caroline_bitencourt_2014

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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA 
 
 
 
CAROLINE NOVAIS BITENCOURT 
 
 
PETROLOGIA E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DA 
FORMAÇÃO SERRA DA GARAPA (GRUPO SANTO ONOFRE) NA 
PORÇÃO SUL DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E 
CAVALGAMENTOS ESPINHAÇO SETENTRIONAL. CORREDOR DO 
PARAMIRIM, CAETITÉ, BAHIA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Salvador – BA 
2014
ii 
 
 
 
CAROLINE NOVAIS BITENCOURT 
 
 
 
 
PETROLOGIA E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DA 
FORMAÇÃO SERRA DA GARAPA (GRUPO SANTO ONOFRE) NA 
PORÇÃO SUL DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E 
CAVALGAMENTOS ESPINHAÇO SETENTRIONAL. CORREDOR DO 
PARAMIRIM, CAETITÉ, BAHIA. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Salvador – BA 
2014 
Monografia elaborada para obtenção do título de 
Bacharel em Geologia pela Universidade Federal da 
Bahia. 
 
Orientadora: Prof. Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz 
 
 
iii 
 
 
 
TERMO DE APROVAÇÃO 
 
 
CAROLINE NOVAIS BITENCOURT 
 
PETROLOGIA E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DA 
FORMAÇÃO SERRA DA GARAPA (GRUPO SANTO ONOFRE) NA 
PORÇÃO SUL DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E 
CAVALGAMENTOS ESPINHAÇO SETENTRIONAL. CORREDOR DO 
PARAMIRIM, CAETITÉ, BAHIA 
 
Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de 
Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora: 
 
 
___________________________________ 
1° Examinador – Profª Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz - Orientadora 
Instituto de Geociências, UFBA 
 
___________________________________________________ 
2º Examinador - Profª Dra. Ângela Beatriz de Menezes Leal 
Instituto de Geociências, UFBA 
 
___________________________________________________ 
3º Examinador – Dra. Cristina Maria Burgos de Carvalho 
CPRM Serviço Geológico do Brasil 
 
 
 
 
 
Salvador, 5 de fevereiro de 2014 
iv 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
À minha querida vó Regina (in memoriam). 
v 
 
 
 
AGRADECIMENTOS 
Bom, no final desta etapa, quero agradecer, primeiramente, ao meu Deus querido, foi 
quem esteve todo tempo me mantendo e me dando forças para prosseguir. Agradeço a minha 
vó Regina (in memoriam) por ser a grande precursora dessa busca por um pouco mais de 
conhecimento, pela sua dedicação e por ser meu grande exemplo de fé, coragem e 
determinação, a minha mãe pelo seu amor, apoio e por ser também meu exemplo de garra, ao 
meu pai pelo amor, cuidado e carinho de sempre, ao meu irmão pelo seu carinho demonstrado 
de forma peculiar, ao meu amigo João por me ensinar a nunca desistir dos meus sonhos e a 
minha tia Dedé pelo seu cuidado e atenção 
A todos meus tios e tias, meus primos e primas que foram peças fundamentais nessa 
jornada, sei que estavam todos na torcida. Aos meus amigos de longa data, Jamille, Amanda 
e Marcus, que estiveram desde os primeiros passos acadêmicos, agradeço por permanecerem 
presentes e por serem pessoas com quem eu posso contar. As minhas amigas Adna e Laíne, 
pelas conversas, pelas risadas, pelo incentivo e por estarem atentas às explicações de todas as 
vezes que me deparava com uma “pedra”. 
Aos mestres pelos ensinamentos e porque apesar das dificuldades tem amor pelo que 
fazem e ensinam com brilho nos olhos, Osmário, André Neto, Flávio, Ângela, Telésforo, 
Haroldo Sá, Johildo Barbosa, Jailma, César Gomes, Ernandi, Moacir e a todos os outros. Em 
especial a minha orientadora Simone Cruz, pela sua enorme paciência e por ter me ensinado 
que geologia, além de lindos afloramentos, é também trabalho, e que deve ser encarado com 
persistência e dedicação. 
A todos os funcionário dos Instituto de Geociências da Universidade Federal da Bahia, 
“solucionadores” de problemas, que trabalham com empenho e com certeza deixam o dia-a-
dia mais tranquilo. 
Á CPRM pelo apoio, em especial a Cristina Burgos e Rita Menezes. 
Aos meus amigos de curso Rebeca, Priscila, Vitor, Vanderlúcia, Marcelo Carcará, 
Thiago Muska, Thiago Cajá, Sizenando, Eloísa, Joel, Bianca, Dira, Mariana e Josafá e todos 
os outros que em diferentes momentos foram muito importantes na minha trajetória. 
Enfim, a todos aqueles que direta ou indiretamente contribuíram para a conclusão 
desta etapa, o meu Muito Obrigada! 
 
vi 
 
 
 
RESUMO 
No Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Serra do Espinhaço Setentrional, no sudoeste 
do estado da Bahia, ocorre a Formação Serra da Garapa (Grupo Santo Onofre), de idade 
neoproterozoica. A área selecionada para estudo localiza-se nas imediações da cidade de 
Caetité, possui uma área de 195 km
2
 e dista 650 km da cidade de Salvador. Essa área foi 
selecionada tendo em vista a complexidade estrutural e metamórfica presente na Formação 
Serra da Garapa. O objetivo geral do trabalho é contribuir com o estudo da evolução tectônica 
da Formação Serra da Garapa (Grupo Santo Onofre) na porção sul do Cinturão de 
Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional. Os objetivos específicos são: 
inventariar as litologias aflorantes na área de estudo; levantar o arcabouço estrutural nas 
escalas meso e microscópicas; determinar as paragêneses minerais e a relação com as 
estruturas identificadas; discutir as implicações tectônicas associadas com as estruturas e 
paragêneses identificadas. Para colimar os objetivos propostos realizou-se levantamento 
bibliográfico, atividades de campo, descrição de lâminas e análise microestrutural, análise de 
química mineral, análise estrutural e integração dos dados. O mapeamento geológico 
realizado na escala 1: 60.000 permitiu a cartografia da Formação Serra da Garapa e das 
unidades vizinhas. A análise estrutural realizada na mesoescala permitiu a identificação de 
quatro fases deformacionais: D1, representada pela foliação S0//S1, que é observada em 
dobras isoclinais, intrafoliais e sem raíz formadas na fase posterior; D2, que é representada 
pela foliação S0//S1//S2, por dobras isoclinais, intrafoliais e sem raíz (F2) e pela lineação de 
estiramento Lx2; D3, representada por dobras assimétricas de estilos variados e dobras e 
clivagem de crenulação (S3); D4, representada por dobras e por uma figura de interferência em 
laço, além de zonas de cisalhamento destral-reversas. A análise microestrutural foi realizada 
em xistos aluminosos da Formação Serra da Garapa, tendo sido inferido um evento 
metamórfico, com fases progressiva e regressiva. A fase progressiva, de fácies anfibolito 
baixo, com temperatura entre 670°C e 680°C, tem como paragênese granada, quartzo, pirita, 
hematita e estaurolita e esteve em equilíbrio até a fase D2, ou tardiamente a ela. A fase 
regressiva, de fácies xisto verde com temperatura máxima de 670º C, tem como paragênese 
quartzo e clorita. Tendo em vista a complexidade estrutural da área de estudo, sugere-se um 
aprofundamento das pesquisas científicas para as áreas vizinhas. 
 
Palavras-chave: Formação Serra da Garapa, Fases de deformação, Metamorfismo e 
Anfibolito. 
vii 
 
 
 
ABSTRACT 
At the Serra do Espinhaço Setentrional Thrust and Fold Belt, in southwestern Bahia, lays the 
Neoproterozoic Serra da Garapa Formation (Santo Onofre Group). The area selected for the 
study is located in the surroundings of the municipality of Caetité, measures 195 km
2
 and is 
650 km away from the city of Salvador. This area was selected regarding the structural and 
metamorphic complexity present at the Serra da Garapa Formation. The general objective of 
the study was to contribute with the study of the tectonic evolution of the Serra da Garapa 
Formation (Santo Onofre Group), in the southern section of the Serra do Espinhaço 
Setentrional Thrust and Fold Belt. The specific objectives were: to inventory outcropping 
lithologies in the study area; to assess the structural framework at meso- and microscopic 
scales; to determine mineral parageneses and their relationship with the identified structures; 
to discussthe tectonic implications associated with the identified structures and parageneses. 
In order to collimate the proposed objectives, bibliographic research, field activities, 
description of slides and microstructural analysis, structural analysis and data integration were 
performed. Geological mapping, performed at a scale of 1:60,000, allowed the cartography of 
the Serra da Garapa Formation and neighboring units. The mesoscale structural analysis 
allowed the identification of four deformational phases: D1, represented by the foliation 
S0//S1, which is observed in isoclinal, intrafolial and rootless folds formed during the later 
phase; D2, represented by the foliation S0//S1//S2, by isoclinal, intrafolial and rootless folds 
(F2) and by the stretching lineation Lx2; D3, represented by asymmetrical folds of various 
types and crenulation folds and cleavage (S3); D4, represented by folds and by a flame-type 
interference pattern, as well as destral-reverse shear zones. The microstructural analysis was 
performed in aluminous schists of the Serra da Garapa Formation, where a metamorphic event 
was inferred, with progressive and regressive phases. The progressive phase, with low 
amphibolites facies and temperature between 670° C and 680° C, had garnet, quartz, pyrite, 
hematite and staurolite as paragenesis and was in equilibrium until phase D2, or later. The 
regressive phase, with greenschist facies with a maximum temperature of 670º C, had quartz 
and chlorite as paragenesis. Regarding the structural complexity of the study area, the present 
assay suggests a deepening of scientific investigations for neighboring areas. 
 
Keywords: Serra da Garapa Formation, Deformation phases, Metamorphism and 
Amphibolite. 
 
viii 
 
 
 
SUMÁRIO 
ÍNDICE DE FIGURAS.............................................................................................................x 
ÍNDICE DE FOTOS..............................................................................................................xiii 
ÍNDICE DE FOTOMICROGRAFIA..................................................................................xiv 
ÍNDICE DE TABELAS.........................................................................................................xvi 
1. INTRODUÇÃO...................................................................................................................17 
1.1. ASPECTOS INICIAIS...............................................................................................17 
1.2. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO..............................................................17 
1.3. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA......................18 
1.4. OBJETIVOS................................................................................................................19 
1.5. JUSTIFICATIVA........................................................................................................19 
1.6. MÉTODO DE TRABALHO......................................................................................20 
1.7. ORGANIZAÇÃO DA MONOGRAFIA...................................................................22 
2. GEOLOGIA REGIONAL..................................................................................................23 
2.1. INTRODUÇÃO...........................................................................................................23 
2.2. EMBASAMENTO ARQUEANO-PALEOPROTEROZOICO DA PORÇÃO SUL 
DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E CAVALGAMENTOS ESPINHAÇO 
SETENTRIONAL...................................................................................................................24 
2.2.1. Ortognaisses e migmatitos arqueanos.........................................................................24 
2.2.2. Sequências Metavulcanossedimentares.......................................................................26 
2.2.3. Granitóides Riacianos- Orosirianos............................................................................28 
2.3. UNIDADES SEDIMENTARES E IGNEAS MESO E NEOPROTEROZÓICAS DO 
CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E CAVALGAMENTOS ESPINHAÇO 
SETENTRIONAL...................................................................................................................29 
2.3.1. Rochas plutônicas félsicas e máficas............................................................................29 
2.3.2. Supergrupo Espinhaço.................................................................................................31 
2.3.3. Supergrupo São Francisco...........................................................................................33 
2.4. EVOLUÇÃO TECTÔNICA...........................................................................................35 
3. MICROESTRUTURAS E PORFIROBLASTOS............................................................41 
3.1. INTRODUÇÃO................................................................................................................41 
3.2 MICROESTRUTURAS ASSOCIADAS COM DEFORMAÇÃO...............................41 
3.3 MICROESTRUTURAS ASSOCIADAS COM RECRISTALIZAÇÃO......................43 
3.4. FORMAÇÃO DOS PORFIROBLASTOS.....................................................................46 
ix 
 
 
 
4. PETROLOGIA E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DA FORMAÇÃO 
SERRA DA GARAPA (GRUPO SANTO ONOFRE) NA REGIÃO DE CAETITÉ 
...................................................................................................................................................51 
4.1. INTRODUÇÃO...........................................................................................................51 
4.2. A FORMAÇÃO SERRA DA GARAPA NA ÁREA DE ESTUDO.............................52 
4.2.1 Aspectos macroscópicos da Formação Serra da Garapa: litologias e estruturas....54 
4.2.2. Fases deformacionais, estruturas associadas e modelo de evolução estrutural.......60 
4.2.3 Petrologia e análise microestrutural dos metapelitos (xistos aluminosos)................62 
4.3. RELAÇÃO DO CRESCIMENTO MINERAL COM AS FASES 
DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS............................................................................82 
4.4. PROVÁVEIS REAÇÕES METAMÓRFICAS ENVOLVIDAS NA FORMAÇÃO 
DOS XISTOS ALUMINOSOS E ESTIMATIVA DE TEMPERATURA DO 
METAMORFISMO................................................................................................................84 
4.5. PROCESSOS DEFORMACIONAIS E MECANISMOS DE 
RECRISTALIZAÇÃO EM QUARTZO...............................................................................87 
4.6. DISCUSSÃO DOS RESULTADOS...............................................................................88 
5. CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES.........................................................................93 
6. REFERÊNCIAS..................................................................................................................94 
ANEXO: MAPA GEOLÓGICO DA ÁREA DE ESTUDO..............................................103 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
x 
 
 
 
ÍNDICE DE FIGURAS 
Figura 1.1– Mapa de localização da área de estudo..................................................................18 
Figura 1.2– Mapa de localização dos afloramentos na área de estudo.....................................22 
Figura 2.1- a) Mapa de situação do Cráton do São Francisco no Brasil. b) Mapa de localização 
da área de estudo no contexto do Cráton do São Francisco.....................................................23 
Figura 2.2- Mapa de localização dos ortognaisses / migmatitos e granitoides arqueanos a 
paleoproterozoico do embasamento do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos do 
Espinhaço Setentrional..............................................................................................................25 
Figura 2.3- Distribuição das Sequências Metavulcanossedimentares (Greenstone Belts e 
similares) na porção meridional da PlacaGavião. ..................................................................28 
Figura 2.4– A) Contexto da porção setentrional Orógeno Araçuaí e do Cinturão de 
Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional; B) Mapa geológico simplificado dos 
supergrupos Espinhaço e São Francisco...................................................................................30 
Figura 2.5- Modelo proposto por Arcanjo et al. (2005) para a evolução arqueana e 
paleoproterozoica do embasamento do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço 
Setentrional ..............................................................................................................................36 
Figura 2.6- Posição das placas durante e após a colisão paleoproterozoica.............................37 
Figura 2.8- Evolução do Aulacógeno Paramirim......................................................................39 
Figura 2.8- A: elementos da Bacia Macaúbas e seu cenário tectônico, vistos em mapa; B: 
início da operação da tectônica do quebra-nozes, com o consumo forçado do assoalho da 
porção oceânica da bacia precursora, visto em mapa; C: cartoon ilustrativo dos estágios (a) 
colisional, por volta de 560 Ma, e (b) de colapso gravitacional, após escape lateral da porção 
sul do orógeno, por volta de 500 Ma........................................................................................40 
Figura 3.1- Modelo do mecanismo de difusão sólida por transferência de massa intracristalina 
(Nabarro-Herring creep) causando mudança de forma dos grãos............................................42 
Figura 3.2– Modelo esquemático mostrando oólitos cincundados por um fluido com atuação 
de processo envolvendo transferência de solução.....................................................................43 
Figura 3.3– Os três principais mecanismos de recristalização dinâmica na escala do grão.....44 
Figura 3.4– Terminologia usada para o estudo dos porfiroblastos e sua relação com as 
deformações .............................................................................................................................46 
Figura 3.5– Diagrama ilustrando como um porfiroblasto de aluminossilicato pode crescer em 
uma matriz rica em mica...........................................................................................................47 
Figura 3.6- Esquema de representação de crescimento de porfiroblasto pré-, sin-, inter- e pós 
tectônico ...................................................................................................................................49 
xi 
 
 
 
Figura 3.7– Modelo de crescimento rotacional de granada sin-tectônica.................................50 
Figura 4.1- Mapa geológico regional com a localização da área de estudo..............................53 
Figura 4.2- Diagrama de isodensidade polar da foliação S0//S1//S2..........................................56 
Figura 4.3- Diagrama de pontos para a lineação de estiramento mineral Lx2...........................57 
Figura 4.4- Diagrama de pontos para as linhas de charneiras Lb3............................................58 
Figura 4.5- Diagrama para representação dos planos da foliação S3........................................58 
Figura 4.6 – Modelo deformacional da área de estudo. ...........................................................61 
Figura 4.7- Mapa microestrutural das fotomicrografias 4.2 e 4.3 mostrando a trajetória da 
foliação S0//S1//S2 e a clivagem de crenulação anastomótica S3...............................................64 
Figura 4.8- Relação entre a porcentagem de filossilicatos e a granulação do quartzo..............70 
Figura 4.9- Relação entre quantidade de filossilicatos e a razão axial do quartzo em lâmina 
que apresentam crenulação.......................................................................................................71 
Figura 4.10- Relação entre quantidade de filossilicatos e razão axial do quartzo em lâminas 
que não apresentam crenulação.................................................................................................71 
Figura 4.11- Mapa microestrutural da trajetória da foliação interna (Si= S0//S1//S2) e da 
foliação externa (Se= S0//S1//S2) ao redor da granada da fotomicrografia 4.16.......................74 
Figura 4.12- Mapa microestrutural da granada (Grt) da fotomicrografia 4.17.........................75 
Figura 4.13– Gráficos que representam a variação composicional do grão de granada 
analisado nos xistos aluminosos da lâmina Riacho..................................................................77 
Figura 4.14– Gráficos mostrando a variação composicional do grão de granada nos xistos 
aluminosos da lâmina MPB-1...................................................................................................78 
Figura 4.15- Mapa microestrutural de estaurolita com trajetória da foliação interna (Si = 
S0//S1//S2) e externa (Se = S0//S1//S2) da fotomicrografia 4.18. Notar presença da clivagem de 
crenulação S3.............................................................................................................................79 
Figura 4.16– Gráfico de difratometria de Raio – X para grão de hematita em amostra de xisto 
aluminoso (Amostra MPB, Coordenada 767211/843211, Datum WGS 84) ...........................80 
Figura 4.17- Mapa microestrutural da fotomicrografia 4.20 mostrando clorita (Chl) marcando 
foliação de plano axial da dobra de crenulação F3...................................................................81 
Figura 4.18- Diagrama mostrando a interpretação para a idade relativa de crescimento 
metamórfico dos minerais que compõem os xistos aluminosos estudados..............................83 
Figura 4.19- Sequências de assembleias exibidas com uma sequência esquemática de 
diagramas AFM no sistema KFMASH (sistema –AFM) ao longo de uma trajetória tipo-Ky de 
metamorfismo...........................................................................................................................86 
xii 
 
 
 
Figura 4.20- Assembleias estáveis em rochas metapelíticas ricas em Fe (Modelo de sistema 
KFMASH) ................................................................................................................................87 
Figura 4.21- Mapa simplificado da porção sul do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos 
Espinhaço Setentrional..............................................................................................................90 
Figura 4. 22- Mapa com a distribuição das fácies do metamorfismo neoproterozoico............91 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
xiii 
 
 
 
ÍNDICE DE FOTOS 
Foto 4.1- Vista panorâmica do principal afloramento dos xistos aluminosos da Formação 
Serra da Garapa. Riacho Moita dos Porcos, Caetité – BA, (Ponto CNB1, coordenada 23L 
767211/8432119, Datum WGS 84)..........................................................................................55 
Foto 4.2- Bandamento composicional com xistos aluminosos da Formação Serra da Garapa 
intercalados com os quartzitos no riacho Moita dos Porcos, Caetité – BA (Ponto CNB1, 
coordenada 23L 767211/8432119, Datum WGS 84). Visada em planta..................................55 
Foto 4.3- Xisto aluminoso no riacho Moita dos Porcos, Caetité – BA (Ponto CNB1, 
coordenada 23L 767211/8432119, Datum WGS 84). Visada em planta.................................55 
Foto 4.4- Xistosidade S0//S1//S2 paralela ao bandamento composicional em xistos aluminosos 
da Formação Serra da Garapa. Notar dobra intrafolial isoclinal e foliação S0//S1 sendo 
transposta. (Ponto CNB1, coordenada 23L 767211/8432119, Datum WGS 84). Visada em 
seção..........................................................................................................................................59Foto 4.5- Dobras de crenulação desenvolvidas em xistos aluminosos da Formação Serra da 
Garapa e clivagem de crenulação S3. (Ponto CNB1, coordenada 23L 767211/8432119, Datum 
WGS 84). Visada em seção.......................................................................................................59 
Foto 4.6– Dobras desarmônicas da fase D3. Notar foliação de plano axial S3 (Ponto CNB 18 
coordenada 23L 763339/8427068, Datum WGS 84). Visada em planta..................................60 
Foto 4.7– Zona de cisalhamento marcada pela foliação S0//S1//S2//S3//S4 (Ponto coordenada 
CNB9 23 L 762790/8427234, Datum WGS 84). Visada em planta.........................................60 
Foto 4.8- Mesoestrutura decussada marcada pela estaurolita sem orientação preferencial. Foto 
de amostras no afloramento riacho Moita dos Porcos, Caetité – BA (Ponto CNB1, coordenada 
23L 767211/8432119, Datum WGS 84). Visada em planta ....................................................67 
 
 
 
 
 
 
 
xiv 
 
 
 
ÍNDICE DE FOTOMICROGRAFIA 
Fotomicrografia 4.1- Mosaico mostrando aspecto geral da trama metamórfica-deformacional 
dos xistos aluminosos. Notar a presença de porfiroblasto de granda parcialmente substituído 
por quartzo, inclusive com a presença de um pseudomorfo.....................................................63 
Fotomicrografia 4.2- Mosaico mostrando aspecto geral da trama metamórfica-deformacional 
dos xistos aluminosos................................................................................................................63 
Fotomicrografia 4.3- Mosaico mostrando aspecto geral da trama metamórfica-deformacional 
dos xistos aluminosos................................................................................................................64 
Fotomicrografia 4.4- Microestrutura granoblástica granular a poligonal associada com o 
quartzo (Qtz).............................................................................................................................65 
Fotomicrografia 4.5- Mosaico mostrando microestrutura poiquiloblástica helicítica em 
granada caracterizada pelas inclusões de quartzo e minerais opacos orientados 
preferencialmente......................................................................................................................65 
Fotomicrografia 4.6- Mosaico com microestrutura lepidoblástica, formada pela orientação 
preferencial da moscovita e biotita, e nematoblástica, marcada pela orientação dos grãos 
alongados de quartzo. À esquerda, notar foliação S0//S1 sendo transposta pela foliação 
S0//S1//S2....................................................................................................................................66 
Fotomicrografia 4.7- Mosaico mostrando sombra de pressão simétrica composta por quartzo 
ao redor de porfiroblasto de granada.........................................................................................66 
Fotomicrografia 4.8- Mosaico mostrando porfiroblasto de estaurolita em dobra intrafolial. 
Nota-se este mineral transformando em clorita nas bordas......................................................68 
Fotomicrografia 4.9- Xistosidade S0//S1//S2 marcada pela orientação preferencial de 
moscovita (Ms) e biotita (Bt).............................................................................................................68 
Fotomicrografia 4.10- Mosaico mostrando xistosidade marcada pela orientação preferencial 
de moscovita, biotita e minerais opacos (Mo, pirita e hematita) .............................................68 
Fotomicrografia 4.11 - Grãos de quartzo (Qtz) concentrados na charneira da dobra (F3)........69 
Fotomicrografia 4.12- Mosaico mostrando clivagem de crenulação anastomótica S3 marcada 
por filossilicatos. Notar desvio da S3 ao redor da estaurolita (St) mimética.............................69 
Fotomicrografia 4.13– Moscovita (Ms) dispersa na matriz......................................................72 
Fotomicrografia 4.14- Contatos bastante irregulares entre a granada (Grt) e o quartzo (Qtz) 
que podem indicar reação de desestabilização da granada.......................................................72 
xv 
 
 
 
Fotomicrografia 4.15- Mosaico mostrando porfiroblasto de granada (Grt) com pseudomorfo 
(A). Notar continuidade entre a foliação externa (Se = S0//S1//S2) e a foliação interna (Si = 
S0//S1//S2) e suve desvio da foliação externa com relação ao porfiroblasto.............................73 
Fotomicrografia 4.16- Granada (Grt) com inclusões helicíticas de quartzo (Qtz) e minerais 
opacos (Mo). Notar desvio da foliação externa (Se= S0//S1//S2) e a foliação interna (Si= 
S0//S1//S2). ................................................................................................................................74 
Fotomicrografia 4.17- Mosaico mostrando granada (Grt) com dois padrões de inclusão: 
helicítico no centro e dobrado na borda. Notar presença de pseudomorfos de granada no 
centro do grão............................................................................................................................75 
Fotomicrografia 4.18- Mosaico mostrando porfiroblasto de estaurolita (St) com foliação 
interna (Si= S0//S1//S2) plana e externa (Se= S0//S1//S2) dobrada. Notar presença da clivagem 
de crenulação S3........................................................................................................................79 
Fotomicrografia 4.19- Mosaico mostrando porfiroblasto de estaurolita (St) com inclusões 
retas e foliação externa (Se= S0//S1//S2). Notar associação deste mineral com grãos 
esqueletiformes de clorita, sugerindo reação entre esses minerais...........................................80 
Fotomicrografia 4.20- Clorita (Chl) marcando a foliação S3....................................................81 
Fotomicrografia 4.21- Clorita (Chl) pseudoinclusa na granada (Grt).......................................82 
Fotomicrografia 4.22– Contato levemente suturado entre a clorita (Chl) e a granada (Grt)...82 
Fotomicrografia 4.23- Clorita (Chl) com geminação polissintética.........................................82 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
xvi 
 
 
 
ÍNDICE DE TABELAS 
Tabela 2.1- Síntese de propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo Espinhaço na 
Chapada Diamantina ................................................................................................................33 
Tabela 2.2– Síntese de propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo Espinhaço na 
serra do Espinhaço Setentrional................................................................................................33 
Tabela 3.1- Característica comuns para porfiroblastos pré, sin e pós-tectonicos. Si – foliação 
interna; Se – foliação externa ...................................................................................................49 
Tabela 4.1- Composição mineralógica modal dos xistos aluminosos da Formação Serra da 
Garapa, Grupo Santo Onofre....................................................................................................62 
Tabela 4.2– Resumo dos dados microquímicos obtidos para o grão de granada na lâmina 
Riacho.......................................................................................................................................76 
Tabela 4.3– Resumo dos dados microquímicos obtidos para o grão de granada na lâmina 
MPB – 1 ...................................................................................................................................76 
 
17 
 
 
 
1. INTRODUÇÃO 
1.1. ASPECTOS INICIAIS 
O Orógeno Araçuaí-Oeste Congo (PEDROSA SOARES et al., 2001) é uma feição 
resultante do fechamento de uma bacia marinha interior (island-sea basin), denominada 
Macaúbas, que desenvolveu-se na forma de um amplo golfo circundado pelo paleocontinente 
São Francisco-Congo (QUEIROGA et al., 2007, PEDROSA SOARES;ALKMIM, 2011) 
durante o Neoproterozoico. De acordo com Roger e Santosh (2004) essa megaestrutura pode 
ser classificada com um Orógeno Confinado desenvolvido internamente a um 
paleocontinente. Esse aspecto torna o Orógeno Araçuaí-Oeste Congo uma feição singular no 
mundo. 
A porção setentrional do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo (sensu PEDROSA-SOARES 
et al., 2007) compreende os cinturões de dobramentos e cavalgamentos Espinhaço 
Setentrional e Chapada Diamantina, assim como parte da porção sul do denominado Bloco 
Gavião por Barbosa e Sabaté (2003). Juntos, esses cinturões formam o Corredor do 
Paramirim (ALKMIM; BRITO NEVES; ALVES; 1993), que representa a zona de máxima 
inversão do Aulacógeno do Paramirim (sensu PEDROSA-SOARES et al., 2001). Esses 
cinturões desenvolvem-se deformando rochas dos supergrupos Espinhaço e São Francisco 
(sensu SCHOBBENHAUS, 1996, DANDERFER; DARDENNE, 2002, ALKMIM; 
MARTINS NETO, 2011, ALKMIM, 2012), assim como unidades metavulcanossedimentares 
Licínio de Almeida, ao sul, e Boquira, ao norte, além de ortognaisses e migmatitos do 
Complexo Gavião e as rochas da Suíte Intrusiva Lagoa Real. 
Esse trabalho tem como tema as deformações e paragêneses minerais metamórficas 
neoproterozóicas da Formação Serra da Garapa no Cinturão de Dobramentos e 
Cavalgamentos Espinhaço Setentrional. Pretende-se colaborar com o avanço do estudo 
científico sobre a propagação das deformações e metamorfismo na porção setentrional do 
Orógeno Araçuaí-Oeste Congo. 
 
1.2. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO 
A área de estudo localiza-se no oeste da Bahia, nas cercanias da cidade de Caetité. A 
cidade de Caetité dista 650 Km de Salvador. O principal acesso se faz partindo da capital 
18 
 
 
 
baiana seguindo pela BR – 324 até Feira de Santana, em seguida pela BR-116. Logo depois 
toma-se a BA-250 e, posteriormente, a BA-026 e a BR-407 e segue por esta até o 
entroncamento com a BA-262. A partir daí segue para a cidade de Brumado pela BA–940 e 
toma a BR-030 até a cidade de Caetité (Figura 1.1). O afloramento principal da área de estudo 
dista 12 km a oeste da cidade de Caetité e localiza-se no riacho Moita dos Porcos. O seu 
acesso é feito por via não pavimentada. 
Figura 1.1– Mapa de localização da área de estudo. Fonte: IBGE, 2007. 
 
1.3. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA 
O Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional é uma das 
feições mais importantes da porção norte do Orógeno Araçuaí e compreende, principalmente, 
unidades dos supergrupos Espinhaço e São Francisco (sensu SCHOBBENHAUS, 1996, 
DANDERFER; DARDENNE, 2002, ALKMIM; MARTINS NETO, 2011, ALKMIM, 2012, 
dentre outros), assim como o seu substrato mais antigo do que 1.8 Ga. Dentre as unidades que 
a constituem, tem-se a Formação Serra da Garapa, que aflora com orientação geral N-S. Com 
relação à deformação, em geral, as rochas metassedimentares da Formação Serra da Garapa 
estão intensamente deformadas nas proximidades das zonas de cisalhamento as que limitam 
 
19 
 
 
 
com as unidades mais antigas do que 1.8 Ga e longe dessas zonas predominam dobras com 
amplitudes e comprimento de ondas regionais. Entretanto, a sudoeste da cidade de Caetité 
tem-se um contexto muito mais complexo de deformação. 
Em geral, no Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional as 
rochas da Formação Serra da Garapa encontram-se com paragêneses metamórficas de fácies 
xisto verde baixo a anquimetamorfismo (ROCHA; SOUZA; GARRIDO, 1998). Entretanto, 
na região a sudoeste da cidade de Caetité, essa formação apresenta uma ampla área de 
afloramento com a presença de minerais como granada, estaurolita e biotita. 
A partir dessas observações, algumas questões podem ser levantadas e nortearam esse 
trabalho: qual o arcabouço estrutural da Formação Serra da Garapa na região a sudoeste da 
cidade de Caetité? Qual a paragênese metamórfica dessas rochas? Qual a relação entre a 
paragênese metamórfica e as estruturas deformacionais? Responder a essas perguntas 
representa dar um importante passo na caracterização do sistema tectônico em questão, assim 
como responder uma das maiores controvérsias da literatura baiana, que é sobre as 
características e extensão das deformações e metamorfismo neoproterozoico no Corredor do 
Paramirim e, portanto, o limite setentrional do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo. 
 
1.4. OBJETIVOS 
O objetivo geral desse trabalho é contribuir com o estudo da evolução tectônica 
neoproterozoica da Formação Serra da Garapa (Grupo Santo Onofre) na porção sul do 
Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional. 
Como objetivos específicos, têm-se: 
a) inventariar as litologias aflorantes na área de estudo; 
b) levantar o arcabouço estrutural nas escalas meso e microscópica; 
c) determinar as paragêneses minerais e a relação com as estruturas 
deformacionais identificadas; e 
d) discutir as implicações tectônicas associadas com as estruturas e paragêneses 
identificadas. 
 
1.5. JUSTIFICATIVA 
O Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional vem sendo alvo 
de pesquisa desde a década de 1980 e inúmeros trabalhos já foram realizados com foco na 
20 
 
 
 
cartografia e na análise metalogenética, podendo ser citados Moraes, Martins e Sampaio 
(1980), Souza et al. (1990), Rocha, Souza e Garrido (1998), Cruz et al. (2009), dentre outros. 
Entretanto, com relação às deformações poucos foram os estudos de detalhes nesse cinturão. 
A presença de granada e estaurolita, metamórficos e não detríticos, em rochas da Formação 
Serra da Garapa levantam a curiosidade sobre as condições tectônicas que levaram à formação 
desses minerais. Nesse sentido, essa monografia pretende colaborar sobre o entendimento da 
evolução geológica dessa formação à luz das deformações neoproterozoicas do Cinturão de 
Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, na porção norte do Orógeno Araçuaí-
Oeste Congo. 
 
 1.6. MÉTODO DE TRABALHO 
Para colimar os objetivos propostos foram realizadas as seguintes atividades: 
a) levantamento bibliográfico- nessa fase realizou-se leitura de livros, 
dissertações, monografias, teses, artigos científicos e resumos de congressos que versaram 
sobre a área de estudo e sobre aspectos relacionados com análise microestrutural; 
b) trabalhos de campo- nessa fase foram realizadas seções regionais visando o 
entendimento da relação estrutural e metamórfica entre a Formação Serra da Garapa e suas 
encaixantes e o mapeamento geológico. Para o mapeamento utilizou-se fotos aéreas e mapa 
base na escala na escala 1:60.000, além de lupa, martelo, caderneta de campo, estereoscópio e 
bússola. Nessa fase também procedeu-se a coleta das amostras para os estudos analíticos 
dessa monografia e para a análise estrutural. Os trabalhos totalizaram 22 dias efetivos. 
Especificamente na área de estudo foram visitados 18 afloramentos (Figura 1.2). 
c) análise estrutural: essa fase foi realizada utilizando o método clássico de 
posicionamento espacial das estruturas identificadas em campo, ou seja, na mesoescala, assim 
como o estudo microestrutural. Os dados de campo foram tratados utilizando-se o 
geosoftware Stereonett® (for Windows) (DUYSTER, 2000). 
d) estudo petrográfico e análise microestrutural– esses estudos foram realizados 
através de 3 seções delgadas polidas e 9 seções delgadas simples, totalizando 12 laminas no 
Laboratório Mineralogia Ótica e Petrografia do Instituto de Geociências da Universidade 
Federal da Bahia. O microscópio utilizado foi um microscópio binocular da marca Olympus 
(modelo BX41). Durante a análise microestrutural foram identificadas as microestruturas 
existentes, assim como os minerais envolvidos e a sua relação com as foliações 
deformacionais. 
21 
 
 
 
e) estudos microquímicos– esses estudos foram realizados pela orientadora do 
trabalho através de Microssonda Eletrônica CAMECA SX-100 da Universidade Blaise Pascal(Clermont-Ferrand França), que é equipada com quatro espectrômetros WDS (Wavelength 
Dispersive X-ray Spectroscopy) e doze cristais analisadores de difração, que permite a análise 
química pontual e quantitativa dos elementos contidos nos minerais, bem como fornece 
imagens de elétrons secundários (SE) e retroespalhados (BSE) por Microscopia Eletrônica de 
Varredura-MEV. As condições de operação são de 15 kV, 15 nA, com diâmetro do feixe 
incidente variando entre 5 e 10 μm. Granada e estaurolita foram analisados para essa 
monografia. A classificação da granada foi realizada utilizando-se uma planilha Excel, que foi 
fornecida pelo Laboratório de Microssonda Eletrônica da Universidade de Brasília. 
f) identificação de mineral pelo método de Difratometria de Raio X- essa 
identificação ocorreu no Laboratório de Difratometria de Raio X do Instituto de Geociências 
da Universidade Federal da Bahia, que é equipado com um Difratômetro, composto por um 
tubo catódico, alimentado por uma fonte de corrente de 20 a 50 KV e 15 amp e refrigerado 
por meio de água ou ar aplicado ao tocador de calor. A preparação ocorreu por meio da 
separação, moagem e montagem da lâmina. Em seguida a lâmina foi levada ao Difratômetro. 
A hematita foi identificada nessa análise. 
g) Integração dos dados e elaboração da monografia: com os dados organizados, pode-se 
elaborar a monografia. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
22 
 
 
 
Figura 1.2– Mapa de localização dos afloramentos na área de estudo. Fonte do mapa base: IBGE, 2007. 
 
1.7. ORGANIZAÇÃO DA MONOGRAFIA 
Essa monografia está dividida em cinco seções. A primeira apresenta a introdução, 
com apresentação da área de estudo, dos objetivos e problema, da justificativa e do método de 
trabalho. A segunda apresenta a geologia regional e a terceira o arcabouço teórico em que são 
tratados aspectos relacionados com microestruturas e porfiroblastos. Na quarta seção são 
apresentados os resultados da análise estrutural multiescalar e o estudo petrológico, assim 
como as discussões. Na quinta são apresentadas as conclusões. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
23 
 
 
 
2. GEOLOGIA REGIONAL 
2.1. INTRODUÇÃO 
O Corredor do Paramirim (ALKMIM; BRITO NEVES; ALVES; 1993) possui 
orientação geral NNW-SSE e nas suas terminações a norte e a sul interage com as faixas 
orogênicas Rio Preto e Araçuaí, respectivamente, o que dá origem a domínios de grande 
complexidade estrutural (CRUZ et al., 2012) (Figura 2.1). 
Figura 2.1- a) Mapa de situação do Cráton do São Francisco no Brasil. b) Mapa de localização da área de estudo 
no contexto do Cráton São Francisco. BG: Bloco Gavião, BJ: Bloco Jequié, BS: Bloco Serrinha, BISC: Bloco 
Itabuna Salvador Curaçá, FB: Faixa Brasília, FRP: Faixa Rio Preto, FRPT: Faixa Riacho do Pontal; FS: Faixa 
Sergipana, FA: Faixa Araçuaí (Modificado de ALKMIM; BRITO NEVES; ALVES, 1993). 
 
 
24 
 
 
 
Essa mega feição tectônica representa a zona de máxima inversão neoproterozoica do 
Aulacógeno do Paramirim, que se desenvolveu entre 1.75 e 0.67 Ga (PEDROSA SOARES; 
ALKMIM, 2011). Além dos Cinturões de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço 
Setentrional e Chapada Diamantina Ocidental, esse corredor engloba rochas plutônicas ácidas 
e básicas intrusivas de idades paleo, meso e neoproterozoica, bem como gnaisses-
migmatíticos e sequências metavulcanossedimentares mais velhas que 1.8 Ga que compõe a 
Paleoplaca Gavião, correspondente, in totum, ao Bloco Gavião de Barbosa e Sabaté (2002, 
2004). 
O setor do Corredor do Paramirim em que o embasamento mais antigo do que 1.8 Ga 
foi envolvido na deformação dos supergrupos Espinhaço e São Francisco foi inserido na 
porção setentrional do Orógeno Araçuaí (Modificado de CRUZ et al. 2012). 
A área de estudo está inserida no contexto tectônico da porção sul do Cinturão de 
Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, um dos componentes do Corredor do 
Paramirim e da porção setentrional do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo. Como um todo, esse 
cinturão apresenta uma extensão de, aproximadamente, 500 km, entre as cidades de Caetité e 
Ibotirama, e continua em direção a sul constituindo o Cinturão de Dobramentos e 
Cavalgamentos Espinhaço Meridional. A delimitação entre esses dois cinturões é geográfica e 
marcada pelos limites políticos entre os estados da Bahia e Minhas Gerais. Logo, em 
conjunto, representam uma única unidade tectônica, cuja história evolutiva ainda carece de 
estudos científicos. 
 
2.2. EMBASAMENTO ARQUEANO-PALEOPROTEROZOICO DA 
PORÇÃO SUL DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E CAVALGAMENTOS 
ESPINHAÇO SETENTRIONAL 
Compreende as rochas da porção meridional da Placa Gavião, sendo constituído, 
principalmente, por ortognaisses tonalíticos-granodioríticos com enclaves anfibolíticos, às 
vezes migmatizados, além de sequências metavulcanossedimentares e granitoides riacianos – 
orosirianos (ARCANJO et al., 2000, CRUZ et al., 2009). Localmente, podem ser encontrados 
ortognaisses charnockíticos (ARCANJO et al., 2000). 
2.2.1. Ortognaisses e migmatitos arqueanos 
Baseado em dados U-Pb (zircão) de diversos autores, Barbosa, Sabaté e Leite (2001) 
identificaram três grupos de ortognaisses na porção meridional da Placa Gavião (Figura 2.2). 
25 
 
 
 
 Figura 2.2- Mapa de localização dos ortognaisses / migmatitos arqueanos e granitoides arqueanos a 
paleoproterozoicos do embasamento do Cinturão de dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional 
(Modificado de BARBOSA et al., 2012). 
 
 
 
 
26 
 
 
 
De acordo com Barbosa, Cruz e Souza (2012), o primeiro grupo compreende rochas 
entre 3.4 e 3.2 Ga. Com os trabalhos de Santos Pinto et al. (2012) o limite desse grupo pode 
ser estendido para 3.5 Ga. Nesse grupo estão os protólitos dos ortognaisses Sete Voltas, Boa 
Vista-Mata Verde, Bernada, Aracatu (primeira geração, sensu BARBOSA; CRUZ; SOUZA 
2012), Mariana (primeira geração, sensu BARBOSA; CRUZ; SOUZA 2012). Em geral, são 
de composição tonalítica a granodiorítica, calcioalcalinos, com TDM variando entre 3.33 e 
3.66 Ga e εNd variando entre -2.9 e +3.0 (BARBOSA et al., 2012). De acordo com Santos-
Pinto et al. (1996), a geração dessas rochas ocorreu por fusão parcial de basaltos toleíticos 
deixando anfibolitos com granada ou eclogito como resíduo. 
O segundo grupo, com idades entre 3.2 e 3.1 Ga, é representado pelos granitoides 
mesoarqueanos Sete Voltas (segunda geração, sensu BARBOSA et al., 2012), Lagoa do 
Morro, Serra do Eixo, Lagoa da Macambira, Serra dos Pombos e Malhada das Pedras. Em 
geral, são de composição granodiorítica, calcialcalinos, com TDM variando entre 3.27 e 3.75 
Ga e εNd variando entre -5,6 e 0,3. 
O terceiro grupo compreende rochas com idades entre 2.8 e 2.7 Ga, sendo 
representados pelos protólitos dos ortognaisses Sete Voltas (terceira geração, sensu 
BARBOSA; CRUZ; SOUZA 2012) e Pé de Serra – Maracás, bem como pelos granitoides 
Caraguataí e Serra do Eixo (segunda geração sensu BARBOSA; CRUZ; SOUZA 2012). 
Tratam-se de rochas de composição granítica a sieníticas, alcalinas à sub-alcalinas, com TDM 
variando entre 3,1 e 3,4 Ga e εNd entre -4,0 e -5,0 (SANTOS PINTO et al., 1998, CRUZ et 
al., 2012). 
 
2.2.2. Sequências Metavulcanossedimentares 
Essas sequências ainda são pouco estudadas do ponto de vista petrológico, estrutural e 
geocronológico. Na porção meridional da Placa Gavião ocorrem os Greenstones Belts- GB 
Umburanas, Ibitira-Ubiraçaba, Brumado, Guajeru, Riacho de Santana e Boquira, além das 
sequências similares Urandi, Contendas-Mirante e Licínio de Almeida (SILVA; CUNHA, 
1999) (Figura 2.3). Essas seqüências ocorrem deformadas e metamorfizadas nas fácies xisto 
verde à anfibolito médio (CUNHA; BARBOSA; MASCARENHAS, 2012). Tendo em vista o 
ambiente litológico, estrutural e geotectônico e suas histórias de exploração mineral, essas 
sequências são potenciais hospedeiros de depósitos de metais base que podem vir a ser 
economicamente importantes(SILVA; CUNHA, 1999). De uma maneira geral, na base 
dessas sequências ocorrem rochas metamáficas e itabiritos (Urandi, Ibitira-Ubiraçaba) com 
27 
 
 
 
alguns metakomatiítos (Umburanas e Riacho de Santana) e metavulcânicas félsicas 
(Contendas-Mirante) que são sucedidas por rochas metassedimentares epiclásticas. 
Dentre as sequências similares do embasamento do Cinturão de Dobramentos e 
Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, destaca-se a Sequência Metavulcanossedimentar 
Caetité-Licínio de Almeida (CRUZ et al., 2009), que compreende uma faixa de metamorfitos 
com orientação geral N-S e situa-se entre as cidades homônimas a norte e sul, 
respectivamente. As unidades dessa sequência fazem contato a oeste com as rochas do 
Supergrupo Espinhaço através da Zona de Cisalhamento Carrapato (GUIMARÃES; CRUZ; 
ALKMIM, 2012). Nessa seqüência, Cruz et al. (2009) e Borges (2012) descrevem: (i) 
anfibolitos (rochas sub-vulcânicas máficas) e xistos máficos (rochas metavulcânicas máficas), 
que são encontrados sob a forma de lentes poucos espessas e intercaladas tectonicamente em 
xistos aluminosos/metapelitos; (ii) rochas calcissilicáticas bandadas, por vezes 
manganesíferas, destacando-se níveis com proporções variadas de espesartita, hornblenda, 
tremolita-actinolita, biotita, epidoto, quartzo, calcita e clorita; (iii) mármores com hornblenda 
e calcita; (iv) mármores manganodolomíticos; (v) xistos aluminosos/metapelitos, sendo 
formados por domínios ricos em biotita, quartzo, moscovita, calcita, estaurolita, cianita, 
almandina, minerais opacos, clorita e epidoto; (vi) quartzitos com moscovita e cianita; (vii) 
itabiritos; e (viii) filitos ricos em manganês. 
Os poucos dados disponíveis para os GB e sequências similares revelam uma idade 
arqueana para essas rochas. Bastos Leal et al. (1998) obtiveram a idade de 3.147+-16 Ma (U-
Pb, SHRIMP) em zircões detríticos coletados em quartzitos que estão superpostos aos 
metakomatiítos e aos metabasaltos da base do GB Umburanas. Por sua vez, para uma amostra 
de metandesito da unidade intermediária dessa sequência, Bastos Leal et al. (2003) obtiveram 
idade 2.744 +- 15 Ma (Pb/Pb evaporação de zircão). Esse dado foi interpretado como sendo a 
idade de cristalização magmática dessas rochas. 
Em gnaisses do Greenstone Belt Riacho de Santana, Silveira e Garrido (2000) 
encontraram uma idade modelo (TDM) de 3.0 Ga. Por sua vez, metabasalto do GB Riacho de 
Santana revelou idades modelo (TDM) de 3.201 +-102 Ma. Esses autores interpretaram essa 
idade como a de cristalização dessas rochas. 
Para a Sequência Metavulcanossedimentar Contendas-Mirante ainda existem 
controvérsias sobre sua classificação como Greenstone Belt, principalmente devido a grande 
diferença de idade entre as suas formações. Marinho (1991) e Marinho et al. (1994) obtiveram 
idade U-Pb de 3.3 Ga de rochas basálticas toleíticas (Formação Jurema Travessão) da unidade 
inferior. Na unidade média, esses autores obtiveram idade Pb-Pb de 2.5 Ga para rochas 
28 
 
 
 
vulcânicas calcialcalinas intercalados nos xistos da Formação Mirante. Adicionalmente, 
obtiveram idade Rb/Sr de 2,0 Ga para rochas metapelíticas. Essa idade foi interpretada como 
associada ao metamorfismo da sequência. Uma idade modelo (TDM) obtida para essas 
mesmas rochas foi de 2.5 Ga. Em zircão detrítico de leitos conglomeráticos da unidade 
superior do Contendas-Mirante, Nutman, Cordani e Sabaté (1994), Nutman e Cordani (1994) 
obtiveram idade de 2.15 e 1.90 Ga. 
Figura 2.3- Distribuição da Sequencias Metavulcanossedimentares (Greenstone Belts e similares) na porção 
meridional da Placa Gavião (Modificado de SILVA; CUNHA, 1999). 
 
 
2.2.3. Granitoides Riacianos- Orosirianos 
De acordo com Barbosa et al. (2012) no embasamento imediatamente a leste e a oeste 
do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional já foram 
individualizados 20 granitóides riacianos-orosirianos (Figura 2.2). Os corpos são intrusivos 
29 
 
 
 
nos Greenstone Belts e nos terrenos gnáissico-migmatíticos arqueanos. Em geral, para 
Barbosa et al. (2012) predominam granitos, mas sienitos, monzonitos podem ocorrer. A 
química principal é calcioalcalina, mas shoshonitos ocorrem na região de Guanambi. De 
acordo com Menezes Leal et al. (2005) alguns destes plutonitos apresentam mineralogia, 
natureza química e isotópica típicas de granitoides formados a partir de reciclagem da crosta 
continental. Os valores de εNd variando entre -5.8 e -14 corroboram essa hipótese 
(BARBOSA et al., 2012b). De acordo com esses autores, o desenvolvimento deste 
magmatismo estaria associada a colisão das placas Gavião e Jequié que ocorreu cerca de 2,0 
Ga, no final do Paleoproterozoico. 
 
2.3. UNIDADES SEDIMENTARES E IGNEAS MESO E NEOPROTEROZÓICAS DO 
CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E CAVALGAMENTOS ESPINHAÇO 
SETENTRIONAL 
Nessa seção serão tratadas as rochas de preenchimento do Aulacógeno do Paramirim. 
 
2.3.1. Rochas plutônicas félsicas e máficas 
Como representante das rochas plutônicas félsicas, tem-se a Suíte Intrusiva Lagoa 
Real (Figura 2.4), que compreende os granitoides São Timóteo e Jurema, que foram 
gnaissificados e milonitizados em zonas de cisalhamento dextrais e reversas dextrais, de idade 
neoproterozoica (CRUZ; ALKMIM; MARTINS 2007). As rochas dessa suíte exibem os 
efeitos de intensa alteração hidrotermal de alta temperatura, que produziu corpos tabulares de 
albititos (LOBATO et al., 1982, CRUZ; ALKMIM; MARTINS, 2007, dentre outros). Os 
granitoides possuem composição monzonítica, sienítica, sienogranítica, álcali-
feldspatossienítica, quartzo-álcali feldspatossienítica e álcali-feldspatogranítica (CRUZ; 
ALKMIM; MARTINS, 2007). 
Além disso, segundo esses autores, rochas dioríticas também são encontradas. Os 
granitoides são rochas metaluminosas com forte fracionamento de Elementos Terras Raras 
pesadas e anomalia fortemente negativa de európio, com assinatura química compatível com 
as de rochas alcalinas de ambiente intraplaca continental (MACHADO, 2008). Cruz, Alkmim 
e Martins (2007) realizaram datações em titanitas de uma amostra de ortognaisse Lagoa Real 
e obteve uma idade 
207
Pb/
206
Pb de 1.743+/-28 Ma e admitem que essa seja a idade mínima 
para a cristalização das titanitas e do protólito desses metamorfitos. Para amostras do 
granitoide São Timóteo, idades próximas a esta foram encontradas por Turpin, Maruéjol e 
30 
 
 
 
Cuney (1988), Cordani et al. (1992), Pimentel, Machado e Lobato (1994) utilizando o método 
U-Pb (zircão). 
 
Figura 2.4– A) Contexto da porção setentrional do Orógeno Araçuaí e do Cinturão de Dobramentos e 
Cavalgamentos Espinhaço Setentrional; B) Mapa geológico simplificado dos supergrupos Espinhaço e São 
Francisco e da Suíte Intrusiva Lagoa Real. SOA- Setor Setentrional do Orógeno Confinado Araçuaí, CSF- 
Cráton do São Francisco, SE- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, CDO- 
Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Chapada Diamantina Ocidental, CDOr- Cinturão de Dobramentos e 
Cavalgamentos Chapada Diamantina Oriental. (Modificado de CRUZ et al., 2012). 
 
31 
 
 
 
Com relação às plutônicas máficas, essas rochas ocorrem como diques e sills que 
intrudem o Supergrupo Espinhaço e o embasamento arqueano do Cinturão de Dobramentos e 
Cavalgamentos Espinhaço Setentrional. Guimarães, Santos e Melo (2005) e Brito (2008) 
distinguiram dois conjuntos de rochas: (i) leucogabro cinza escuro a cinza esverdeada, fino, 
foliado e deformado; e (ii) gabros isotrópicos, cinza escuro e verde, de granulação média a 
grossa, não deformados. São rochas toleíticas continentais, compatíveis com magmatismo de 
uma fase inicial de rifte e induzida pela atuação de plumas mantélicas (TEIXEIRA, 2008). 
Loureiro et al. (2008) realizaram análises U-Pb (Laser Ablation, zircão) em gabros 
intrusivos e revelaram idade de 1492+/- 16 Ma. Outra idade U-Pb (Laser Ablation, zircão) em 
zircões de um sillaflorante na cidade Gentio do Ouro revelou idade de 934 Ma, que indica um 
magmatismo toniano na região. Em diques de rocha máfica na porção norte do Cinturão de 
Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, Danderfer et al. (2009) obtiveram 
outra idade toniana de 850 Ma. 
 
2.3.2. Supergrupo Espinhaço 
Na Bahia, as rochas desse supergrupo afloram nos Cinturões de Dobramentos e 
Cavalgamentos Espinhaço Setentrional e Chapada Diamantina (Figura 2.4). Diversas 
propostas já foram publicadas para o empilhamento litoestratigráfico dessa unidade nesses 
cinturões (Tabela 2.1). Para a calha precursora do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos 
Chapada Diamantina, Guimarães, Santos e Melo (2005) reconheceram duas bacias distintas. 
A primeira, do tipo rifte, foi preenchida pelos derrames e rochas sedimentares dos grupos Rio 
dos Remédios, Paraguaçu e Oliveira dos Brejinhos. A segunda, do tipo sinéclise, teria sido 
preenchida pelas unidades sedimentares do Grupo Chapada Diamantina. Uma descrição 
pormenorizada desses grupos pode ser observada em Guimarães, Cruz e Alkmim (2012). 
Por sua vez, o empilhamento estratigráfico desse supergrupo no Cinturão de 
Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional ainda é matéria de controvérsia 
(Tabela 2.2). Rocha, Souza e Garrido (1998) adotaram a denominação de Barbosa e 
Dominguez (1996), que dividiram o Supergrupo Espinhaço nos Grupos Borda Leste e Serra 
Geral. O Grupo Borda leste seria representado pela Formação Mosquito, que consistiria de 
quartzitos com intercalação de xistos com granada e cianita. O Grupo Serra Geral seria 
representado, da base para o topo, pelas formações: (i) Salto, que é constituída de quartzito 
médio a fino; (ii) Sítio Novo, composta por quartzitos finos, associados a filitos granadíferos 
32 
 
 
 
avermelhados; e (ii) Santo Onofre, composta por filitos predominantemente e quartzitos 
subordinadamente. 
Por outro lado Danderfer (2000) e Danderfer e Dardenne (2002) individualizaram, da 
base para o topo, a Formação Bom Retiro, o Grupo São Marcos, que é subdividido nas 
formações Riacho do Bento, Mosquito e Fazendinha, e o Grupo Sítio Novo, que é subdividido 
nas formações Veredas, Viramundo e Garapa. Para estes autores, a bacia que abrigou os 
sedimentos do Supergrupo Espinhaço possui uma evolução descontínua (no sentido 
temporal), policíclica (no sentido estratigráfico) e poliistórica, alternando episódios de 
regimes tectônicos distintos ao longo do tempo. Além disso, o Grupo Sítio Novo de Rocha 
(1998), que é correlacionado ao Grupo Santo Onofre de Schobbenhaus (1996), seria de idade 
toniana. 
Loureiro et al. (2008) propuseram a seguinte subdivisão, da base para o topo: (i) 
Formação Algodão; (ii) Grupo Oliveira dos Brejinhos, que é subdividido nas formações São 
Simão, Pajeú e Sapiranga; (iii) Grupo São Marcos, que é composto pelas formações Bomba, 
Bom Retiro, Riacho do Bento e Mosquito; e (iv) Grupo Santo Onofre, que é subdividido nas 
formações Fazendinha, Serra da Vereda, Serra da Garapa e Boqueirão. Também nesse caso, 
uma descrição detalhada dessas unidades pode ser encontrada em Guimarães, Cruz e Alkmim 
(2012) (Tabela 2.2). 
Uma descrição sucinta dessas unidades será apresentada na seção 4 dessa monografia. 
Baseando-se nos dados geocronológicos U-Pb (zircão detritico, SHRIMP) Chemale-Júnior et 
al. (2011) e de Babinsky et al. (2011) para unidades correlatas ao Grupo Santo Onofre no 
Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Meridional, Alkmim e Martins-Neto 
(2011), Pedrosa Soares e Alkmim (2011) e Alkmim (2012) propuseram que as unidades do 
Grupo Santo Onofre sejam deslocadas para o Supergrupo São Francisco. Essa será a hipótese 
de posicionamento estratigráfico adotada nesta monografia para essa unidade. Logo, 
considera-se que no Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional, o 
Supergrupo Espinhaço tem uma evolução desde 1.7 Ga, no Estateriano, a 1.5 Ga, no 
Caliminiano. De acordo com Alkmim e Martins-Neto (2011) e Guimarães, Cruz e Alkmim 
(2012), 1.5 Ga corresponde a idade das unidades de topo do Grupo Chapada Diamantina 
(Tabela 2.1), que seria correlacionada com o Grupo São Marcos (Tabela 2.2). 
 
 
33 
 
 
 
Tabela 2.1- Síntese de propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo Espinhaço no Cinturão de 
Dobramentos e Cavalgamentos Chapada Diamantina (Modificado de GUIMARÃES; CRUZ; SOUZA, 2012). 
 
Tabela 2.2– Síntese de propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo Espinhaço no Cinturão de 
Dobramentos e Cavalgamentos Espinhaço Setentrional (Modificado de GUIMARÃES; CRUZ; SOUZA, 2012). 
 
 
2.3.3. Supergrupo São Francisco 
No Corredor do Paramirim, esse supergrupo aflora na Chapada Diamantina e na Serra 
do Espinhaço Setentrional. Na região da Chapada Diamantina é representado pelo Grupo Una 
que divide-se nas formações Bebedouro e Salitre (BARBOSA; DOMINGUEZ, 1996). A 
Formação Bebedouro consiste em cinco litofácie: (i) diamictitos polimíticos e níveis de 
arenito, (ii) pelitos; (iii) arenitos; (iv) arcóseos; e (v) calcarenitos e dolarenitos impuros 
(GUIMARÃES; CRUZ; ALKMIM, 2012). Esta formação foi interpretada por estes autores 
como associada com uma sedimentação glaciclástica neoproterozóica, de ambiente 
34 
 
 
 
plataformal glaciomarinho proximal, que foi retrabalhada por eventos de tempestade sob 
condição climática severa. Além disso, seria correlacionável com as unidade glaciais do 
Grupo Macaúbas com idade máxima de 900 Ma (U-Pb, zircão, SHRIMP) (BABINSKY et al., 
2011). Os dados geocronológicos Rb/Sr, K-Ar e Sr/Sr obtidos por Brito Neves, Cordani e 
Torquato (1980) e Macedo e Bonhome (1981, 1984) sugerem uma idade de deposição para a 
Formação Bebedouro entre 1000 e 900 Ma. 
Por sua vez, a formação Salitre é constituída por litofácies carbonáticas e siliciclásticas 
formadas por laminito algal, calcilutito, calcissiltito com níveis de calcarenitos, dolarenitos e 
estromatólitos colunares, além de arenitos, siltitos e argilitos (GUIMARÃES; CRUZ; 
ALKMIM, 2012). O ambiente de sedimentação para essa formação teria sido uma plataforma 
carbonática no ambiente de planície de maré (LOUREIRO et al., 2008). A idade máxima para 
deposição da Formação Salitre é em torno de 790 Ma (MISI; VEIZER, 1996). 
Barbosa e Dominguez (1996) consideram que a deposição do Supergrupo São 
Francisco no contexto da bacia precursora do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos 
Chapada Diamantina está relacionada a uma glaciação cujo registro é descontínuo e 
evidenciado essencialmente por diamictito de pequena espessura correspondentes a Formação 
Bebedouro. Para esses autores, com o fim da glaciação Bebedouro-Macaúbas, ocorre a subida 
do nível do mar e acumula-se a Formação Salitre na região da Chapada Diamantina. Ainda 
para esses autores, a acumulação, predominantemente carbonática, dessa formação não se 
deve apenas à subida do nível do mar, mas também a uma expansão de subsidência por sobre 
os blocos cratônicos adjacentes à calha do Espinhaço. 
Segundo Pedrosa-Soares e Alkmim (2011), a deposição desse supergrupo no 
Aulacógeno do Paramirim está relacionada com a evolução da Bacia precursora do Orógeno 
Araçuaí. A correlação estratigrafia entre os Grupos Macaúbas e Santo Onofre sugerem uma 
idade máxima toniana para a deposição dessas rochas. 
A ocorrência desse supergrupo no Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos 
Espinhaço Setentrional é motivo de controvérsia e defendida por Schobbenhaus (1996), 
Danderfer (2000), Dandefer e Dardenne (2002), Alkmim e Martins-Neto (2011), Pedrosa-
Soares e Alkmim (2011), Alkmim (2012) e Cruz et al. (2013). De acordo com Danderfer 
(2000) Danderfer-Filho e Dardenne (2002), o Grupo Santo Onofre, de idade toniana, é 
subdividido nas formações João Dias, Boqueirão e Canatiba. Com uma proposta de 
empilhamento estratigráfica um pouco distinta, Loureiro et al. (2008) propuseram que esse 
grupo seja constituído pelasformações Fazendinha, Serra da Vereda, Serra da Garapa e 
Boqueirão. Esse será o empilhamento estratigráfico adotado nessa monografia, embora que 
35 
 
 
 
para Loureiro et al. (2008) e Guimarães, Cruz e Alkmim (2012) Grupo Santo Onofre seja uma 
unidade mesoproterozoica do Supergrupo Espinhaço. 
Em suma, nesta monografia será considerado que o Grupo Santo Onofre é uma 
unidade toniana e, da base para o topo, constituída pelas formações Fazendinha, Serra da 
Vereda, Serra da Garapa e Boqueirão. 
 
2.4. EVOLUÇÃO TECTÔNICA 
Ao complexo contexto geológico do Corredor do Paramirim, tanto para o seu 
embasamento quanto para as unidades de preenchimento do Aulácogeno do Paramirim, são 
atribuídos eventos tectônicos sucessivos. 
No Paleoarqueano foram originados os protólitos dos ortognaisses, os tonaliticos-
trondhjemíticos-granodioríticos do embasamento do Cinturão de Dobramentos e 
Cavalgamentos Espinhaço Setrentrional a partir de fusão basaltos toleíticos (SANTOS-
PINTO, 1996). Segundo Santos Pinto et al. (1998), parte dos meta-TTG’s, com idades entre 
3,2 – 3,1 Ga, foram gerados pela reciclagem das rochas paleoarqueanas e também com 
produção de magma juvenil. Ainda nesse contexto, houve a deposição dos Greenstone Belts, 
com a produção inicial de rochas vulcânicas com idades em torno de 3,3 Ga. 
Um terceiro evento magmático do arqueano levou a formação de um magmatismo 
alcalino anorogênico de 2.8-2.7 Ga (CRUZ et al., 2012). A formação dessas rochas estaria 
relacionada com processos de fusão crustal. 
Outro modelo é proposto por Arcanjo et al. (2005) para explicar a evolução arqueana 
do embasamento do Aulacógeno do Paramirim. Para esses autores, essa evolução ocorreu em 
três estágios: (i) até 3,3 Ga houve formação de uma crosta siálica primitiva; (ii) entre 3,3 e 3,2 
Ga ocorreu a fragmentação dessa crosta siálica com estruturação de um sistema de riftes com 
trend WNW-ESE e deposição de associações vulcanossedimentares, as quais se mostraram 
mais evoluídas para sul-sudoeste, com formação de um assoalho oceânico (Figura 2.5a); (iii) 
entre 3,0 e 2,7 Ga houve orogênese ocasionada pela subducção de uma placa oceânica sob 
outra placa oceânica com direção N-NE, culminando na fusão parcial da placa subductada; 
produção de TTG (protólito do Complexo Santa Isabel) e formação de um prisma 
acrescionário (Figura 2.5b). 
 
 
36 
 
 
 
Figura 2.5- Modelo proposto por Arcanjo et al. (2005) para a evolução arqueana e paleoproterozoica do 
embasamento do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Espinnhaço Setentrional. CGM – Complexo 
Gnaissico Migmatítico; CP1 – Complexo Paramirim (Apb, Apg, Apgr, Apag); CP2 – Complexo paramirim (Apo, 
Apm); UB – Unidade Boquira; UC – Unidade Cristais; UBT – Unidade Botuporã; CRS – Complexo Riacho de 
Santana; CSI – Complexo Santa Isabel; GB – Granito Boquira; BG – Batólito Guanambi. 
 
 
De acordo com Barbosa e Sabaté (2004), no Paleoproterozoico houve a consolidação 
de uma plataforma estável resultante da colisão entre o denominado “Bloco” Gavião, ou placa 
Gavião nessa monografia, e outras três placas denominadas de Serrinha, Jequié e Itabuna 
Salvador Curaçá. A colisão entre essas placas teria originado o Orógeno Itabuna-Salvador-
Curaçá. Estudos geocronológicos para o metamorfismo apontam uma idade em torno de 2.06 
Ga para esta colisão (Figura 2.6). 
Por outro lado, para o Paleoproterozoico, Arcanjo et al. (2005) propuseram um único 
estágio entre 2.4 e 2.0 Ga, (Figura 2.5c), desenvolvendo o orógeno Urandi-Paratinga. Nesse 
estágio teria ocorrido eformação tangencial e cavalgamentos para oeste, reorientando as 
37 
 
 
 
estruturas pretéritas para NNW-ESE; metamorfismo, atingindo os fácies anfibolito alto a 
granulito (em alguns setores); fusão parcial da crosta (Figura 2.5d), promovido pelo 
espessamento crustal, com migmatização dos corpos rochosos, seguido por relaxamento 
crustal e geração de magmatismo metaluminoso a peraluminoso. 
 
Figura 2.6- Posição das placas durante e após a colisão paleoproterozoica (Modificado de BARBOSA; CRUZ e 
SOUZA, 2012). 
 
 
 
Com relação às deformações paleoproterozoicas poucos estudos foram realizados, 
podendo ser citado o trabalho de Medeiros (2013) que estudou o Complexo Santa Isabel e 
definiu três fases deformacionais correspondente ao Paleoproterozoico, sendo elas: (i) Dn 
associada à uma foliação Sn; (ii) Dn+1 associada a dobras envoltórias assimétricas no estágio 
Dn+1’ e zonas de cisalhamento sinistrais e sinistrais reversas no estágio Dn+1’’. Segundo esse 
autor, nesse contexto também houve migmatização durante o estágio Dn+1’ formando corpos 
amebóides, sendo classificados como metatexitos e diatexitos. Amostras de paleossoma e 
neossoma foram datadas pelo método U/Pb (zircão, SHRIMP) por esse autor, tendo sido 
38 
 
 
 
obtida idades paleoarqueanas para os protólitos dos migmatitos e em torno de 2.1 Ga para a 
migmatização das rochas. 
No final do paleoproterozoico, no período do Estateriano, a paleoplaca São Francisco 
sofreu tafrogênese formando o Aulacógeno do Paramirim. Para esse aulacógeno, 
Schobbenhaus (1996) propôs a existência de duas bacias riftes, denominadas Espinhaço e 
Macaúbas. O rifte Macaúbas teria se desenvolvido associado com a formação de uma margem 
continental passiva, e associado com a bacia oceânica Araçuaí. Por outro lado, de acordo com 
Guimarães, Santos e Melo (2005), para a deposição das unidades do supergrupo Espinhaço, 
inicialmente houve a instalação de duas bacias, denominadas de Oriental, na região 
fisiográfica da Chapada Diamantina, e ocidental, na serra do Espinhaço Setentrional, separada 
pelo horst de Paramirim. Segundo Loureiro et al. (2008) e Guimarães, Cruz e Alkmim (2012), 
a evolução do Aulacógeno do Paramirim está associada com quatro eventos formadores de 
bacia (Figura 2.7): (i) no Estateriano, ao redor de 1750 Ma, com a configuração do Rifte do 
Espinhaço, que corresponde in totum ao Aulacógeno do Paramirim de Pedrosa-Soares et al. 
(2001); (ii) no Calimiano, entre 1600 e 1500Ma, com instalação das sinéclises Chapada 
Diamantina, a leste, e Santo Onofre, a oeste; (iii) entre o Ectasiano e o Esteniano implantou-se 
a sinéclise Morro do Chapéu alojada sobre a bacia Chapada Diamantina; e (iv) no 
Criogeniano, quando se configurou uma extensa sinéclise assentada na parte centro-oeste do 
Cráton do São Francisco e preenchida com depósitos do Supergrupo São Francisco. Ainda no 
primeiro evento formador da bacia houve magmatismo alcalino constituindo a Suíte Intrusiva 
Lagoa Real (GUIMARÃES; CRUZ; ALKMIM, 2012). De acordo com Pedrosa-Soares e 
Alkmim (2011), a evolução do Aulacógeno do Paramirim está associada com seis eventos 
formadores de bacia que evolui de 1.75 Ga a 0.67 Ga. Segundo estes autores os eventos e suas 
respectivas manifestações são: (i) E1 (Estateriano, 1.77-1.7 Ga) que tem como registros mais 
importantes a deposição das unidades sedimentares e vulcânicas da base do Supergrupo 
Espinhaço, bem como o alojamento dos plutons anorogênicos; (ii) E2 (Calimiano, 1.57-1.5 
Ga) que corresponde à uma nova fase de distensão durante o período Calimiano, em torno de 
1.57 Ga; (iii) E3 (Esteniano, 1.18 -? Ga), que teve início em torno de 1.18 Ga com a 
deposição da Formação Sopa-Brumadinho (Supergrupo Espinhaço), exposta na Faixa 
Araçuaí; (iv) E4 (no limite Esteaniano-Toniano, ca. 1 Ga), provavelmente um evento mais 
local, mas que pode ser correlacionável aos diques máficos com idades compatíveis, 
encontrados no sul da Bahia. (v) E5 (Toniano, 930-850 Ma), manifestado pelo magmatismo 
anorogênico representado pela Suíte Salto da Divisa e enxames de diques máficos tonianos, 
assim como, provavelmente, os depósitos pré-glaciais da bacia Macaúbas/Santo Onofre/Una; 
39 
 
 
 
e (vi) E6 (Criogeniano, 750-670 Ma), evidenciado pela Província Alcalina do Sul da Bahia 
entre 735 e 675 Ma, e, muito provavelmente, pelas formações diamictíticas do GrupoMacaúbas/Santo Onofre/Una. 
 
Figura 2.7- Evolução do Aulacógeno do Paramirim (GUIMARÃES; CRUZ; ALKMIM, 2012). 
 
 
 
Segundo Cruz e Alkmin (2006), no Neoproterozóico houve inversão do Aulacógeno 
do Paramirim com migração do front de deformação de sul para norte seguido de fechamento 
frontal desse aulacógeno. As deformações teriam ocorrido sob campo de tensão WSW-ENE e 
estão associadas com as colisões que culminaram com a formação do Supercontinente de 
Gondwana e especificamente com as colisões entre as paleoplacas São Francisco e 
Amazônica. O modelo tectônico regional está associado com a rotação anti-horária da Placa 
São Franciscana, no modelo denominado de “Quebra Nozes” por Alkmim et al. (2007) 
40 
 
 
 
(Figura 2.8). Nesse contexto desenvolveu-se Orógeno Confinado Araçuaí-Oeste Congo e a 
inversão do Aulacógeno do Paramirim com a formação do Corredor do Paramirim e dos 
cinturões de dobramentos e cavalgamentos Espinhaço Setentrional e Chapada Diamantina. 
 
Figura 2.8– Modelo para a inversão da Bacia Macaúbas e para o Aulacógeno do Paramirim. a) elementos da 
Bacia Macaúbas e seu cenário tectônico, vistos em mapa; b) início da operação da tectônica do quebra-nozes, 
com o consumo forçado do assoalho da porção oceânica da bacia precursora, visto em mapa; c) cartoon 
ilustrativo dos estágios (a) colisional, por volta de 560 Ma, e (b) de colapso gravitacional, após escape lateral da 
porção sul do orógeno, por volta de 500 Ma (Modificado de ALKMIM et al., 2007). 
 
 
 
 
 
 
 
 
A B 
C 
41 
 
 
 
3. MICROESTRUTURAS E PORFIROBLASTOS 
 
3.1. INTRODUÇÃO 
Para Fettes e Desmons (2007), textura é o termo descritivo para aspectos geométricos 
dos cristais que compõem uma rocha, enquanto microestrutura é o termo descritivo para as 
relações mútuas, em escala microscópica, entre grupos ou agregados de cristais da rocha. 
Tendo em vista as inúmeras controvérsias sobre o uso desses dois termos, a Subcomissão de 
rochas metamórficas da IUGS encoraja o uso do termo microestrutura ao invés de textura. 
Observações e descrições das microestruturas, ou da trama, de uma rocha podem ser 
aplicadas aos estudos científicos para entender os mecanismos de deformação e de 
recristalização dos minerais; bem como para auxiliar a reconstruir a história estrutural e 
metamórfica do volume de uma rocha (PASSCHIER; TROUW, 2005). O ramo da Geologia 
que trata sobre esses aspetos é a microtectônica. As microestruturas podem ser uma 
ferramenta eficiente para a investigação da evolução das deformações, principalmente em 
domínios orogenéticos, atrelada ao mapeamento geológico. Os aspectos estruturais, físicos e 
químicos das rochas do ponto de vista de processos deformacionais podem tornar-se ainda 
mais claro com o estudo em lâmina. Atualmente é uma das mais importantes áreas de 
pesquisas na geologia (VERNON, 2004). 
 
3.2. MICROESTRUTURAS ASSOCIADAS COM DEFORMAÇÃO 
Segundo Blenkisop (2000), os principais processos que levam à mudança de forma 
dos corpos rochosos em virtude das deformações são: (i) cataclásticos; (ii) plasticidade 
intracristalina (processos cristal-plásticos); (iii) transferência de massa por difusão; (iv) 
transferência de massa com participação de fluidos (Solution Transfer). 
Os processos cataclásticos podem ser interpretados a partir das microestruturas dos 
cataclasitos. São identificados pelas formas angulosas dos clastos, pelo fraturamento 
generalizado, por uma grande variação granulométrica e, em geral, pela ausência de foliações 
(TWISS; MOORES, 1992). 
Os processos de plasticidade intracristalina envolvem, sobretudo, deformação no 
retículo cristalino e à formação de defeitos. Esses defeitos podem ser pontuais (ex: vazios ou 
vacancies), lineares (ex: discordâncias), ou planares (HOBBS et al., 1976, SUPPE, 1985, 
NICOLAS; POIRIER, 1976). Os defeitos pontuais acontecem quando há falta de átomos em 
42 
 
 
 
determinadas posições reticulares, ou impurezas, ou ainda quando se têm átomos adicionais 
dentro do retículo. 
Os defeitos lineares ocorrem em planos cristalográficos específicos (SCHEDL; VAN 
DER PLUJIM, 1988, TWISS; MOORES, 1992, PASSCHIER; TROUW, 1996) que, por sua 
vez, são selecionados para a ativação durante as deformações segundo parâmentos 
relacionados a tensão que envolve o grão, sua estrutura, defeitos e presença de fluidos 
(PASSCHIER; TROUW, 1996, KNIPE, 1989, TULLIS; YUND, 1980, FITZGERALD; 
STÜNITZ, 1993). 
Na escala de grão, a deformação progressiva leva à interseção de discordâncias 
(TWISS; MOORES, 1992), que produz o aumento da energia elástica e, por sua vez, promove 
o endurecimento do cristal, podendo levar ao desenvolvimento de microfraturas (KNIPE, 
1989). É possível também que o grão não frature, mas seja consumido por outro grão de 
menor energia ou se recristalize, subdividindo-se em grãos livres de defeitos (HIRTH; 
TULLIS, 1992, GLEASON; TULLIS 1993) 
Quanto à transferência de massa por difusão, é um processo que se daá por meio de 
difusão no estado sólido. Esse mecanismo requer altas temperaturas. A migração de matéria 
através do retículo cristalino dá-se por vazios (vacancies). Quando o material flui ao longo da 
borda dos grãos o mecanismo denomina-se Coble creep (TWISS; MOORES, 1992) e quando 
o movimento é através da estrutura do cristal é chamado de Nabarro-Herring creep como 
referido anteriormente (Figura 3.1). Em ambos os casos, causa mudança na forma do grão 
deformado. 
 
Figura 3.1- Modelo do mecanismo de difusão sólida por transferência de massa intracristalina (Nabarro-Herring 
creep) causando mudança de forma dos grãos (TWISS e MOORES, 1992). 
 
 
43 
 
 
 
Por sua vez, a difusão com participação de fluidos (Solution Transfer) ocorre quando o 
material é dissolvido de sítios com tensão compressiva normal mais alta e depositada em 
sítios de menor tensão (VERNON, 2004) (Figura 3.2). Este, consiste em um processo de 
deformação importante pois envolve a dissolução de minerais ao longo de superfícies 
dispostas perpendicularmente à tensão compressiva principal (DURNEY 1972, TULLIS, 
1989). A redeposição do material dissolvido pode ocorrer em bordas de grãos adjacentes, em 
veios ou franjas de pressão (DURNEY, 1972, PASSCHIER; TROUW, 1996). 
 
Figura 3.2– Modelo esquemático mostrando oólitos cincundados por um fluido com atuação de processo 
envolvendo transferência de solução. Nos pontos de contato entre os oólitos a diferença de tensão é 
relativamente alta. A mudança da forma do grão ocorre por dissolução por pressão. Nesse caso, o material é 
dissolvido no ponto de contato entre os oólitos com maior tensão e é redepositado nos setores de menor tensão 
(Modificado de PASSCHIER; TROUW, 2005). 
 
 
 
 
3.3. MICROESTRUTURAS ASSOCIADAS COM RECRISTALIZAÇÃO 
Poirier e Guilopé (1979) definiram recristalização como um processo envolvendo 
modificação do tamanho, forma e/ou orientação do grão, induzido pela deformação e com 
pouca ou nenhuma modificação química. A recristalização é o processo pelo qual um 
agregado cristalino diminui a sua energia livre (URAI; MEANS; LISTER, 1986) e, em muitos 
casos, o seu desenvolvimento leva à geração de novos grãos a partir de outros pré-existentes 
(DRURY; URAI, 1990). 
44 
 
 
 
A recristalização desempenha importante papel no desenvolvimento de tramas 
orientadas em tectonitos deformados em todas as fácies metamórficas (WHITE, 1976, 
MITRA, 1978, KNIPE; LAW, 1987, HANDY, 1990, HIRTH; TULLIS, 1992, GLEASON; 
TULLIS, 1993, STÜNITZ; FITZGERALD, 1993). Se o processo inclui modificações 
químicas e mineralógicas, é referido como neocristalização (URAI; MEANS; LISTER, 1986). 
As forças que controlam os processos de recristalização são aquelas associadas a 
defeitos intragranulares, energia de borda de grão, energia química livre e energia elástica de 
deformação (URAI; MEANS; LISTER, 1986). 
De acordo Passchier e Trouw (2005), os mecanismos de recristalização são: