
formações ferríferas com clinopiroxênio e granada-biotita-
sillimanita-quartzo xisto também são reportadas (Rosa-Costa
et al., 2003). As rochas de origem sedimentar foram consi-
deradas como possíveis equivalentes do Grupo Vila Nova
(João & Marinho, 1982). Amostras de rocha total da área de
Tartarugal Grande foram datadas pelo método Rb-Sr, indi-
cando idade de ca. 2670 Ma (Montalvão & Tassinari, 1984).
Idades Pb-Pb foram obtidas em zircão de granada granulito,
situando-se no intervalo 2,49-2,58 Ga (Lafon et al., 1998).
Idades modelo Sm-Nd entre 2,94 e 3,1 Ga (Sato & Tassinari,
1997; Avelar et al., 2003) indicam que parcela significativa
dos terrenos de alto grau representa crosta continental
arqueana, subseqüentemente retrabalhada durante a Orogenia
Transamazônica. Recentemente foram obtidas idades Pb-Pb
em zircão de granulito enderbítico e de gnaisse granodioríti-
co. Os resultados, respectivamente 2797 ± 3 Ma e 2652 ± 4
Ma, foram interpretados como idade dos protolitos (Rosa-
Costa et al., 2003). Os dados disponíveis não esclarecem a
idade do metamorfismo de alto grau, embora haja sido suge-
rido que seja arqueana, em face da idade de 2605 ± 6 Ma obti-
da em intrusão de charnockito (Ricci et al., 2002).
Ortognaisses granulíticos foram também cartografados
no Domínio Carecuru, onde constituem o chamado Núcleo
Granulítico Paru (Rosa-Costa et al., 2003). Essas rochas
mostram padrão curvilinear de lineamentos em imagens de
radar e aerogeofísicas, caracterizando estilo estrutural distin-
to do verificado nas rochas Carecuru que envolvem o núcleo
granulítico. As rochas de alto grau são bandadas na escala
centimétrica, alternando-se granulitos máficos e granulitos
enderbítico/charno-enderbítico. Estes são constituídos por
plagioclásio antipertítico, quartzo, ortopiroxênio, clinopiro-
xênio, bem como proporções subordinadas de minerais opa-
cos, clinopiroxênio, biotita e zircão. Zircão de gnaisse ender-
bítico foi datado em 2597 ± 4, valor interpretado como idade
do protolito ígneo (Rosa-Costa et al., 2003). Os mesmos
autores obtiveram idade de ca. 2,06-2,1 Ga em zircão de
charnockito intrusivo nos granulitos, levando-os a sugerir que
neste caso o metamorfismo de alto grau seria paleopro-
terozóico.
Granulitos da Província Rio Negro-Juruena, Rondônia
A geologia do Cráton Amazônico, em Rondônia, pode
ser dividida em cinco unidades principais: i) gnaisse tonalíti-
co; ii) granulito enderbítico; iii) paragnaisse granulítico; iv)
augen gnaisse granítico a charnockítico, e; v) gnaisse graníti-
co fino e granulito charnockítico. As três primeiras unidades
fazem parte da Província Rio Negro-Juruena, a mais antiga da
região, enquanto as outras duas são da Província Rondoniana-
San Ignácio (Payolla et al., 2002a).
O embasamento da Província Rio Negro-Juruena é
representado por gnaisse tonalítico e granulito enderbítico,
cujos protolitos plutônicos foram formados entre 1,73 e 1,75
Ga, deformados e metamorfisados há cerca de 1,3 Ga
(Tassinari et al., 1999; Payolla et al., 2002a). Dados geoquími-
cos e dados isotópicos Sm-Nd indicam a tendência calcio-
alcalina dessas rochas, com εNd entre -1,5 e +1,0, além de
idades modelo (TDM) entre 2,06 e 2,20 Ga, sugerindo que o
magma foi gerado em arco magmático a partir de mistura de
material oriundo de fonte empobrecida do manto e crosta
continental antiga (Payolla et al., 2002a). Análises U-Pb con-
vencional de grãos de zircão de paragranulito indicam idades
entre 1,6 e 1,8 Ga e idades modelo Sm-Nd (TDM) entre 2,10 e
2,15 Ga, indicando que a idade da fonte varia entre mesopro-
terozóica e paleoproterozóica (Payolla et al., 2002a). O meta-
morfismo ocorreu entre 1,30 e 1,33 Ga, idade definida com a
utilização do método U-Pb em monazita e zircão e isócrona
Sm-Nd com granada e rocha total (Tassinari et al., 1999;
Payolla et al., 2002a). Os augen gnaisses granítico e charno-
324
Faixa de granulitos ocorre no extremo leste do
domínio externo, a sul do paralelo 19º S (Fig. 2a), onde dois
conjuntos são identificados: ortogranulitos de protolito pré-
1,8 Ga; e paragranulitos de protolito pós-1,8 Ga, depositados
em bacia de margem passiva do paleocontinente São
Francisco. A Serra do Caparaó representa o núcleo de estru-
tura antiformal e aflora em meio ao domínio interno. Com
base em dados de campo, litogeoquímicos e geocronológicos,
as rochas que constituem a serra podem ser correlacionadas
àquelas da faixa granulítica do domínio externo sul (Silva
et al., 2002).
Ortogranulitos de protolitos paleoproterozóicos,
retrabalhados no Neoproterozóico, constituem parte do
embasamento do domínio externo. Com base na integração e
correlação com a Faixa Ribeira, o conjunto foi denominado
de Complexo Juiz de Fora (Pinto, 1991; Heilbron et al., 1995;
Duarte et al., 2000). Na Faixa Araçuaí o complexo é consti-
tuído de gnaisses enderbíticos, charno-enderbíticos e
charnockíticos com granulitos máficos (noríticos) subordina-
dos (Costa, 1998; Cunningham et al.,1998). Em decorrência
da tectônica neoproterozóica brasiliana, essas rochas ocorrem
em escamas interdigitadas a escamas de paragranulitos pós-
1,8 Ga (Costa, 1998; Cunningham et al., 1998). A Fig. 2a
mostra o domínio de ocorrência dos ortogranulitos e paragra-
nulitos do complexo, sem os discriminar.
A idade de cristalização U-Pb em zircão do protolito de
gnaisse charnockítico é 2,2 Ga (Söllner et al., 1991). Idades
modelo Sm-Nd de 2,2 - 2,0 Ga indicam que os magmas precur-
sores dos protolitos foram segregados do manto no paleopro-
terozóico (Fischel et al., 1998). Os ortogranulitos intermediários
a ácidos constituem suítes calcio-alcalinas com teores de K2O
variáveis e crescentes para leste, sugerindo que seus protolitos
correspondem a granitóides pré- a sin-colisionais, integrantes de
arco magmático paleoproterozóico (Costa et al., 1995; Moreira,
1997; Costa, 1998). Os ortogranulitos máficos, interpretados
como fragmentos de corpos intrusivos ou vulcânicos, corres-
pondem a toleítos de baixo-K, similares a basaltos de arcos de
ilha ou a basaltos de fundo oceânico (Costa et al., 1993, 1995;
Costa, 1998).
As condições da fácies granulito são atestadas pela
presença conspícua de ortopiroxênio metamórfico em todos
os litotipos do complexo e os granulitos máficos são carac-
terizados pela paragênese ortopiroxênio, clinopiroxênio, pla-
gioclásio, granada. Temperatura calculada com o termômetro
ortopiroxênio-clinopiroxênio é da ordem de 990°C, interpre-
tada como o ápice do metamorfismo granulítico (Costa et al.,
1993; Moreira, 1997), ocorrido em torno de 577 Ma (resulta-
dos U-Pb em zircão; Söllner et al., 1991). Coroas de granada
em torno do ortopiroxênio indicam que houve aumento nas
condições báricas durante o metamorfismo granulítico
(Costa, 1998).
Ortogranulitos correlatos ocorrem em antiformal na
Serra do Caparaó, onde também se interdigitam tectonica-
mente com rochas metavulcanossedimentares neoproterozói-
cas (Söllner et al., 1987, 1991; Cunningham et al., 1998;
Pedrosa Soares et al., 2001; Silva et al., 2002). Isócrona Rb-
Sr em rocha total resultou em idade de 2,0 Ga tida como de
cristalização(Delhal et al., 1969; Cordani et al., 1980;
Teixeira et al., 1987), confirmada por idade U-Pb em zircão
de 2,2 Ga (Söllner et al., 1991; Silva et al., 2002). A paragê-
nese ortopiroxênio, clinopiroxênio, plagioclásio, feldspato
potássico, quartzo é característica e registra condições entre
700° e 900°C e pressões entre 7 e 10 kbar (Seidensticker &
Wiedemann, 1992). Idades U-Pb em zircão de 590 Ma e 586
Ma são indicativas do auge do metamorfismo (Söllner et al.,
1991; Silva et al., 2002).
Na porção leste do domínio externo da Faixa
Araçuaí, paragranulitos portadores de granada, cordierita,
sillimanita, ortoclásio, quartzo e, localmente, hercinita, ocor-
rem ao longo de escamas tectônicas interdigitadas com as de
ortogranulitos do Complexo Juiz de Fora (Costa, 1997;
Cunningham et al., 1998). Paragnaisses quartzo-feldspáticos,
quartzitos, rochas calcissilicáticas, gonditos e anfibolitos
associam-se aos paragranulitos aluminosos (Costa, 1998),
sendo que seqüência correlata ocorre a sul, no Domínio Juiz
325Cap XIX 
ckítico apresentam idades U-Pb em zircão entre 1,53 e 1,56
Ga, interpretadas como época de cristalização ígnea das
rochas. εNd varia entre -0,6 e 1,2 e TDM entre 1,84 e 2,07 Ga,
O magma original teria tido características de granito rapakivi
tipo A, formado em interior de placa, pela mistura de magma
oriundo do manto com material da crosta continental (Payolla
et al., 2002). Grãos de monazita analisados pelo método U-Pb
indicam idade de 1,33 Ga, interpretada como idade do meta-
morfismo (Payolla et al., 2002a). A unidade formada por
gnaisse granítico fino e granulito charnockítico foi datada em
1,43 Ga, idade obtida em grãos de zircão analisados pelo
método U-Pb, sendo que os valores de εNd estão entre +1.2 e
+0.7 e as idades TDM entre 1,73 e 1,75 Ga. O magma parental
dessas rochas era juvenil, mas com contaminação por mate-
rial crustal antigo (Payolla et al., 2002a).
O granulito enderbítico é rocha bandada formada por
quartzo, plagioclásio, hornblenda, biotita, ortopiroxênio, clino-
piroxênio, feldspato potássico, ilmenita e magnetita, com sim-
plectitos de quartzo e granada entre plagioclásio e os piroxênios
ou ilmenita-magnetita. As condições do metamorfismo foram
calculadas entre 740 e 770°C e 7 e 9 kbar (Payolla et al., 2002a).
O paragnaisse granulítico é migmatito bandado com
melanossoma constituído de sillimanita, cordierita, granada,
biotita, ortopiroxênio (5,2 a 6,9% Al2O3), ilmenita, magneti-
ta e hercinita, mineralogia residual e refratária; o leucossoma,
por sua vez, apresenta quartzo, feldspato potássico, plagioclá-
sio, granada e cordierita. Ocorrem camadas de rochas calcis -
silicáticas e granada gnaisse com fenocristais de feldspato. As
relações texturais indicam que associação hercinita, quartzo,
cordierita±granada, que indica condições de temperatura
ultra-alta, é a mais antiga e mostra cordierita substituída por
intercrescimentos de ortopiroxênio e sillimanita, quando em
contato com quartzo na matriz. A partir daí uma série de inter-
crescimentos envolvendo ilmeno-magnetita, hercinita, ortopi-
roxênio, sillimanita, granada e quartzo indica trajetória P-T
de resfriamento isobárico. Essas associações, até o momento,
só foram observadas nas imediações dos augen gnaisses
granítico e charnockítico. Idade U-Pb de 1,54 Ga obtida em
grãos de monazita associados aos intercrescimentos tardios é
semelhante à idade dos augen gnaisses granítico e charno-
ckítico e interpretada como idade do metamorfismo dessas
porções (Payolla et al., 2002b).
Granulitos do Cinturão Costeiro
Nas regiões sudeste e sul, granulitos orto- e
paraderivados ocorrem nos crátons Luís Alves e Rio de la
Plata e nas faixas Araçuaí, Ribeira e na extremidade sul da
Faixa Brasília (Fig. 2a) (Heilbron et al., neste volume). As
faixas compreendem: i) terrenos em bordas cratônicas retra-
balhadas durante o Brasiliano; ii) terrenos relacionados à for-
mação de crosta/amalgamação (Fig. 2a) (Heilbron et al., neste
volume). 
Diversas propostas de nomenclatura litoestratigráfica
têm sido adotadas para as ocorrências de granulitos de cada
faixa e bloco cratônico. Não obstante, os granulitos são aqui
agrupados em dois conjuntos litotectônicos: 1) ortogranulitos
cujos protolitos têm idade arqueana ou paleoproterozóica; 2)
paragranulitos meso- a neoproterozóicos. Charnockitos neo-
proterozóicos, formados durante os diversos estágios da
colagem brasiliana, embora ocorram no interior das respecti-
vas faixas, não serão aqui abordadas.
Granulitos da Faixa Araçuaí
A Faixa Araçuaí estende-se ao longo da borda leste
do Cráton do São Francisco e pode ser compartimentada em
domínios externo e interno (Pedrosa Soares et al., 2001). O
domínio externo é considerado como a margem retrabalhada
do paleocontinente São Francisco e zona de sutura com
remanescentes oceânicos o separam do domínio interno. Este
é caracterizado pela ocorrência de granulitos, migmatitos e
grande volume de granitóides (Fig. 2a) originados nos dife-
rentes estágios da Orogênese Brasiliana (Pedrosa Soares et al.,
2001; Heilbron et al., neste volume).
326
Fig. 2 - (a) Mapa tectônico da
região sudeste do Brasil, com
destaque para as ocorrências
de rochas granulíticas (com-
pilado e modificado de
Pedrosa Soares et al., 2001;
Heilbron et al., 2000; Trouw
et al., 2000; Basei et al., 2000;
e Campos Neto, 2000).
Legenda: 1-Cráton do São
Francisco. 2-Cráton Luís
Alves. 3-Extremo sul da
Faixa Brasília (cor verde com
hachuras para as ocorrências
de granulitos). A - Domínio
Externo da Faixa Araçuaí e
Terreno Ocidental da Faixa
Ribeira: 4-Complexos gnáis-
sicos arqueanos a paleopro-
terozóicos; 5-Sequência rifte
mesoproterozóica; 6 -
Sequências rifte e de margem
passiva neoproterozóicas,
com remanescentes oceâni-
cos; 7-Domínio Andrelândia;
8-Domínio Juiz de Fora. B -
Domínio Interno da Faixa
Araçuaí e Terreno Oriental
da Faixa Ribeira: 9-Domínio
Cambuci (Faixa Ribeira) ou
Grupo Rio Doce (Faixa
Araçuaí); 10-Domínio
Costeiro (Faixa Ribeira) ou
Complexo Paraíba do Sul
(Faixa Araçuaí); 11-Domínio
Italva; 12-Granitóides neo-
proterozóicos pré-colisionais
(arco magmático brasiliano);
13-Granitóides neopro-
terozóicos sin-colisionais; 14-
Granitóides neoproterozóicos
pós-colisionais. 15-Klippe
Paraíba do Sul. 16-Terreno
Cabo Frio; 17-Faixa
Apiaí/Paranapiacaba; 18-
Terreno Curitiba; 19-Faixa
Dom Feliciano; 20-Cobertura
Paleozóica / Mesozóica (Bacia do Paraná); 21-Rochas alcalinas do Cretáceo e Terciário; 22-Coberturas terciárias (Bacias de Resende,
Taubaté e São Paulo) e coberturas quaternárias; 23-Granulitos. (b) - Perfil geológico no setor norte do Domínio Juiz de Fora, Terreno
Ocidental da Faixa Ribeira (modificado de Duarte, 1998). Legenda: Domínio Andrelândia (1); Domínio Juiz de Fora: Ortogranulitos do
Complexo Juiz de Fora (2); Paragranulitos da Sequência Andrelândia ou correlato (3); Granitóides/charnockitóides neoproterozóicos sin-
colisionais (4); Klippe Paraíba do Sul (5)
- (a) Tectonic map of the southeastern region of Brazil and its granulite occurrences (compiled and modified after Pedrosa Soares et al .,
2001; Heilbron et al., 2000; Trouw et al ., 2000; Basei et al., 2000; e Campos Neto, 2000): 1-São Francisco Craton; 2-Luís Alves Craton; 3-
Southern Brasília belt (green: granulite occurrences). A - Outer Domain of Araçuaí belt and Occidental Terrane of the Ribeira belt: 4-
Archaean to paleoproterozoic gneissic complexes; 5-Mesoproterozoic rift sequence; 6-Neoproterozoic rift and passive margin sequences,
including oceanic rock assemblage; 7-Andrelândia Domain; 8-Juiz de Fora Domain. B - Inner Domain of the Araçuaí belt and Oriental
Terrane of the Ribeira belt: 9-Cambuci Domain (Ribeira belt) or Rio Doce Group (Araçuaí belt); 10-Coastal Domain (Ribeira belt) or
Paraíba do Sul Complex (Araçuaí belt); 11-Italva Domain; 12-Neoproterozoic pre-collisional granitoids (brasiliano magmatic arc); 13-
Neoproterozoic syn-collisional granitoids; 14-Neoproterozoic post-collisional granitoids. 15-Paraíba do Sul Klippe. 16-Cabo Frio Terrane;
17-Apiaí/Paranapiacaba belt;18-Curitiba Terrane; 19-Dom Feliciano belt; 20-Paleozoic/Mesozoic cover (Paraná Basin); 21-
Cretaceous/Tertiary alkaline rocks; 22-Cenozoic sediments; 23-Granulite. (b) Geologic cross-section of the northern portion of the Juiz de
Fora Domain, within the Occidental Terrane of the Ribeira belt (after Duarte, 1998). Andrelândia Domain (1); Juiz de Fora Domain:
orthogranulites of the Juiz de Fora Complex (2); paragranulites of the Andrelândia Sequence or correlative (3); Neoproterozoic syn-colli-
sional granitoids/charnockitoids (4); Paraíba do Sul Klippe (5)
à proximidade a corpos gabróides intrusivos, prováveis fontes
de fluidos ricos em CO2 (Nogueira, comunicação pessoal).
A Nappe de Liberdade é estrutura relacionada à tectôni-
ca da Faixa Brasília, em que paragnaisses pelíticos da
Seqüência Andrelândia apresentam paragêneses com cianita e
K-feldspato, indicando metamorfismo sob condições da fácies
granulito a pressões relativamente altas (Trouw et al., 1998;
Trouw et al., 2000a,b). Granulito máfico associado contém
paragênese constituída de clinopiroxênio, granada, plagioclá-
sio, hornblenda e quartzo. Em alguns corpos de anfibolito alo-
jados nas rochas da fácies anfibolito foram reconhecidas
inclusões de clinopiroxênio rico em Na em granada, indicati-
vas de que essas rochas foram eclogitos (Campos Neto &
Caby, 1999; Trouw et al., 2000a,b). A existência de paragra-
nulitos de alta pressão e retroeclogitos ao longo de superfícies
principais de empurrão é interpretada como registro da sutura
da colisão continental que selou o Orógeno Brasília (Trouw
et al., 1998; 2000a,b). Sillimanita e muscovita crescem como
minerais tardios, retrógrados, registrando metamorfismo rela-
cionado ao Orógeno Ribeira (Trouw et al., 1998, 2000a,b).
O Domínio Juiz de Fora representa sistema de falhas
de empurrão de médio a alto ângulo, onde ortogranulitos do
embasamento pré-1,8 Ga (Complexo Juiz de Fora) ocorrem
em escamas tectonicamente interdigitadas às de paragranuli-
tos neoproterozóicos (Seqüência Andrelândia) e a granitos-
charnockitos neoproterozóicos, formados durante o estágio
sin-colisional da Orogênese Brasiliana na Faixa Ribeira (Fig.
2b) (Heilbron et al., 1995; Duarte et al., 2000; 2003). Estes
três conjuntos de rochas verdes têm sido englobados sob a
denominação de Série ou Complexo Juiz de Fora (Ebert,
1955; Sad & Barbosa, 1985).
O Complexo Juiz de Fora compreende ortogranulitos
enderbíticos a charnockíticos com rochas máficas subordi-
nadas (Fig. 3a) (Heilbron et al., 1998; Duarte, 1998). Idades
de 2,2 - 2,1 Ga foram determinadas em grãos de zircão com o
método U-Pb e são interpretadas como época de cristalização
dessas rochas. (Söllner et al., 1991; Machado et al., 1996). Na
Faixa Araçuaí idades modelo Sm-Nd de ortogranulitos do
complexo estão entre 2,2 - 2,0 Ga, o que, associado às idades
U-Pb, aponta para o caráter juvenil dessas rochas no paleo-
proterozóico (Fischel et al., 1998).
Ortogranulitos calcio-alcalinos com petrogênese disso-
ciada dos ortogranulitos máficos formam duas suítes, uma de
médio-K, constituída de gnaisses enderbíticos, e uma de
médio a alto-K, formada de quartzo dioritos até granito resul-
tantes de cristalização fracionada (Duarte, 1998; Duarte &
Valente, 1999). As rochas máficas toleíticas são heterogêneas,
com assinaturas do tipo N-MORB, E-MORB e intra-conti-
nental, mostrando sua geração a partir de fontes mantélicas
distintas (Heilbron et al., 1998; Duarte, 1998; Duarte &
Valente, 1999). As rochas máficas de afinidade alcalina têm
assinaturas típicas de ambiente intra-placa. A integração dos
dados indica que os protolitos dos ortogranulitos do com-
plexo resultaram da cristalização de magmas juvenis,
provavelmente integrantes de raízes de arco vulcânico paleo-
proterozóico (Duarte et al., 2003).
Dois pulsos metamórficos são identificados nas rochas
do complexo. O pulso mais antigo (M1) é registrado pela
paragênese ortopiroxênio + plagioclásio ± clinopiroxênio ±
quartzo ± hornblenda em arranjo granoblástico, claramente
anterior à foliação regional brasiliana (Fig. 3b). Geotermometria
Cpx-Opx e Hbl-Pl indicam temperaturas entre 800 e 850ºC,
enquanto que a química de hornblenda sugere condições de
baixa pressão, entre 3 e 4 kbar para M1 (Duarte, 1998).
Microtermometria indica que fluidos carbonosos (81-93%
CO2) de densidade média a moderadamente alta foram apri-
sionados nas estruturas minerais sob condições de facies gra-
nulito, P entre 4-6 kbar e T entre 750-850ºC (Nogueira, 1994).
O metamorfismo granulítico nessas rochas foi gerado pela
infiltração de fluidos ricos em CO2 em um período pré- ou
cedo-Brasiliano (Nogueira, 1994; Duarte, 1998; Duarte et al.,
2003). Próximo às zonas de cisalhamento relacionadas ao
empilhamento tectônico Brasiliano, os granulitos são orto-
gnaisses cinza, com o desenvolvimento de foliação miloníti-
ca tardia e paragêneses minerais retrógradas, com hornblen-
327Cap XIX 
de Fora da Faixa Ribeira (ver adiante). O par granada-
cordierita indica temperaturas entre 760° e 850°C para o auge
do metamorfismo (Costa, 1998). Geocronologia U-Pb em zir-
cão de ortogranulitos do complexo indica valor de 577 Ma,
interpretado como a idade do metamorfismo dessas unidades
(Söllner et al., 1991).
Na Serra do Caparaó ocorrem rochas metavulca-
nossedimentares com paragêneses da fácies granulito, formando
escamas tectônicas interdigitadas a escamas de ortogranulitos
correlatos àqueles do Complexo Juiz de Fora. A idade da fonte
dos protolitos é indicada por dados U-Pb em grãos detríticos de
zircão datados em 2,1 e 2,2 Ga (Söllner et al., 1991). Em para-
granulito pelítico e semi-pelítico, paragêneses com granada,
cordierita, sillimanita, hercinita, ortoclásio, plagioclásio, quartzo
e grafita indicam condições metamórficas entre 700 e 900ºC e
pressões entre 7 e 10 Kb (Seidensticker & Wiedemann, 1992).
Idade U-Pb em zircão metamórfico indica que o metamorfismo
ocorreu por volta de 586 Ma (Söllner et al., 1991).
O extremo leste do domínio interno da Faixa Araçuaí é
constituído de conjunto de rochas metavulcanossedimentares,
da fácies anfibolito superior a granulito (Sluiter & Weber-
Diefenbach, 1989; Seidensticker & Wiedemann, 1992; Pedrosa
Soares et al., 2000) (Fig. 2a). Os granulitos englobam granada
gnaisses granulíticos, intercalados em gnaisses facoidais,
rochas calcissilicáticas, hornblenda gnaisses, leptinitos e
granada-cordierita-sillimanita gnaisses. Grãos de zircão
detrítico de quartzito e paragnaisse migmatítico têm idades
U-Pb de 2,1 Ga (Söllner et al., 1991) e de 800 Ma (Pedrosa
Soares et al., 2001), indicando protolitos provenientes de fonte
paleoproterozóica e neoproterozóica (Uhlein et al., 1998;
Pedrosa Soares et al., 2001). Os granulitos contêm paragêneses
com granada, cordierita, sillimanita e ortoclásio e paragêne-
ses com ortopiroxênio. Idade U-Pb de 560 Ma em zircão e
monazita é interpretada como idade do metamorfismo granu-
lítico, que teria resultado de infiltração de fluidos ricos em
CO2 durante período posterior à fase de deformação principal
nesse setor da Faixa Araçuaí (Söllner et al., 1991).
Granulitos da Faixa Ribeira (incluindo Zona de
Interferência com Faixa Brasília)
A Faixa Ribeira formou-se ao longo da margem SSE da
Faixa Brasília na borda do Cráton do São Francisco durante a
Orogênese Brasiliana (Fig. 2a). O setor central da faixa é
compartimentado em quatro terrenos, imbricados de SE para
NW, em direção ao cráton (Heilbron et al., 2000): terreno oci-
dental, Klippe Paraíba do Sul, terreno oriental e Terreno Cabo
Frio. Granulitos ocorrem nos terrenos ocidental e oriental que
são separados por importante zona de cisalhamento, situada
na borda noroeste do Arco Magmático Rio Negro (Almeida
et al., 1998; Tupinambá et al., 1998) (Fig. 2a). Os terrenos
ocidental e oriental são correlacionáveis aos domínios exter-
no e interno da Faixa Araçuaí, respectivamente.
O terreno ocidental representa a margem retrabalhada
do Cráton do São Francisco e é constituído de três domínios
tectônicos distintos: domínio autóctone, DomínioAndrelândia e Domínio Juiz de Fora, os dois últimos de
características alóctones, correspondendo a sistemas de
empurrões gerados na Orogênese Brasiliana (Heilbron et al.,
2000). Os domínios autóctone e Andrelândia registram tanto
processos relacionados à colisão que levou à formação da
Faixa Brasília quanto à colisão, mais nova, referente à Faixa
Ribeira, sendo, portanto, integrantes da zona de interferência
entre as faixas Brasília e Ribeira (Trouw et al., 2000a,b).
Orto- e paragnaisses da fácies granulito dominam o Domínio
Juiz de Fora, embora ocorram também no Domínio Andrelândia.
O Domínio Andrelândia é caracterizado pela ocorrência
de rochas metassedimentares da Seqüência Andrelândia e seu
embasamento, constituído de ortognaisses do Complexo
Mantiqueira. Os ortognaisses são tonalíticos a graníticos,
migmatíticos e, subordinadamente, ocorrem ortoanfibolitos. Os
protolitos dessas rochas são arqueanos a paleoproterozóicos
(Cordani et al., 1973; Figueiredo & Teixeira, 1996; Fischel
et al., 1998). Localmente, os ortognaisses tonalíticos apresen-
tam manchas verdes e cristais de ortopiroxênio, feição atribuída
da, biotita e granada relacionadas a M2 (Fig. 3c,d). Cálculos
geotermobarométricos indicam que o período tardi-M2
evoluiu sob temperaturas mais altas que 700-750ºC, pressões
entre 6 e 7 kbar e gradientes variáveis de PH2O (Duarte, 1998;
Duarte et al., 2000). Idades U-Pb em zircão e monazita entre
579 e 563 Ma são interpretadas como idades de M2 (Söllner
et al., 1991; Machado et al., 1996).
No Domínio Juiz de Fora, paragnaisse pelítico, correla-
to ao da Seqüência Andrelândia (Trouw et al., 2000a,b),
ocorre em escamas tectônicas interdigitadas às de ortogra-
nulito do Complexo Juiz de Fora. O paragnaisse contem
paragênese relacionada a M2 (biotita + granada sillimanita
ortopiroxênio hercinita + plagioclásio + feldspato potássico +
quartzo) que define a foliação brasiliana. O paragnaisse pelíti-
co exibe paragênese com granada, sillimanita, K-feldspato e
biotita, enquanto o paragnaisse semi-pelítico, psamítico,
invariavelmente migmatizado, e leucossoma associado, con-
têm ortopiroxênio (Fig. 3e,f). Grãos detríticos de zircão ana-
lisados pelo método U-Pb apresentam idades de 2,0-2,1 Ga,
interpretadas como idade da fonte (Valladares et al., 1999).
Idades entre 579 e 551 Ma, obtidas pelo método U-Pb em
monazita, foram atribuídas ao metamorfismo (Machado et al.,
1996). Cálculos geotermobarométricos, usando os termôme-
tros Opx-Grt e Bt-Grt, indicam temperaturas maiores que
700-750ºC e pressões entre 6 e 7 kbar para as etapas finais de
M2 no Domínio Juiz de Fora (Duarte, 1998; Duarte et al.,
2000). O metamorfismo é atribuído à tectônica de empurrões
brasiliana, responsável pela colocação de escamas quentes de
ortogranulitos do complexo sobre escamas mais frias de
rochas metassedimentares correlatas à Seqüência Andrelândia
(Duarte et al., 2000).
O terreno oriental é constituído de três domínios tec-
tônicos distintos (Tupinambá et al., 2000; Heilbron & Machado,
2003): domínios Cambuci, Costeiro e Italva (Fig. 2a). Rochas
com paragêneses da facies granulito são identificadas nos
domínios Cambuci e Costeiro.
O Domínio Cambuci representa a base do terreno
oriental da Faixa Ribeira no Rio de Janeiro e Espírito Santo
(Fig. 2a). Paragnaisse com sillimanita, granada e biotita
ocorre associado a mármore, rochas calcissilicáticas, gondito
e anfibolito. Paragêneses com clinopiroxênio, granada, pla-
gioclásio e quartzo ocorrem nos ortogranulitos, enquanto
ortopiroxênio ocorre em leucossoma e diatexito, interpreta-
dos como produto da fusão parcial do paragnaisse pelítico
(Tupinambá et al., 2000; Heilbron & Machado, 2003). Dados
U-Pb em zircão e monazita do leucossoma e diatexito
indicam idade de 623 Ma para o metamorfismo do domínio
(Heilbron & Machado, 2003).
No Domínio Costeiro ocorre biotita-granada-
(cordierita)-(sillimanita) gnaisse migmatítico associa-
do à biotita gnaisse bandado, quartzito e rochas calcis -
silicáticas na área costeira central do Rio de Janeiro
(Fig. 2a), incluindo a área dos municípios do Rio de
Janeiro e de Niterói (Helmboldt et al, 1965; Pires et
al ., 1986; Silva & Silva, 1987; Leonardos, 1974).
Grãos detríticos de zircão de quartzito com idade U-Pb de
2,0 Ga indicam que parte da fonte é paleo-proterozóica
(Valladares et al., 1999). No gnaisse pelítico, paragê-
nese com biotita, cordierita, granada, sillimanita,
quartzo, plagioclásio e ortoclásio indica condições da
fácies granulito. Temperaturas de 720ºC e pressões de
6 kbar foram obtidas para o evento metamórfico (Rêgo,
1989; Sluiter & Weber-Diefenbach, 1989). Grãos de
zircão e monazita de paragnaisse e leucossoma apre-
sentam idades U-Pb entre 590 e 558 Ma, tidas como do
metamorfismo e anatexia associada (Söllner et al.,
1987; 1989; 1991; Machado et al. , 1996). Pulso
metamórfico mais jovem, entre 535 e 519 Ma levou à
formação de minerais retrógrados (Söllner et al., 1987,
1991; Machado et al., 1996). Na região de Búzios, Rio
de Janeiro, ocorrem rochas que atingiram as condições
de transição entre as facies anfibolito e granulito e
foram formadas nesse intervalo de tempo, entre 525 e
520 Ma (Schmitt et al., 1999).
Granulitos no Terreno Curitiba: Faixa Apiaí /
Paranapiacaba
O embasamento no Terreno Curitiba (Campos Neto,
2000) ou Microplaca Curitiba (Basei et al., 2000) é constituí-
do de gnaisse migmatítico bandado do Complexo Atuba (Siga
Jr. et al., 1995; Sato et al., 2003) (Fig. 2a). Ortogranulito de
composição enderbítica a charnockítica e mangerítica, com
granulito máfico associado, ocorre ao longo de faixas descon-
tínuas dentro do complexo. Paragênese com ortopiroxênio, pla-
gioclásio, biotita, ortoclásio, quartzo, hornblenda e clinopiro-
xênio registra condições de facies granulito. Embora o protoli-
to seja arqueano, idades de 2,2 e 2,1 Ga foram determinadas em
grãos de zircão pelos métodos U-Pb e Pb-Pb e são interpretadas
como idades de migmatização e do metamorfismo granulítico
(Siga Jr., 1995; Siga Jr. et al., 1995; Picanço et al., 1998; Basei
et al., 1999; Sato et al., 2003). Termobarometria indica tempe-
raturas maiores que 759ºC para o metamorfismo. O segundo
pulso metamórfico é marcado pelo crescimento de anfibólio e
biotita retrógrados sob condições entre 600 e 650ºC (Azevedo
Sobrinho, 1995). Idades K-Ar em anfibólio e biotita registram
o período de resfriamento desse último evento em 650-580 Ma
(Picanço, 1994).
Granulitos do Complexo Granulítico Santa Catarina:
Cráton Luís Alves
O Complexo Granulítico Santa Catarina (Hartmann
et al., 1979) constitui grande parte da área exposta do Cráton
Luís Alves (Fig. 2a). Ocorre predomínio de ortognaisse granu-
lítico charno-enderbítico, com kinzigito, quartzito, rochas
calcissilicáticas e formação ferrífera bandada subordinados.
Idades U-Pb obtidas em zircão, concordantes em 2,4 e 2,2 Ga,
são interpretadas como cristalização e metamorfismo granu-
lítico, respectivamente (Basei et al., 1999). Idades K-Ar mais
velhas que 1,7 Ga mostram a ausência de efeitos da orogênese
neoproterozóica na unidade (Basei et al., 2000).
Granulitos do Complexo Santa Maria Chico: Cráton
Rio de la Plata
No centro-sul do Estado do Rio Grande de Sul, em
pequena área de exposição da borda do Cráton Rio de la
Plata, ocorrem gnaisses migmatíticos e núcleos granulíticos
correspondentes ao Complexo Santa Maria Chico.
Ortognaisse granulítico de composição ácida a básica pre-
domina nesses núcleos. Subordinadamente, ocorrem sillima-
nita gnaisse, anortosito e piroxenito com paragêneses da
fácies granulito, sendo as condições do metamorfismo calcu-
ladas em 800ºC e 10 kbar (Hartmann, 1998). Idades entre 2,5
e 2,1Ga foram obtidas em grãos de zircão analisados com
SHRIMP, as quais são tidas como idade de cristalização dos
protolitos dessas rochas, enquanto idades entre 2,1 e 2,0 Ga
foram interpretadas como a idade do metamorfismo granu-
lítico (Hartmann et al., 1999). Isócronas de rocha total de
metagranitóides intrusivos apresentam idades entre 2,5 e 2,0
Ga, que marca o resfriamento arqueanoe paleoproterozóico,
respectivamente (Basei et al., 2000). Idades modelo Nd são
arqueanas, com εNd fortemente negativo (Basei et al., 2000).
Granulitos do Cráton do São Francisco
As melhores exposições do embasamento do Cráton
do São Francisco ocorrem na Bahia, onde predominam rochas
de idade arqueana ou paleoproterozóica metamorfisadas na
fácies granulito ou anfibolito, que constituem os segmentos
crustais denominados de Bloco Gavião, Contendas-Mirante,
Complexo Jequié, Cinturão Itabuna, Cinturão Salvador-
Curaçá, Núcleo Serrinha e Bloco Mairi (Barbosa &
Dominguez, 1996). Rochas de alto grau ocorrem nos comple-
xos Uauá, Lagoa da Vaca, Santa Luz, Caraíba, São José de
Jacuípe, Tanque Novo/Ipirá, às quais se associam rochas
máfico-ultramáficas, sieníticas e graníticas. A presente síntese
é baseada nos dados mais recentes obtidos por Santos Pinto
328
de granulitos (Fig. 5b) expostos do sul ao norte da Bahia
(Barbosa & Sabaté, 2002; 2003).
As rochas do Bloco do Gavião (Fig. 5b) foram meta-
morfisadas na fácies anfibolito. Em sua borda leste, região
NE da Bahia, há evidências de metamorfismo paleopro-
terozóico. Grãos de zircão de ortognaisse com intercalações
de anfibolitos do Complexo Mairi apresentam idade
207Pb/206Pb de 3040 ± 15 Ma (Peucat et al., 2002). Para leste,
em direção ao centro do bloco, aumenta a intensidade da
deformação e o grau do metamorfismo e essas rochas são trans-
formadas em granulitos charnockíticos-charno-enderbíticos e
máficos.
A parte NE do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (Fig.5b)
é composta por granulitos dos complexos Uauá, Lagoa da
Vaca, Santa Luz, Caraíba, São José do Jacuípe e Tanque
Novo-Ipirá. O Complexo Uauá contém ortogranulitos
tonalíticos a granodioríticos, bandados ou não, caracterizados
pela alternância de lentes quartzo-feldspáticas com ortopiro-
xênio e bandas de granulitos máficos e rochas calcissilicáti-
cas. Idade U-Pb em grãos de zircão coloca as rochas do
Complexo Uauá entre 2,93 e 3,13 Ga (Cordani et al., 1999,
Oliveira et al., 1999), enquanto que idade Pb-Pb, em rocha
(1996), Bastos Leal (1998), Sato (1998), Corrêa-Gomes
(2000), Teixeira et al. (2000), Mello et al. (2000), Silva et al.
(2002), Leite (2002), Barbosa & Sabaté (2002; 2003),
Barbosa et al. (2004a; 2004b), Barbosa & Peucat (2004) e
Oliveira et al. (2004). Os blocos Gavião, Jequié, Itabuna-
Salvador-Curaçá e Serrinha são de idade arqueana e colidiram
durante o Paleoproterozóico, quando suas rochas foram meta-
morfisadas em condições correspondentes as fácies granulito,
anfibolito e xisto-verde, com a formação concomitante de
corpos plutônicos (Barbosa & Sabaté, 2002; 2003).
Os blocos crustais Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-
Curaçá e Serrinha são discriminados em função de idades
modelo Sm-Nd (Fig. 4a) e de posicionamento distinto no dia-
grama Nd x Sr (Fig. 4b), o que demonstra origem e evolução
distintas (Barbosa & Sabaté, 2002; 2003). 
Os quatro blocos colidiram no paleoproterozóico (Fig.
5a), segundo movimentação no sentido NW-SE, resultando
na formação de importante cadeia de montanhas (Fig. 5b), o
Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (Barbosa et al., 2003). Nas
bordas do orógeno estão expostas rochas das fácies anfiboli-
to e xisto-verde enquanto em sua porção central é exibida
faixa de 700 km de extensão e 150 km de largura constituída
329Cap XIX 
Fig. 3 - (a)
Ortogranulito
charnockítico banda-
do do Complexo Juiz
de Fora. Cristais
grossos são de ortopi-
roxênio. UTM:
668115 - 7585125. (b)
- Granulito máfico do
Complexo Juiz de
Fora, com textura
protomilonítica: por-
firoclastos de Opx,
Cpx, Hbl, Opc e Pl
registram arranjo
granoblástico mais
antigo, já parcial-
mente recristalizado.
UTM: 673680 -
7585030. (c) Cristal
de ortopiroxênio
coroado por granada
em granulito máfico
do Complexo Juiz de
Fora. UTM: 673360 -
758760. (d)
Hornblenda orientada
na foliação brasiliana,
com inclusões de Opx
e Cpx. UTM: 677150 -
7568575. (e)
Paragnaisse
migmatítico granu-
lítico do Domínio Juiz
de Fora. UTM:
660840 - 7589225. (f) -
Equilíbrio granada-
ortopiroxênio em
paragnaisse semi-
pelítico do Domínio
Juiz de Fora. UTM:
663650 - 7591150
- (a) Banded
charnockitic
orthogranulite of the
Juiz de Fora Complex
. Large crystals are of
orthopyroxene. UTM:
668115 - 7585125. (b)
Prothomylonitic basic
granulite of Juiz de
Fora Complex: Opx, Cpx, Hbl, Opc and Pl porphyroclasts record an older, partially recristalized granoblastic fabric. UTM: 673680 -
7585030. (c) Garnet corona around orthopyroxene crystal in a basic granulite of the Juiz de Fora Complex. UTM: 673360 - 758760. (d)
Hornblende crystal, with Opx and Cpx inclusions, formed along the brasiliano-related foliation. UTM: 677150 - 7568575. (e) - Granulitic
migmatitic paragneiss of the Juiz de Fora Domain. UTM: 660840 - 7589225. (f) Garnet-orthopyroxene equilibrium in semipelitic parag-
neiss of the Juiz de Fora Domain. UTM: 663650 - 7591150
total, está em torno de 3,16 Ga (Paixão & Oliveira,
1998). O Complexo Uauá pode ser distinguido das
unidades vizinhas pela presença de dois conjuntos
de diques máficos. O mais antigo é composto por
diques deformados e metamorfisados, com idades
isocrônicas Sm-Nd em rocha total de ca. 2,9-2,75
Ga (Oliveira et al., 1999) e idades K-Ar entre 2,14
e 1,93 Ga, interpretadas como época das defor-
mações que os atingiram (Bastos Leal et al., 1994).
O segundo conjunto é constituído por diques pouco
ou não deformados, relacionados a dois episódios
magmáticos, em 2384 ± 114 Ma(RI = 0,70082) e
1983 ± 31 Ma (RI = 0,70197), idades isocrônicas
Rb-Sr (Bastos Leal et al., 1994). O Complexo
Lagoa da Vaca é formado de corpos gabro-anor-
tosíticos e máfico-ultramáficos intercalados nos
ortognaisses do Complexo Uauá.
O Complexo Santa Luz é um conjunto de
gnaisses, granitos e migmatitos subdividido em
quatro associações, três metamorfisadas na fácies
anfibolito e uma na fácies granulito. A última é for-
mada por ortogranulitos tonalíticos a granodioríti-
cos, finos a grossos, com enclaves de rochas máfi-
cas, que em zonas de cisalhamento tardias são
transformadas em hornblenda-biotita gnaisse.
Ortogranulito associa-se também a rocha calcissili-
cática (diopsidito), metachert, serpentina mármore
e intercalações de rochas máficas e ultramáficas. O
peridotito de Pedras Altas, mineralizado em cromo,
foi datado em ca. 2983 Ma (Oliveira et al., 2002).
A idade é semelhante à do ortogranulito bandado
encaixante, sendo que grãos de zircão analisados
com SHRIMP revelam idades U-Pb de 2983 Ma e
3085 Ma, consideradas como idade do protolito
(Oliveira et al., 2002).
O Complexo Caraíba é a unidade mais repre-
sentativa na parte NE do Bloco Itabuna-Salvador-
Curaçá (Loureiro, 1991; Melo, 1991; Pereira, 1992;
Sampaio, 1992; Melo et al., 1995; Kosin et al.,
2003). Compõe-se de ortogranulito enderbítico a
charno-enderbítico, com bandas de granulito alumi-
noso contendo safirina, ortopiroxênio e espinélio
(Leite, 2002) e, mais raramente, de granulito
charnockítico contendo ortopiroxênio em equilíbrio
com hornblenda e biotita (Teixeira, 1997).
Estruturas migmatíticas tipo schlieren, nebulítica e
schollen são comuns e o leucossoma é sienograníti-
co a monzonítico. A idade do protolito do ortogra-
nulito enderbítico-charnockítico, obtida por análise
U-Pb em grãos de zircão com SHRIMP, varia entre
2695 e 2659 Ma (Silva et al., 1997, 2002), enquan-
to a idade do protolito do granulito charnockítico é
de 2634 Ma (Silva et al., 1997).
O Complexo São José do Jacuípe é represen-
tado por associação máfico-ultramáfica granulitiza-
da (Loureiro, 1991; Melo, 1991; Sampaio, 1992;
Leite, 2002; Kosin et al., 2003), ocorrendo na
forma de lentes tectônicas com direção N-S a
NNW-SSE nos complexos Caraíba e Tanque Novo-
Ipirá. Há predomínio de biotita ou hornblenda nori-
to, gabronorito e, em menor quantidade, leuco-
330
Fig. 4 - (a) Idades arqueanas Sm/Nd (TDM) do Cráton do São Francisco
na Bahia. (b) Diagrama εNd x εSr (t = 2,0 Ga) mostrando campos dis-
tintos de idades arqueanas. As idades relacionadas ao Bloco Itabuna-
Salvador-Curaçáestão mais próximas ao Manto Depletado. Blocos
Jequié, Serrinha e Gavião. Segundo Barbosa & Sabaté (2002, 2003)
- (a) Sm/Nd (TDM) Archean ages of São Francisco Craton in Bahia. (b)
εNd x εSr diagram (t = 2.0 Ga) shows distinct fields of Archean ages.
The ages related to Itabuna-Salvador-Curaçá Block are closer to the
Depleted Mantle. Jequié, Serrinha and Gavião Blocks. After Barbosa &
Sabaté (2002, 2003)
εSr
gabro, ferrogabro, peridotito e piroxenito; o gabronorito é
toleítico magnesiano, pobre em TiO2, rico em ETR leves,
proveniente da fusão de manto profundo e com taxas baixas
de contaminação crustal (Teixeira, 1997), sendo que a pre-
sença do ortopiroxênio é interpretada como produto do meta-
morfismo granulítico (Leite, 2002); o ferrogabro forma
diques associados ao gabronorito e mostra associação mine-
ralógica ígnea constituída por clinopiroxênio, ilmenita e pla-
gioclásio tabular e outra granulítica contendo granada, ortopi-
roxênio, plagioclásio poligonal, anfibólio titanífero (kaersuti-
ta/pargasita ferrífera com 4,00-4,62% de TiO2) e biotita
(4,16-5,53% de TiO2) formando microestruturas coroníticas
(Leite, 2002). Grãos de zircão retirados de xenólito de
gabronorito granulitizado alojado em granulito enderbítico do
Complexo Caraíba foram analisados com SHRIMP e apre-
sentam idade U-Pb de 2,69 Ga (Silva et al., 1997). Suas
características geoquímicas são similares às das rochas
toleíticas de greenstone belts arqueanos.
Corpos máfico-ultramáficos deformados e granulitiza-
dos ocorrem no Complexo Caraíba, sendo o do vale do rio
Curaçá um dos mais importantes, por ser mineralizado em
cobre (Mina da Caraíba). Esse corpo é interpretado como sill
diferenciado, contendo, da base para o topo, piroxenito
maciço, norito e melanorito, que cedem lugar para norito e
gabronorito, localmente bandados (Lindenmayer, 1980). A
idade modelo Sm-Nd da intrusão está no intervalo entre 2,4 e
2,7 Ga, próximo à idade de cristalização de 2580 ± 10 Ma
determinada em zircão com método U-Pb SHRIMP (Oliveira
et al., 2004).
O Complexo Tanque Novo/Ipirá é representado por
seqüência vulcanossedimentar granulitizada, gerada entre
Arqueano e Paleoproterozóico (Kosin et al., 1999, 2003),
sendo constituído principalmente por kinzigito e granada lep-
tinito bandado com bolsões de leucogranito associado e ocor-
rências menores de granada leptinito bandado, rochas calcis -
silicáticas, quartzito, formação ferrífera, mármore, gnaisse
bandado (bandas granítico-granodioríticas e gabro-dioríti-
cas), rochas grafitosas, metamáficas e metaultramáficas. O
kinzigito representa resíduo sólido da fusão e o leptinito líqui-
do anatético gerado durante o processo de fusão crustal que
antecedeu o pico do metamorfismo paleoproterozóico na
parte norte do bloco (Leite, 2002).
Em sua parte sul, o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá é
representado por metatonalitos com intercalações e enclaves
de granulito máfico (protolito-gabro ou basalto) e faixas de
rochas supracrustais orientadas NNE; rochas charnockíticas
são subordinadas (Fig. 5b). O conjunto encontra-se deforma-
do e recristalizado na fácies granulito.
O metatonalito tem tendência cálcio-alcalina de baixo
K e o padrão de ETR indica geração por fusão de crosta
oceânica (Barbosa & Peucat, 2004a). Grãos de zircão de
amostra de metatonalito das vizinhanças de Ipiaú analisados
por evaporação e SHRIMP foram datados em ca. 2,6 Ga
(Ledru et al., 1993; Barbosa & Peucat, 2004c). Grãos de zir-
cão de metatonalitos e charnockitos analisados com SHRIMP
revelam idades de 2659 ± 9 Ma e 2847 ± 7 Ma, respectiva-
mente, indicando a heterogeneidade dos protolitos (Silva
et al., 2002).
Os paragranulitos formam faixas tectonicamente
encaixadas no metatonalito, predominando granada quartzito e
granulito aluminoso com safirina, grafititos e formações man-
ganesíferas, com rochas máficas de afinidade oceânica subor-
dinadas (Barbosa, 1990). Na parte sul do Bloco Itabuna-
Salvador-Curaçá ocorrem intrusões de monzonito de afinidade
geoquímica shoshonítica, agora granulitizados (Barbosa,
1990). Grãos de zircão analisados pelo método de evaporação
foram datados em ca. 2,4 Ga (Ledru et al., 1993). A gênese das
331Cap XIX 
Fig. 5 - (a) Posições dos blocos arqueanos e início da colisão paleoproterozóica. (b) Disposição dos blocos arqueanos após a colisão paleo-
proterozóica. São destacados os Greenstone Belts Itapicuru e Capím além dos sienitos tardi-tectônicos e granitóides pós-tectônicos, todos
paleoproterozóicos. Segundo Barbosa & Sabaté (2002; 2003)
- (a) Position of Archean blocks and beginning of Paleoproterozoic collision. (b) Disposition of Archean blocks after Paleoproterozoic col-
lision. Itapicuru and Capím Greenstone Belts are highlighted, as well as late-tectonic syenite and granite, all Paleoproterozoic. After
Barbosa & Sabaté (2002; 2003)
rochas do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá está ligada a arco de
ilhas, bacias back-arc e zona de subducção (Figueiredo, 1989;
Barbosa, 1990; 1997; Teixeira & Figueiredo, 1991).
O Bloco Jequié (Fig. 5b) é formado por migmatitos
com enclaves de rochas supracrustais e intrusões múltiplas,
graníticas-granodioríticas. Os migmatitos apresentam as
idades mais antigas, em torno de 3,0-2,9 Ga (Wilson, 1987;
Marinho, 1991; Marinho et al., 1994). As intrusões apresen-
tam baixas e altas concentrações de TiO2 (Fornari & Barbosa,
1994) e idade de cristalização entre 2,8-2,7 Ga, determinada
com SHRIMP em zircão (Alibert & Barbosa, 1992). A asso-
ciação de migmatitos com intrusões félsicas a máficas consti-
tui o embasamento de bacias tipo rift continental, onde
basalto e andesito basáltico, chert, formação ferrífera banda-
da, grafitito e kinzigito se acumularam (Barbosa et al., 2003,
2004a). Todo o conjunto foi afetado por metamorfismo da
fácies granulito durante o Paleoproterozóico.
O Bloco Serrinha (Fig. 5b) é constituído de ortognais-
ses graníticos-granodioríticos e tonalíticos, com idades
variando entre 3,1 e 2,8 Ga, que registram importante episódio
de formação de crosta (Gaal et al., 1987; Oliveira et al., 1999;
Mello et al., 2000; Rios, 2002). A presença de xenocristais de
zircões datados em 3,6 Ga indica que o magma precursor
atravessou rochas mais antigas (Rios, 2002). As rochas
plutônicas ácidas e intermediárias contêm enclaves de gabro
e constituem o embasamento dos greenstone belts do Rio
Itapicuru e Rio Capim, ambos do paleoproterozóico. Os orto-
gnaisses do bloco estão na periferia do Bloco Itabuna-
Salvador-Curaçá e foram equilibrados na fácies anfibolito,
enquanto os greenstone belts foram recristalizados na fácies
xisto-verde. Não se conhece gradação metamórfica entre
rochas das facies anfibolito e granulito no limite entre os blo-
cos Serrinha e Itabuna-Salvador-Curaçá. O limite entre os
blocos é brusco, marcado por zonas de cisalhamento sinistrais
com foliação vertical, separando rochas da fácies anfibolito a
leste e da fácies granulito a oeste.
O metamorfismo granulítico paleoproterozóico do
Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá ocorreu sob pressões médias
de 7 kbar e temperaturas ao redor de 850ºC (Barbosa 1990;
Leite, 2002). A maior parte dos granulitos é composta por
combinações variadas de quartzo, ortopiroxênio, clinopiro-
xênio, plagioclásio, feldspato potássico, granada e, em
menores proporções, hornblenda, biotita, ilmenita e rutilo.
Nas porções norte e sul do bloco, granulitos aluminosos con-
tendo ortopiroxênio+granada+safirina±espinélio (Fig 6a, b)
indicam que metamorfismo de temperatura ultra-alta (T /900 ºC
e P entre 7 e 10 kbar) foi alcançado, de forma localizada (Leite,
2002; Barbosa, et al., 2004b). Na porção norte, a associação
do pico foi formada como produto peritético de fusão de bioti-
ta e é constituída por ortopiroxênio aluminoso (10,30 %
Al2O3), espinélio, rutilo e biotita rica em Ti e F (2,2-3,1% de
TiO2 e 1,51-2,06 % de F). Essa associação é substituída por
safirina, granada, sillimanita, cordierita e biotita (mais rica
em TiO2, 4,15-5,54% e mais pobre em F, 0,54-1,15%) pela
sua reação com o líquido presente. A associação cordierita2,ortopiroxênio2, biotita3, espinélio2, feldspato potássico, mag-
netita e coríndon é formada durante descompressão isotermal
(Leite, 2002). Ainda na porção norte, no Complexo São José
do Jacuípe a associação do pico do metamorfismo é compos-
ta por ortopiroxênio, plagioclásio2 e granada, enquanto
anfibólio (kaersutita/ pargasita) e biotita titaníferos
cristalizaram-se durante a descompressão (Leite, 2002). Na
porção sul do bloco a associação do pico metamórfico é for-
mada por granada, ortopiroxênio, sillimanita, biotita, quartzo
ou safirina e feldspatos. Durante a descompressão isotermal a
paragênese é substituída por ortopiroxênio2, safirina2,
cordierita e biotita2 (Leite, 2002; Barbosa, et al., 2004b).
O metamorfismo é resultado do espessamento crustal
relacionado à superposição tectônica dos blocos arqueanos
durante colisão (Fig. 7a, b), que gerou cavalgamentos e zonas
de transcorrência tardias com cinemática sinistral (Alves da
Silva & Barbosa, 1997). Na parte norte do orógeno, a con-
vergência do Bloco Serrinha em direção ao Bloco Gavião
(Fig. 5a, b) promoveu encurtamento crustal (Fig. 7a), geran-
do vergência centrípeta dos granulitos (Fig. 7b). Durante a
exumação, cavalgamentos cortaram as isógradas e colocaram
rochas da fácies granulito sobre as da fácies anfibolito e xisto-
verde (Barbosa, 1997; Leite, 2002).
Na parte sul do orógeno os granulitos também foram
colocados sobre as rochas de mais baixo grau (Barbosa &
Sabaté, 2002). Nas etapas iniciais da colisão ocorreu a
sobreposição do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá ao Bloco
Jequié e ambos ao Bloco Gavião (Fig. 8a, b). Em conseqüên-
cia, foram geradas dobras recumbentes com vergência para
oeste, as quais foram coaxialmente redobradas (Alves da
Silva & Barbosa, 1997).
O pico metamórfico ocorreu entre 1,9 e 2,1 Ga (Barbosa,
1990, 1997; Leite, 2002). Vários dados radiométricos obtidos
em rocha total pelos métodos Rb-Sr e Pb-Pb (Wilson, 1987), ou
datação de monazita com microssonda eletrônica, método
evaporação Pb-Pb ou SHRIMP em zircão indicam idades nesse
intervalo para granulitos dos Blocos Jequié e Itabuna-Salvador-
Curaçá (Leite, 2002; Barbosa et al., 2004a). As idades mais acu-
radas para o pico metamórfico, determinadas com SHRIMP nas
bordas de grãos de zircão de granulitos dos blocos Jequié e
Itabuna-Salvador-Curaçá, situam-no entre 2050 e 2080 Ma
(Silva et al., 1997, 2002).
Durante o retrometamorfismo, zonas de cisalhamento
foram instaladas nas bordas do orógeno, com a transformação
de ortopiroxênio em hornblenda verde e biotita. A paragênese
granada-quartzo é substituída por simplectitos de ortopiro-
xênio-cordierita ou ortopiroxênio-plagioclásio (Fig. 6c, d),
gerados durante a descompressão em trajetória P-T horária
(Fig. 9a, b, c), típica de contexto colisional (Barbosa, 1990;
Barbosa et al., 2004b; Leite, 2002).
Na parte sul, a colocação do Bloco Itabuna-Salvador-
Curaçá sobre o Bloco Jequié transformou suas rochas da
fácies anfibolito em rochas da fácies granulito. Isso é corro-
borado pela presença de enclaves máficos em charnockito
com ortopiroxênio apenas nas suas bordas e ausência do
mesmo no seu centro (Fig. 6e). Em lâmina, é comum a ocor-
rência de hornblenda com bordos arredondados inclusa em
grãos de ortopiroxênio idiomórfico (Fig. 6f). Em ambos os
casos confirma-se a desidratação das rochas ao passarem da
fácies anfibolito para a fácies granulito.
Diversas rochas plutônicas situadas no domínio granu-
lítico são consideradas sin-metamórficas, pois têm idade de
cristalização entre 2070 Ma e 2130 Ma, próxima à do pico do
metamorfismo paleoproterozóico, mas estão deformadas e
recristalizadas na fácies granulito, apresentando textura gra-
noblástica superposta em textura ígnea, localmente preserva-
da. O conjunto inclui vários corpos, tais como o ortognaisse
enderbítico e charno-enderbítico da parte norte do Bloco
Itabuna-Salvador-Curaçá (Sabaté et al., 1994), charnockitos
de Bravo e Tanquinho (Barbosa et al., 2004d), charnockito
Riacho da Onça (Silva et al., 1997), o corpo máfico-ultramá-
fico de Medrado (Oliveira et al., 2004), tonalito granulítico de
Barra do Rocha (Ledru et al., 1993), tonalito granulítico de
Pau-Brasil (Correa Gomes, 2000), metatonalito granulítico de
Itabuna (Barbosa & Peucat, 2004) e metatonalito granulítico
de Terra Nova (Silva et al., 2002).
Nos blocos Jequié, Gavião e Itabuna-Salvador-Curaçá
ocorrem maciços de leucogranito com características de gra-
nito tipo S (Hine et al., 1978), gerado no auge do metamor-
fismo por anatexia, podendo estar deformado ou não. A rocha
é constituída de granada, sillimanita, cordierita, mesopertita,
quartzo, plagioclásio e ortopiroxênio (Leite, 2002; Barbosa
et al., 2003) e está hospedada por kinzigito (Fig. 6g). No
Bloco Gavião o maciço Cachoeira Grande é característico
desse grupo e apresenta-se deformado, equilibrado na fácies
anfibolito com cristalização de fibrolita e muscovita (Leite
et al., 1999; Leite, 2002). Monazita dos maciços de
leucogranito foi datada em torno de 2.0 Ga, por meio dos
métodos Pb-Pb por evaporação e microssonda eletrônica
(Barbosa et al., 2004a; 2004b, Leite, 2002).
Os sienitos de Itiuba (Conceição & Otero, 1996;
Conceição et al., 2003) e São Felix (Aillon, 1992; Rosa et al.,
2001) intrudiram o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá após o
pico do metamorfismo. As rochas estão deformadas em zonas
de cisalhamento sinistrais e apresentam paragêneses da fácies
332
et al., 1981; Danni et al., 1984), Niquelândia (Rivalenti et al.,
1982, Girardi et al., 1986; Ferreira Filho et al., 1995) e Cana
Brava (Girardi et al., 1978; Correia, 1994; Lima, 1997) são
intrusões máfico-ultramáficas acamadadas, metamorfisadas
na fácies granulito e marcam a borda leste do Maciço de
Goiás (Fig. 10). As rochas acamadadas são cobertas tectoni-
camente pelas seqüências vulcanossedimentares de
Juscelândia (Fuck et al., 1981; Moraes & Fuck, 1994; 1999),
Indaianópolis (Danni & Leonardos, 1980; ou Coitezeiro,
Brod & Jost, 1991; 1994) e Palmeirópolis (Ribeiro Filho &
Teixeira, 1980; Araújo & Nilson, 1987; Araújo et al., 1995;
1996). Apesar da estratigrafia original dos complexos ter sido
fortemente perturbada por tectonismo intenso e metamorfis -
mo concomitante, similaridades importantes ocorrem entre
elas, fato que sugere terem sido parte de corpo único e con-
tínuo (Ferreira Filho, 1998).
Os complexos Niquelândia e Barro Alto podem ser
divididos em duas séries acamadadas, inferior, na porção
leste, e superior, na porção oeste. A divisão não é observada
no Complexo Cana Brava, onde só a série acamadada inferior
foi identificada (Lima, 1994; Correia, 1994). Em Niquelândia
a série inferior é subdividida em três zonas, máfica inferior,
ultramáfica e máfica superior (Ferreira Filho et al., 1998a).
Em Barro Alto, com sua forma de bumerangue (Fig. 10b), a
geologia é mais complexa: na porção NE a série inferior só
apresenta a zona máfica inferior e a zona ultramáfica que está
em contato direto com a série acamadada superior. Na porção
EW do complexo a série acamadada inferior é constituída
apenas pela zona máfica inferior em contato direto com a
série superior, no centro do complexo, e com a seqüência
Juscelândia, no extremo oeste (Fuck et al., 1981, Danni et al.,
1984; Ferreira Filho, 1998; Moraes et al., 2003a). Nas zonas
máficas a rocha principal é gabronorito, seguido de norito e
gabro; a zona ultramáfica é dominada por serpentinito, duni-
to, piroxenito e melagabro (Figueiredo, 1978; Fuck et al.,
1981, Rivalenti et al., 1982; Correia, 1994; Lima, 1997;
Ferreira Filho et al., 1998b). Em Niquelândia e Barro Alto é
comum a ocorrência de quartzo diorito e tonalitos localizados
no topo da série inferior; em Barro Alto ocorrem vários cor-
pos de granodiorito distribuídos ao longo das séries aca-
madadas inferior e superior (Fuck et al., 1981; Moraes &
Fuck, 2000). As rochas contêm grande quantidade de xenóli-
tos de granulito máfico fino, diferente das encaixantes próxi-
mas. Alguns dos corpos graníticos são peraluminosos e, junto
com inclusões de rochas metassedimentares,