GEOLOGIA DE SALVADOR

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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
Curso de graduação em Geologia 
 
 
 
 
GABRIEL PARENTE DA SILVA ALEM MARINHO 
 
 
 
 
 
 
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL DO 
AFLORAMENTO DA PRAIA DA PACIÊNCIA (SETOR E), SALVADOR, 
BAHIA. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Salvador 
2013 
 
GABRIEL PARENTE DA SILVA ALEM MARINHO 
 
 
 
 
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL DO 
AFLORAMENTO DA PRAIA DA PACIÊNCIA (SETOR E), SALVADOR, 
BAHIA. 
 
 
 
 
 
Monografia elaborada para obtenção do título 
de Bacharel em Geologia pela Universidade 
Federal da Bahia - UFBa. 
 
 
Orientadora: Profª. Drª. Simone Cerqueira 
Pereira Cruz 
 
Co-orientadora: Profª. Drª. Jailma Santos de 
Souza 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Salvador 
2013 
 
TERMO DE APROVAÇÃO 
 
 
 
 
 
 
GABRIEL PARENTE DA SILVA ALEM MARINHO 
 
 
 
 
 
 
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL DO 
AFLORAMENTO DA PRAIA DA PACIÊNCIA (SETOR E), SALVADOR, BAHIA. 
 
 
 
 
 
 
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, 
Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora: 
Salvador, 10 de setembro de 2013. 
 
 
 
 
 
 
___________________________________________________ 
Prof
a
. Dr(a). Simone Cerqueira Pereira Cruz – UFBA (Orientadora) 
 
___________________________________________________ 
Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite – PETROBRAS (Examinador) 
 
___________________________________________________ 
Geólogo Josafá da Silva Santos – UFBA (Examinadora) 
 
 
 
 
 
Salvador, 10 de setembro de 2013. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
“Sou argila. 
Sedimento fino em suspensão. 
Toda intempérie me carrega. 
Parte de mim é erosão”. 
 
Sedimento Fino 
 
AGRADECIMENTOS 
 
A concretização desta monografia não seria possível sem o apoio de algumas pessoas. 
Então, sendo breve e objetivo, citarei, a seguir, os responsáveis pela realização de um sonho: 
Meu pai e minha mãe, Jair Alem Marinho e Juciara Parente da Silva Marinho, 
respectivamente. Minha irmã, Camila Parente da Silva Alem Marinho e meu irmão, Leonardo 
Parente da Silva Alem Marinho. Fernanda Freitas Leal, minha parceira de sempre. Minha 
professora e orientadora, Simone Cerqueira Pereira Cruz. Meu amigo e companheiro de 
trabalho, Eduardo Luiz Vieira Carrilho. Rafael Ribeiro Daltro, meu semelhante. Diego Melo 
Fernandes, Bianca Leone Barros, Rodolfo Santos Gasser, Drica Nascimento, Carlos Cruz, 
Lucas Gontijo, Lucas Souza, Vitinho Abacaxi Matos, Fabinho, Pedroca, Ítala, Mário Coni, 
M.V., Alexandre Moitinho, Nilsinho, Natália Fontes, Josafá Salsa da Silva Santos, Priscila 
Freitas, os Brunos, Anderson Bunnyman Coelho, Muriel Murilove Figueiredo, Professor 
Pedro Smeagol Maciel, galera de Barreiras, galera do NGB (Marcelo Carcará, Carolzinha, 
Michelli, Vanderlúcia, Ravena), colegas formandos, professores, motoristas, Deraldo, Bossal, 
Uenderson Eros, Vinicius Sabão Schirmer, Weltom, Daniel Leone, Paulo Henrique 
Alexandrino das Virgens, Diego da Silva Leite, Vinicius da Cruz Queiroz dos Santos, Ariadne 
Gomes, Fernando Lima Barbosa, Eduardo Reis de Carvalho, Celmário Mineiro Brandão, 
Fabão, Jorge, Jairo, Vagner Tatuzinho, Anderson Lobo, Samuel Carvalho, Niaro Gonçalves F. 
Silva, Adílio Domingos, Juliete, Malu... Seguramente, muito mais pessoas e situações fazem 
parte dessa soma. Também é necessário agradecer à geologia, que me lapidou como a uma 
gema. 
 
 
 
 
 
Ao Todo do universo, 
Aos meus pais, 
Aos meus irmãos, 
Aos meus amigos, 
Aos meus amores. 
Aos meus. 
RESUMO 
A área de estudo pertence ao contexto macrotectônico do Cráton do São Francisco, nos 
domínios do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, mais especificamente em sua porção oriental, 
no Cinturão Salvador-Esplanada. A carência de estudos no Cinturão Salvador-Esplanada 
despertou a necessidade de contribuir para o entendimento da evolução tectônica desse 
cinturão através de trabalhos de mapeamento geológico do afloramento do setor E da praia da 
Paciência, Rio Vermelho, cidade de Salvador. O objetivo geral desse trabalho é contribuir 
com o entendimento da evolução tectônica do Cinturão Salvador-Esplanada, um importante 
compartimento do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Como objetivos específicos, tem-se: (i) 
proceder ao levantamento das litologias e estruturas associadas com a migmatização do 
afloramento situado na porção E da Praia da Paciência; (ii) realizar a análise estrutural desse 
afloramento; (iii) verificar a relação entre a migmatização e as fases deformacionais 
identificadas. Com os trabalhos de mapeamento geológico foi possível o levantamento de três 
unidades distintas: (i) migmatito granulítico paraderivado com encraves máficos (metatexítico 
e diatexítico), predominantes; (ii) diques félsicos; e (iii) rochas e sedimentos recentes, 
discordantes e recobrindo as demais, cristalinas. Duas fases deformacionais compressionais 
foram identificadas e denominadas de Dn e Dn+1. A primeira fase foi subdividida nos 
estágios Dn’, Dn” e Dn’”. Essas fases são correlatas com as colisões riacianas interpretadas 
por diversos autores, com campos de tensões compatíveis com o campo de tensão regional 
que estruturou o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Com esses estudos pretende-se colaborar 
para os avanços do entendimento da evolução deformacional da porção sul do Cinturão 
Salvador-Esplanada e do orógeno em foco. 
 
Palavras-chave: Cinturão Salvador-Esplanada; migmatito; zonas de cisalhamento. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
ABSTRACT 
The study area is inserted in the macrotectonic context of the Craton of São Francisco, in the 
domain of the Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen, specifically in the eastern part, in the 
Salvador-Esplanada Belt. The shortage of studies about the Salvador-Esplanada Belt brought 
the need of contribute to the understanding of the tectonic evolution of this Belt through of 
studies about geological mapping and collecting structural data. The general purpose of this 
study is contribute to the understanding the tectonic evolution of the Salvador-Esplanada Belt, 
which is an important compartment in the Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen. The specific 
purposes are: (i) to map the outcrop which is located at the east part of the Paciência beach; 
(ii) to perform the structural analysis of the outcrop at the east of Paciência beach; (iii) to 
analyze the relation between the migmatization and the deformation phases identified. 
Through of the studies of mapping was possible to identify three distinct units: (i) the 
predominant paraderivated granulite migmatite with mafic enclaves (metatexites and 
diatexites); (ii) felsic dikies; and (iii) recent rocks and sediments that are discordant and are 
covering the crystalline rocks. Two compressional deformational phases were identified and 
named as Dn and Dn+1. The first one have been subdivided in stages Dn’, Dn’’ and Dn’’’. 
These phases are correlated with the riacian collision, already interpreted by several authors, 
with stress fields compatible with the regional stress field. About it, the purpose of this study 
is to cooperate with the understanding of the deformational evolution in the south part of the 
Salvador-Esplanada Belt and in the Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen. 
 
Keywords: Salvador-Esplanada Belt; migmatite; shear zones. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
SUMÁRIO 
 
LISTA DE FIGURAS .............................................................................................................. 10 
LISTA DE FOTOGRAFIAS .................................................................................................... 13 
APÊNDICE .............................................................................................................................. 17 
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO .............................................................................................18 
1.1. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA ............................ 19 
1.2. LOCALIZAÇÃO E ACESSO ....................................................................................... 21 
1.3. OBJETIVOS .................................................................................................................. 21 
1.4. JUSTIFICATIVA .......................................................................................................... 22 
1.5. MÉTODO DE TRABALHO ......................................................................................... 22 
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL ............................................................................. 24 
2.1. INTRODUÇÃO ............................................................................................................. 24 
2.2. O ORÓGENO ITABUNA-SALVADOR-CURAÇÁ .................................................... 25 
2.2.1. O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá ..................................................................... 25 
2.2.2. O Cinturão Salvador-Esplanada ............................................................................. 29 
2.3. GEOLOGIA DE SALVADOR ..................................................................................... 31 
2.3.1. Unidades litoestratigráficas e metamorfismo ......................................................... 31 
2.3.2. Geologia estrutural ................................................................................................. 35 
2.3.3. Geoquímica ............................................................................................................. 39 
2.3.4. Geocronologia ........................................................................................................ 39 
3.1. INTRODUÇÃO ............................................................................................................. 41 
3.2. UNIDADES MAPEADAS ............................................................................................ 42 
3.2.1. Migmatitos granulíticos paraderivados ferro-magnesianos com encraves máficos43 
a) Migmatito Metatexítico Granulítico Paraderivado ............................................. 46 
b) Migmatito Diatexítico Granulítico Paraderivado ............................................... 50 
c) Encraves Máficos ............................................................................................... 54 
3.2.2. Diques Félsicos ....................................................................................................... 56 
3.2.3. Rochas e Sedimentos Recentes .............................................................................. 58 
a) Conglomerados ......................................................................................................... 58 
b) Sedimentos Recentes ................................................................................................ 60 
3.3. ESTRUTURAS DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS ......................................... 60 
3.3.1. Migmatitos granulíticos paraderivados ferro-magnesianos com encraves máficos61 
a) Migmatito Metatexítico Granulítico Paraderivado ............................................. 61 
3.4. FASES DEFORMACIONAIS IDENTIFICADAS E EVOLUÇÃO 
DEFORMACIONAL ........................................................................................................... 73 
3.5. DOMÍNIOS ESTRUTURAIS IDENTIFICADOS ........................................................ 76 
CAPÍTULO 4 – CONCLUSÃO ............................................................................................... 77 
CAPÍTULO 5 – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .......................................................... 79 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
LISTA DE FIGURAS 
 
Figura 1.1 - Mapa Geológico do Cráton do São Francisco, mostrando os adjacentes cinturões 
brasilianos do Neoproterozoico, as sequências de cobertura do Proterozoico (mais jovens que 
1.8 Ga), a Bacia do São Francisco e o Aulacógeno do Paramirim: ES – Espinhaço 
Setentrional; CD – Chapada Diamantina. Fonte: Alkmim (2004). A seta indica o retângulo no 
qual está inserida a área de estudo, na cidade de Salvador....................................................... 18 
Figura 1.2 - Imagem de satélite da área dos afloramentos dos setores W e E da Praia da 
Paciência. Fonte: Programa Google Earth. ............................................................................... 20 
Figura 1.3 – Imagem aérea da área do afloramento estudado (setor E da praia da Paciência). 
Fonte: JSF Barbosa. Fotógrafo: Luiz Pereira. .......................................................................... 20 
Figura 1.4 - a) Mapa do Estado da Bahia com a localização da cidade de Salvador; b) Mapa de 
situação do afloramento estudado; Fonte: Mapa de Divisão Político-Administrativa do estado 
da Bahia, SEI-BA (2000). ........................................................................................................ 21 
Figura 2.1 - Mapa geológico do Estado da Bahia mostrando os domínios tectônicos-
geocronológicos arqueanos e paleoproterozoicos. Os traços das estruturas deformacionais 
paleoproterozoicas, neoproterozoicas e mesozoicas estão também indicadas. Modificado de 
Barbosa et al. (2012). 5 ............................................................................................................ 24 
Figura 2.2 – Mapa geológico do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá (Parte Norte), destacando 
as unidades granulíticas mesoarqueanas (Complexo Caraíba, Tanque Novo e Suíte São José 
do Jacuípe), além do Augen Granulito Riacho da Onça e granitoides paleoproterozoicos. 
Modificado de Barbosa et al. (2012).6 ..................................................................................... 26 
Figura 2.3 - Mapa geológico do embasamento Arqueano-Paleoproterozoico do Cinturão 
Itabuna-Salvador-Curaçá (Parte Sul) mostrando as unidades mesoarqueanas (granulitos 
básicos e paraderivados), as unidades neoarqueanas-paleoproterozoicas (granulitos tonalítico-
trondhjemíticos) e paleoproterozoicas (granulitos tonalítico-trondhjemíticos e monzoníticos-
monzodioríticos), além de granitoides e rochas dioríticas-peridotíticas. Modificado de 
Barbosa et al. (2012). 7 ............................................................................................................ 28 
Figura 2.4 – Mapa geológico do Cinturão Salvador-Esplanada, mostrando as unidades 
mesoarqueanas (Zona Salvador-Conde, Granitoide Pela-Porco e Zona de Cisalhamento 
Aporá-Itamira), além de metagranitoides paleoproterozoicos de Salvador. Modificado de 
Barbosa et al. (2012). 8 ............................................................................................................ 29 
Figura 2.5 – Modelo digital de terreno mostrando o contraste topográfico entre as partes oeste 
e leste do Alto de Salvador, separadas pela Falha do Iguatemi. Fonte: Barbosa et al. (2005). 9
 .................................................................................................................................................. 32 
Figura 2.6 – Mapa geológico da cidade de Salvador. Fonte: Souza et al. (2009).10 ............... 34 
Figura 2.7 – Configuração 3D das diferentes fases de deformação dúcteis das rochas 
metamórficas de Salvador. Fonte: Barbosa et al. (2005). 11 ................................................... 36 
Figura 2.8 – Modelo deformacional para a área do afloramento do Hospital espanhol, com as 
posições das estruturas em seção (a) e em mapa (b). Fonte: Souza-Souza (2010). 12 ............. 38 
Figura 3.1 – Constituintes de um migmatito segundo Sawyer (2008). 13 ............................... 41 
Figura 3.2 – Esquema mostrando as diferenças entre leucossomas (1) in situ, (2i) na fonte (in 
source) ou (3) veios leucocráticos proposto por Sawyer & Brown (2008). 14 ........................ 42 
Figura 3.3 – Partes constituintes de um migmatito. Modificadode Sawyer (2008). 15 .......... 43 
Figura 3.4 – Imagem de satélite posicionando os principais afloramentos da praia do Rio 
Vermelho com as variações composicionais de seus domínios litológicos. O retângulo 
amarelo representa a área de trabalho (Apêndice 1). Fonte: Google Earth / agosto 2013. 16 . 44 
Figura 3.5 – Distribuição espacial dos migmatitos granulíticos paraderivados (metatexíticos e 
diatexíticos). 17 ........................................................................................................................ 46 
Figura 3.6 – Distribuição espacial do migmatito metatexítico paraderivado. 18 ..................... 47 
Figura 3.7 – Distribuição espacial do migmatito diatexítico paraderivado. 19 ........................ 51 
Figura 3.8 – Distribuição espacial dos encraves máficos. 20 ................................................... 55 
Figura 3.9 – Distribuição espacial dos diques félsicos. 21 ....................................................... 57 
Figura 3.10 – Distribuição espacial das rochas e sedimentos recentes. 22 .............................. 59 
Figura 3.11 – Diagrama de isodensidade polar para a foliação (Sn’//Sn”) no migmatito 
metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 23 ....... 63 
Figura 3.12 – Diagrama estereográfico sinóptico da lineação de estiramento mineral Lxn’’ no 
migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de 
medidas. 24 ............................................................................................................................... 64 
Figura 3.13 – Diagrama de planos das zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis dextrais 
encontradas no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = 
número de medidas. 25 ............................................................................................................. 66 
Figura 3.14 – Diagrama de isodensidade polar da foliação Sn+1 no migmatito diatexítico 
granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 26 ........................... 69 
Figura 3.15 – Diagrama estereográfico sinóptico da lineação de estiramento Lxn+1 no 
migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N= número de medidas. 
27 .............................................................................................................................................. 70 
Figura 3.16 – Diagrama de planos das zonas de cisalhamento sinistrais encontradas no 
migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 
28 .............................................................................................................................................. 71 
Figura 3.17 – Diagrama estereográfico de rosetas da distribuição das fraturas nos migmatitos 
granulíticos paraderivados. Hemisfério inferior; N = número de medidas. 29 ........................ 73 
Figura 3.18 – Modelo estrutural esquemático para a área de estudo. 30 .................................. 75 
Figura 3.19 – Mapa de domínios estruturais da área de trabalho. 31 ....................................... 76 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
LISTA DE FOTOGRAFIAS 
 
Fotografia 3.1 – Granulitos paraderivados alumino-magnesianos com granada no setor 
litológico A da figura 3.3. ......................................................................................................... 45 
Fotografia 3.2 – Granulitos paraderivados alumino-magnesianos com granada no setor 
litológico C da figura 3.3. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ......................... 45 
Fotografia 3.3 – Visão geral do contato (linha amarela) entre o diatexito (acima) e o 
metatexito (abaixo). Visada em planta. A seta indica o norte. ................................................. 48 
Fotografia 3.4 – Detalhe do contato (linha amarela) entre os migmatitos diatexíticos 
(esquerda) e metatexíticos (direita). Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .......... 48 
Fotografia 3.5 – Aspecto geral do migmatito metatexítico paraderivado. Visada em planta. A 
seta indica o norte. .................................................................................................................... 48 
Fotografia 3.6 – Aspecto geral do migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Notar 
bandamento gnáissico com níveis ricos em quartzo. Visada em planta. A bússola aponta para 
o norte. ...................................................................................................................................... 49 
Fotografia 3.7 – Área com neossoma difuso no migmatito metatexítico granulítico 
paraderivado (circulo amarelo) Visada em planta. A seta indica o norte. ................................ 49 
Fotografia 3.8 – Detalhe de ocorrência de fusão in situ em migmatito metatexítico granulítico 
paraderivado. Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte. ..................................... 49 
Fotografia 3.9 – Estrutura estromática no migmatito metatexítico granulítico paraderivado, 
evidenciando o fundido (parte clara) e o resíduo (parte escura). Visada em planta. A ponta do 
martelo indica o norte. .............................................................................................................. 49 
Fotografia 3.10 – Bandamento composicional, no migmatito metatexítico granulítico 
paraderivado, com intercalações de melanossoma e quartzo, formando estrutura estromática. 
Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................................... 50 
Fotografia 3.11– Neossoma em migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em 
planta. A bússola aponta para o norte. ...................................................................................... 50 
Figura 3.12 – Aspecto geral do migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Visada em 
perspectiva. A seta indica o norte. ............................................................................................ 51 
Fotografia 3.13 – Vista panorâmica da área de ocorrência do migmatito diatexítico granulítico 
paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ............................................. 51 
Fotografia 3.14 – Detalhe da mesoestrutura fanerítica grossa em migmatito diatexítico 
granulítico paraderivado. Visada em perfil. ............................................................................. 52 
Fotografia 3.15 – Encraves máficos com bordas ricas em biotita em migmatito diatexítico 
granulítico paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ........................... 52 
Fotografia 3.16 – Bandamento gnáissico em migmatito diatexítico granulítico paraderivado. 
Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................................... 52 
Fotografia 3.17 – Migmatito metatexítico granulítico paraderivado estromático imerso em 
migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Notar bandamento finamente espaçado nesses 
metatexitos. As bandas mais espessas de material máfico representa paleossoma de rocha 
mafica, que se intercala com o paleossoma granulítico paraderivado. Visada em planta. A 
bússola aponta para o norte. ..................................................................................................... 53 
Fotografia 3.18 – Migmatito diatexítico granulítico paraderivado com estrutura schlieren. 
Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................................... 53 
Fotografia 3.19 – Migmatito diatexítico granulítico paraderivado com estrutura schlieren. 
Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................................... 53 
Fotografia 3.20 – Migmatito diatexítico granulítico paradeivado com estrutura Schölen. 
Visada em planta. A bússola apontapara o norte. .................................................................... 54 
Fotografia 3.21 – Encrave máfico em migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Visada 
em planta. A bússola aponta para o norte. ................................................................................ 55 
Fotografia 3.22 – Encrave máfico com geometria fusiforme em migmatito diatexítico 
granulítico paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ........................... 55 
Fotografia 3.23 – Encraves máficos com geometria elipsoidal em migmatito diatexítico 
granulítico paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ........................... 56 
Fotografia 3.24 – Encrave máfico alongado no migmatito diatexítico granulítico paraderivado. 
Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................................... 56 
Fotografia 3.25 – Dique félsico subconcordante com a foliação. Visada em planta. A bússola 
aponta para o norte. .................................................................................................................. 57 
Fotografia 3.26 – Dique félsico subconcordante com a foliação. Visada em planta. A ponta da 
lapiseira indica o norte. ............................................................................................................. 57 
Fotografia 3.27 – Dique félsico discordante com a foliação e com bifurcação indicando fluxo 
magmático de SW para NE. Visada em perfil, para NW. ........................................................ 58 
Fotografia 3.28 – Dique pegmatítico exibindo mesoestrutura ígnea gráfica. Visada em planta. 
A ponta da lapiseira indica o norte. .......................................................................................... 58 
Fotografia 3.29 – Vista panorâmica da área de ocorrência do conglomerado (em destaque), em 
discordância erosiva e angular com os metatexitos. Contato em amarelo. Visada em planta. A 
ponta do martelo indica o norte. ............................................................................................... 59 
Fotografia 3.30 – Detalhe do conglomerado da área de estudo. Visada em planta. A ponta do 
martelo indica o norte. .............................................................................................................. 59 
Fotografia 3.31 – Sedimentos recentes (areia de praia). Visada em planta. A ponta do martelo 
indica o norte. ........................................................................................................................... 60 
Fotografia 3.32 – Dobras isoclinais intrafoliais sem raiz envolvendo uma foliação Sn’ e 
internas à foliação Sn’//Sn” no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em 
planta. A ponta da lapiseira indica o norte. .............................................................................. 61 
Fotografia 3.33 – Dobra isoclinal intrafolial sem raiz envolvendo uma foliação Sn’ e internas 
à foliação Sn’//Sn” no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em perfil, 
para NE. .................................................................................................................................... 61 
Fotografia 3.34 – Vista panorâmica do bandamento composicional gnáissico e da xistosidade 
(Sn’//Sn”), indicado pelas linhas amarelas, no migmatito metatexítico granulítico 
paraderivado. Visada em planta. A seta indica o norte. ........................................................... 62 
Fotografia 3.35 – Detalhe do bandamento composicional gnáissico e da xistosidade (Sn’//Sn”) 
no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. O nível mais claro é quartzoso. Visada 
em planta. A bússola aponta para o norte. ................................................................................ 62 
Fotografia 3.36 – Dobra intrafolial, preservada em pod de deformação no migmatito 
diatexítico granulítico paraderivado. Visada em seção. A ponta do martelo indica o norte. ... 65 
Fotografia 3.37 – Dobras parasíticas no migmatito metatexítico granulítico paraderivado, 
rotacionando a foliação Sn’//Sn”. Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte. ...... 65 
Fotografia 3.38 – Zonas de cisalhamento exibindo padrão anastomótico da folliação Sn+1
 
em 
migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em planta. A ponta do martelo indica 
o norte. ...................................................................................................................................... 67 
Fotografia 3.39 – Zonas de cisalhamento (linhas amarelas) exibindo padrão anastomótico da 
folliação Sn+1 em migmatito metatexítico granulítico paraderivado. Visada em perfil, para 
ENE. ......................................................................................................................................... 67 
Fotografia 3.40 – Foliação Sn’//Sn”//Sn+1 no migmatito metatexítico granulítico 
paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ............................................. 67 
Fotografia 3.41 – Dobras de arrasto no migmatito metatexítico granulítico paraderivado 
sugerindo movimento dextral. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ................... 67 
Fotografia 3.42 – Dique félsico dobrado e boudinado, no migmatito metatexítico granulítico 
paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ............................................. 68 
Fotografia 3.43 – Dique félsico dobrado, no migmatito metatexítico granulítico paraderivado. 
Visada em perfil, para WSW. ................................................................................................... 68 
Fotografia 3.44 – Boudin simétrico envolvendo encrave máfico em migmatito diatexítico 
granulítico paraderivado. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. ........................... 71 
Fotografia 3.45 – Detalhe de lineação de estiramento mineral (Lxn’’) marcada pelo 
estiramento de quartzo em migmatito diatexítico granulítico paraderivado. ........................... 71 
Fotografia 3.46 – Sigmoides de foliação (em destaque) no migmatito diatexítico granulítico 
paraderivado, indicando movimento aparente sinistral em zonas de cisalhamento. Visada em 
planta. A bússola aponta para o norte. ...................................................................................... 72 
Fotografia 3.47 – Sigmoides de foliação (em destaque) no migmatito diatexítico granulítico 
paraderivado, indicando movimento aparente sinistral em zonas de cisalhamento. Visada em 
planta. A bússola aponta para o norte. ...................................................................................... 72 
Fotografia 3.48 – Aspecto geral da foliação anastomótica gerada por zona de cisalhamento 
dúctil-rúptil em migmatito diatexítico granulítico paraderivado. Visada em planta. A bússola 
aponta para o norte. .................................................................................................................. 72 
Fotografia 3.49 – Detalhe do padrão anastomótico em zona de cisalhamento dúctil-rúptil em 
diatexito. Visada em planta. A bússola aponta para o norte. .................................................... 72 
Fotografia 3.50 – Falhas sinistrais em migmatito diatexítico, cujo off-set sugere movimento 
direcional sinistral aparente em plano de cisalhamento Sn+1 posicionado segundo N245. 
Visada em planta. A ponta da lapiseira indica o norte. ............................................................ 72 
Fotografia 3.51 – Dominós antitéticos no migmatito diatexítico cujo off-set sugere movimento 
direcional sinistral aparente em plano de cisalhamento Dn+1 posicionado segundo N230. 
Visada em planta. A ponta da bússola indica o norte. .............................................................. 72 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
APÊNDICE 
 
APÊNDICE 1. Mapa Geológico da Área de Trabalho..........................................................8418 
 
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO 
 
 Do ponto de vista geotectônico, as rochas da cidade de Salvador estão situadas no 
Cinturão Salvador-Esplanada, um dos segmentos do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá que se 
formou durante as colisões que envolveram placas arqueanas e orógenos riacianos/orosirianos 
(Barbosa & Sabaté 2003). Essas rochas encontram-se na porção setentrional do Cráton do São 
Francisco (Figura 1.1), cujo substrato foi consolidado no Paleoproterozoico (Almeida 1977). 
 
 
Figura 1.1 - Mapa Geológico do Cráton do São Francisco, mostrando os adjacentes cinturões brasilianos do 
Neoproterozoico, as sequências de cobertura do Proterozoico (mais jovens que 1.8 Ga), a Bacia do São Francisco 
e o Aulacógeno do Paramirim: ES – Espinhaço Setentrional; CD – Chapada Diamantina. Fonte: Alkmim (2004). 
A seta indica o retângulo no qual está inserida a área de estudo, na cidade de Salvador. 
Os granulitos desse cinturão, que se estende de Salvador, na Bahia, até Buquim, em 
Sergipe são, ainda, pouco estudados, tanto do ponto de vista cartográfico, quanto petrológico 
 
19 
 
e estrutural, sendo que os principais trabalhos que focaram os granulitos da cidade de 
Salvador foram Fujimori (1968), Tanner de Oliveira (1970), Sighinolfi & Fujimori (1972, 
1974), Jesus (1978), Souza (2008, 2009, 2013), Oliveira (2010) e Souza-Souza (2010). Para a 
região de Conde, na parte norte do cinturão, podem ser citados os trabalhos de Oliveira-Júnior 
(1990), Silva et al. (1997), Silva et al. (2002), Delgado et al. (2003). 
Esta monografia foi desenvolvida em um afloramento da cidade de Salvador (Figura 
1.3) e, com ela, pretende-se somar esforços científicos para o entendimento da evolução 
tectônica do Cinturão Salvador-Esplanada, no contexto do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. 
O afloramento cartografado é do tipo lajedo e exibe rochas granulíticas, enclaves máficos e 
diques de rochas félsicas. 
 
1.1. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA 
Na porção oriental do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá afloram rochas granulíticas 
que se estendem por todo o litoral baiano, até o Estado de Sergipe. Apesar de alguns poucos 
trabalhos já terem sido realizados nessas rochas, muitas dúvidas ainda persistem sobre o 
significado desse cinturão no cenário tectônico riaciano-orosiriano regional. Mesmo com a 
grande extensão do litoral a norte de Salvador, poucas são as áreas de afloramentos dos 
granulitos, destacando-se alguns nas regiões de Conde e Buquim, no Litoral Norte da Bahia e 
em Sergipe, respectivamente. 
Na cidade de Salvador existem alguns afloramentos dessas rochas, sendo que alguns 
deles estão em pedreiras de difícil acesso e outros na orla da cidade. Dentre eles, destacam-se 
o afloramento da praia da Paciência, no bairro do Rio Vermelho. Esse afloramento pode ser 
dividido nos setores W, onde afloram rochas com safirina (Fujimori 1988), e E, onde se 
localiza o afloramento estudado (Figuras 1.2 e 1.3), cujas rochas apresentam feições de 
migmatização que foram identificadas com base na classificação de Sawyer & Brown (2008). 
Nesse sentido, surgem os seguintes problemas: quais as rochas e estruturas associadas com os 
migmatitos presentes no afloramento do setor E da praia da Paciência? Qual evolução 
estrutural pode ser sugerida a partir dos dados obtidos nesse afloramento? Qual a relação entre 
a migmatização e as estruturas deformacionais identificadas? Responder a essas perguntas 
representa dar um passo significativo para contribuir com os estudos das colisões riacianas na 
porção setentrional do Cráton do São Francisco. 
 
 
20 
 
 
Figura 1.2 - Imagem de satélite da área dos afloramentos dos setores W e E da Praia da Paciência. Fonte: 
Programa Google Earth. 
 
 
Figura 1.3 – Imagem aérea da área do afloramento estudado (setor E da praia da Paciência). Fonte: JSF Barbosa. 
Fotógrafo: Luiz Pereira. 
 
 
 
21 
 
1.2. LOCALIZAÇÃO E ACESSO 
 A área de estudo está localizada na Praia da Paciência, situada na Rua da Paciência, no 
bairro do Rio Vermelho, em Salvador (Figura 1.4). O acesso ao afloramento é feito por via 
asfaltada. A partir da portaria principal do Campus Ondina da Universidade Federal da Bahia, 
toma-se a Avenida Adhemar de Barros por 450 metros até o seu entroncamento com a 
Avenida Oceânica. A partir desse ponto, percorre-se 1,3 km até o afloramento, no sentido do 
bairro de Itapuã. 
 
 
Figura 1.4 - a) Mapa do Estado da Bahia com a localização da cidade de Salvador; b) Mapa de situação do 
afloramento estudado; Fonte: Mapa de Divisão Político-Administrativa do estado da Bahia, SEI-BA (2000). 
 
 
 
1.3. OBJETIVOS 
 Este trabalho tem como objetivo geral contribuir com o entendimento da evolução 
tectônica do Cinturão Salvador-Esplanada, um importante compartimento do Orógeno 
Itabuna-Salvador-Curaçá. Como objetivos específicos, tem-se: 
a) proceder ao levantamento das litologias e estruturas associadas com a migmatização, 
no afloramento situado na porção E da praia da Paciência; 
 
22 
 
b) realizar a análise estrutural desse afloramento; 
c) verificar a relação entre a migmatização e as fases deformacionais identificadas. 
 
1.4. JUSTIFICATIVA 
A porção ocidental do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá possui um vasto acervo de 
publicações, podendo ser citados os trabalhos de Padilha & Melo (1991), Melo et al. (1995), 
Teixeira (1997), Mascarenhas et al. (1998), Leite et al. (2001) Leite (2002), Delgado et al. 
(2003), Barbosa et al. (2005), Barbosa et al. (2012), dentre outros. Esse grande volume de 
dados é devido a importância desse orógeno, do ponto de vista das correlações mundiais, para 
a reconstrução de um supercontinente riaciano-orosiriano (Teixeira et al. 2007, Leite et al. 
2008), bem como pelo potencial metalogenético e prospectivo do seu setor oriental (Teixeira 
et al. 2007). O potencial metalogenético desse setor está ligado ao fato de o mesmo abrigar 
importantes depósitos econômicos ao longo de sua extensão, o que motiva a realização de 
estudos por pesquisadores e empresas. 
Embora o setor ocidental tenha um vasto conjunto de dados, o setor oriental ainda é 
pouco estudado. Acredita-se que, como o Cinturão Salvador-Esplanada (Barbosa & 
Dominguez 1996) não hospeda nenhum depósito mineral importante, há, significativamente, 
uma menor quantidade de trabalhos realizados nesse setor, embora Salvador e região 
metropolitana necessitem de estudos geológicos que contribuam com os estudos 
hidrogeológicos, geotécnicos e de verificação das áreas de risco. 
O afloramento selecionado trata-se de um laboratório natural para o treinamento 
acadêmico de estudos de evolução crustal em terrenos polideformados e metamorfisados, bem 
como permitirá levantar dados geológicos de detalhe, visando colaborar com o entendimento 
da evolução do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, como mencionado anteriormente. 
 
1.5. MÉTODO DE TRABALHO 
Para atingir com maior eficiência os objetivos propostos, os trabalhos foram 
executados obedecendo ao seguinte método: 
1. Revisão e Levantamento Bibliográfico – Nessa etapa foram realizadas pesquisas 
bibliográficas sobre a geologia, regional e local, permitindo reunir informações geológicas 
sobre o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, com direcionamento para o Cinturão Salvador-
Esplanada. 
 
23 
 
2. Planejamento, análise, síntese de informações e conhecimentos bibliográficos e 
elaboração do projeto – Nessa etapa foram reunidos os conhecimentos adquiridos na etapa 
anterior a fim de elaborar o projeto de pesquisa, que foi entregue ao professor da disciplina 
GEOA75 – Trabalho Final de Graduação I. 
3. Confecção de mapa geológico preliminar, na escala 1:450 – Nessa etapa, utilizando 
a fotografia aérea da figura 1.3, foi confeccionado um mapa geológico preliminar a partir da 
sobreposição da mesma com papel vegetal. Nesse mapa preliminar foram esboçadas as 
interpretações dos principais traços estruturais do afloramentoestudado. 
4. Trabalhos de Campo – Essa etapa totalizou 27 dias efetivos e nela foram levantados 
dados geológicos relacionados com as litologias do afloramento estudado, suas relações de 
contato e principais estruturais associadas com a migmatização e com as deformações dúcteis 
e rúpteis (foliações, lineações, fraturas, dentre outras). O levantamento dos dados estruturais 
foi realizado com o auxílio da bússola geológica Brunton, tendo sido adotado o Método 
“Regra da Mão Direita”. Com a conclusão do mapa foi selecionada uma seção composta a fim 
de representar o arcabouço estrutural e melhor compreender a evolução deformacional das 
unidades encontradas na área estudada. 
5. Confecção do mapa final – Nessa etapa, o mapa final foi escaneado e digitalizado 
no Corel Draw, bem como georreferenciado, utilizando o software ArcGis 9.3. 
6. Tratamento dos dados estruturais – Os dados coletados na etapa de campo (planos e 
linhas) foram tratados no software Stereonet (for Windows, Duyster 2000), visando construir 
os diagramas estereográficos. 
7. Integração dos dados e confecção da monografia – As informações e os dados 
obtidos nas etapas anteriores foram compilados e interpretados para a confecção da 
monografia, relatório integrante da disciplina GEOA76 – Trabalho Final de Graduação. 
 
 
24 
 
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL 
 
 2.1. INTRODUÇÃO 
A área de trabalho está situada na parte setentrional do Cráton do São Francisco 
(CSF), unidade tectônica delimitada por Almeida (1977). Essa porção se consolidou no final 
do Paleoproterozoico, com a colagem das placas Gavião, Serrinha, Jequié e Itabuna-Salvador-
Curaçá (Barbosa & Sabaté 2002), dando origem ao Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá 
(Barbosa & Sabaté 2002, 2004). Em contexto regional, nesse orógeno podem ser 
individualizados os cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá (Barbosa & Sabaté 2002, 2003, 2004) 
e Salvador-Esplanada (Barbosa & Dominguez 1996) (Figura 2.1). 
 
Figura 2.1 - Mapa geológico do Estado da Bahia mostrando os domínios tectônicos-geocronológicos arqueanos e 
paleoproterozoicos. Os traços das estruturas deformacionais paleoproterozoicas, neoproterozoicas e mesozoicas 
estão também indicadas. Modificado de Barbosa et al. (2012). 5 
 
25 
 
As rochas do afloramento estudado estão situadas na porção sul do Cinturão Salvador-
Esplanada (Barbosa & Dominguez 1996), cujas estruturas dominantes orientam-se, 
preferencialmente, segundo N045°. 
 
2.2. O ORÓGENO ITABUNA-SALVADOR-CURAÇÁ 
O Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá – OISC (Barbosa & Sabaté 2002, 2004) estende-
se desde a região de Itabuna, no sul da Bahia, até a região próxima a cidade de Curaçá, ao 
norte do estado, com estruturas que se orientam, em geral, segundo N-S (Barbosa & Sabaté 
2002). 
A estruturação desse orógeno ocorreu pela colisão de placas continentais, 
denominadas Uauá, Gavião, Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha (Figura 2.1) 
(Barbosa & Sabaté 2002). As estruturas regionais que marcam essa colisão são dobras 
recumbentes e normal horizontal, além de zonas de cisalhamento reversas regionais (Fase 
Dn+1), que evoluíram para zonas de cisalhamento transpressionais a transcorrentes (Fase 
Dn+2), com tensão principal regional segundo NW-SE (Barbosa & Sabaté 2002). 
As colisões continentais associadas com a evolução do Orógeno Itabuna-Salvador-
Curaçá levaram à formação de bacias sedimentares e arcos magmáticos que foram 
deformados e metamorfisados na fácies granulito. 
No OISC reconhece-se uma faixa contínua de granulitos que foi individualizada por 
Barbosa & Sabaté (2002) como Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá e Cinturão Salvador-
Esplanada. 
 
2.2.1. O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá 
O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá – CISC consiste de granulitos tonalítico-
trondhjemíticos e de intrusões de monzonitos-monzodioritos, todos deformados e re-
equilibrados na fácies granulito, além de encraves de rochas supracrustais granulitizadas, que 
estão orientados paralelamente às estruturas deformacionais (Barbosa et al. 2012). 
Na parte norte do CISC (Figura 2.2) afloram, principalmente, granulitos ortognáissicos 
do Complexo Caraíba e, subordinadamente, granulitos máficos da Suíte São José do Jacuípe, 
além de metassupracrustais do Complexo Tanque Novo-Ipirá, bem como granitoides 
sieníticos e graníticos, que foram alojados durante um evento colisional do Paleoproterozoico 
(Barbosa et al. 2012). 
 
26 
 
 
 
Figura 2.2 – Mapa geológico do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá (Parte Norte), destacando as unidades 
granulíticas mesoarqueanas (Complexo Caraíba, Tanque Novo e Suíte São José do Jacuípe), além do Augen 
Granulito Riacho da Onça e granitoides paleoproterozoicos. Modificado de Barbosa et al. (2012).6 
De acordo com Barbosa et al. (2012), a parte norte desse cinturão exibe uma foliação 
gnáissica como estrutura predominante, com orientação geral NE-SW. Ainda de acordo com 
esses autores, na zona de colisão entre o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá e o Bloco Gavião, no 
embasamento a leste da Serra de Jacobina, especialmente no Greenstone Belt de Mundo Novo 
e na Sequência Vulcanossedimentar Contendas-Mirante (Marinho 1991), as deformações 
paleoproterozoicas mais antigas, de caráter tangencial, levaram ao desenvolvimento de dobras 
recumbentes cujos planos axiais e foliações ficaram sub-horizontalizados (Mascarenhas & 
 
27 
 
Silva 1994). Esses autores relatam, também, a presença de dobras com flancos rompidos e 
com planos axiais mergulhando 20-30° para leste, sendo a vergência geral para W. As zonas 
de cisalhamento são reversas e as lineações de estiramento são de alta obliquidade. 
A segunda fase de deformação teria gerado dobras normal-horizontais, que foram 
transpostas por zonas de cisalhamento de alto ângulo de mergulho, com movimentação 
dominantemente sinistral-reversa a sinistral (Fase Dn+2’) (Barbosa & Sabaté 2002). 
A porção sul do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá (Figura 2.3) corresponde a uma 
faixa de deformação com direção N10°E (Barbosa et al. 2012), na qual são encontrados: (i) 
granulitos monzoníticos e monzodioríticos com pórfiros centimétricos de plagioclásio, de 
idade paleoproterozoica; (ii) granulitos tonalítico-trondhjemíticos do Neoarqueano e 
Paleoproterozoico; (iii) faixas contendo granulitos básicos e granulitos paraderivados, cuja 
idade ainda não foi determinada. 
De acordo com Barbosa et al. (2012), à leste da cidade de Itabuna a estrutura 
predominante é uma foliação gnáissica que, com orientação geral NE-SW e mergulhos de 
médio a alto ângulo, progressivamente, inflete para NW-SE na região de Amargosa, tendendo 
a contornar as rochas do Bloco Jequié. Ainda nesse setor, em direção a norte, essa estrutura 
inflete novamente para norte, nas imediações da cidade de Santa Luz. Os registros 
deformacionais mais antigos da colisão entre as placas Itabuna-Salvador-Curaçá e Jequié e 
dessa com a placa Gavião, na parte sul, são foliações de baixo ângulo (Barbosa et al. 2012). 
Segundo esses autores, a fase deformacional dúctil paleoproterozoica mais antiga permitiu a 
separação de dois domínios estruturais. No primeiro, a oeste, encontram-se rochas do Bloco 
Jequié, onde as deformações foram de menor intensidade, sendo possível reconhecer 
estruturas dobradas, associadas a zonas de cisalhamento com lineação de estiramento de alta 
obliquidade, além de leques imbricados e duplexes. Dobras intrafoliais podem ser observadas 
e essas estruturas encontram-se transpostas por zonas de cisalhamento. 
No segundo domínio, a leste, predominam as rochas do Cinturão Itabuna-Salvador-
Curaçá e a observação de estruturas dobradas se faz menos frequente, devido à obliteração das 
deformações da segunda fase, sobretudo pelas transcorrências de natureza transpressiva 
sinistral (Barbosa et al. 2012). 
 
 
28 
 
 
Figura 2.3 - Mapa geológico do embasamento Arqueano-Paleoproterozoico do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá 
(ParteSul) mostrando as unidades mesoarqueanas (granulitos básicos e paraderivados), as unidades 
neoarqueanas-paleoproterozoicas (granulitos tonalítico-trondhjemíticos) e paleoproterozoicas (granulitos 
tonalítico-trondhjemíticos e monzoníticos-monzodioríticos), além de granitoides e rochas dioríticas-peridotíticas. 
Modificado de Barbosa et al. (2012). 7 
 
 
29 
 
2.2.2. O Cinturão Salvador-Esplanada 
O Cinturão Salvador-Esplanada – CSE (Barbosa & Dominguez 1996) (Figura 2.4) 
representa uma faixa de metamorfitos de alto e médio graus que ocorre da cidade de Salvador 
(Bahia) até a cidade de Buquim (Sergipe), possuindo uma orientação geral N045°. 
 
 
Figura 2.4 – Mapa geológico do Cinturão Salvador-Esplanada, mostrando as unidades mesoarqueanas (Zona 
Salvador-Conde, Granitoide Pela-Porco e Zona de Cisalhamento Aporá-Itamira), além de metagranitoides 
paleoproterozoicos de Salvador. Modificado de Barbosa et al. (2012). 8 
 
 
30 
 
Na região de Salvador, as rochas desse segmento são, predominantemente, gnaisses 
orto e paraderivados, que foram equilibrados em condições metamórficas de alto grau (fácies 
granulito) (Cruz 2005, Souza 2008, 2009, 2013, Souza-Souza 2010). De acordo com esses 
autores, essas rochas são truncadas por diques máficos e graníticos. Por sua vez, nas 
proximidades da cidade de Esplanada ocorrem granodioritos e granitos alcalinos, bem como 
ortognaisses de natureza cálcio-alcalina e anfibolitos de origem gabróica e química típica de 
tholeiítos (Oliveira-Júnior 1990). 
Oliveira-Júnior (1990) subdividiu o CSE em dois domínios tectônicos, que nomeou 
como Zonas. O primeiro domínio ocupa a porção extremo oeste do cinturão e consiste da 
Suíte Granitoide Teotônio-Pela Porco e de milonitos da Zona Aporá-Itamira. O segundo 
domínio tectônico compreende a Zona Salvador-Conde, que está situada próxima à costa 
atlântica, sendo composta tanto por rochas da fácies anfibolito (região de Conde), quanto por 
rochas da fácies granulito (região de Salvador). Essa zona de cisalhamento situa-se no 
extremo oeste do Cinturão Salvador-Esplanada, tendo aproximadamente 75 km de extensão, 
cerca de 10 km de largura e direção NE-SW. A sua extensão NE está encoberta pelos 
depósitos fanerozoicos do grupo Barreiras e das bacias do Recôncavo e Tucano Sul (Barbosa 
et al. 2012). Nessa zona predominam milonitos, porém migmatitos com estruturas dobradas, 
schlieren e estromáticas podem ser encontradas em partes menos afetadas pela milonitização 
(Barbosa et al. 2012). Segundo Oliveira-Júnior (1990), o movimento das deformações por 
cisalhamento é sinistral e afetou migmatitos e granitoides mais antigos, milonitizando-os de 
forma retrógrada e orientando-os, indistintamente, na direção NE-SW. 
A ligação tectônica entre o Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá e o Cinturão Salvador-
Esplanada ainda não está clara o suficiente, principalmente devido à carência de mapeamento 
geológico em escala de detalhe nesse cinturão (Barbosa et al. 2012) e por essa ligação estar 
coberta pelas rochas sedimentares da Bacia do Recôncavo-Tucano-Jatobá. Os principais 
estudos realizados foram na cidade de Salvador. Nessa cidade, os melhores afloramentos de 
rochas granulíticas ocorrem em antigas pedreiras e na faixa de praia. Nessa última, a variação 
da maré controla a exposição das rochas. 
 
 
 
31 
 
2.3. GEOLOGIA DE SALVADOR 
Na cidade de Salvador podem ser identificadas: (i) rochas metamórficas de alto grau; 
(ii) unidades da Bacia Sedimentar do Recôncavo-Tucano-Jatobá; (iii) coberturas sedimentares 
tércio-quaternárias. A partir dessas unidades litológicas, e relacionando com a tectônica 
fanerozoica ligada à separação do Atlântico, Barbosa et al. (2005) individualizaram três 
domínios geológicos principais, a saber: 
a) Alto de Salvador (Barbosa & Dominguez 1996): horst limitado, a oeste, pela falha 
de Salvador e constituído por rochas metamórficas de alto a médio graus, com 
intrusivas monzo-sieno-graníticas e truncada por um enxame de diques máficos. 
b) Bacia sedimentar do Recôncavo: limitada, a leste, pelo sistema de falhas de 
Salvador, a oeste, pela falha de Maragogipe, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá 
e, a sul, pelo sistema de falhas da Barra. Essa bacia foi preenchida por sedimentos 
mesozoicos e, regionalmente, possui como embasamento os gnaisses granulíticos 
do Bloco Serrinha, a oeste e norte, granulitos do Cinturão Itabuna-Salvador-
Curaçá, a oeste e sudoeste, granulitos do Cinturão Salvador-Esplanada, a leste e 
nordeste, e rochas sedimentares da Faixa Sergipana (Neoproterozoico), a norte. 
c) Depósitos terciários e quaternários da margem Atlântica: sedimentos areno-
argilosos do Grupo Barreiras, bem como coberturas recentes do Quaternário, 
correspondentes às areias de praia. 
 
Com relação ao Alto de Salvador, Barbosa et al. (2005), Cruz (2005) e Barbosa & 
Souza (2007) subdividiram dois domínios topográfico-geográficos, que são separados 
pela Falha do Iguatemi (Figura 2.5). Na parte oeste, onde a altitude média é superior a 60 
metros, ocorrem granulitos, enquanto que na parte leste as altitudes são inferiores a 30 metros 
e, além de rochas da fácies granulito, são também encontradas rochas da fácies anfibolito. 
2.3.1. Unidades litoestratigráficas e metamorfismo 
Os primeiros estudos petrográficos e mineralógicos das rochas granulíticas situadas no 
Alto de Salvador foram realizados por Fujimori & Allard (1966) e Fujimori (1968). 
Jesus (1978), Souza (2008, 2009, 2013), Oliveira (2010) e Souza-Souza (2010) 
realizaram estudos em escala de detalhe nos afloramentos das praias do Farol de Itapuã, do 
Farol da Barra, do Morro do Cristo e na praia defronte do Hospital Espanhol, 
respectivamente. Esses autores relataram a presença de rochas orto e paraderivadas, além de 
 
32 
 
diques máficos e félsicos. Em discordância erosiva com essas rochas metamórficas, 
comumente ocorrerem pacotes de arenitos de praia e conglomerados. 
 
 
Figura 2.5 – Modelo digital de terreno mostrando o contraste topográfico entre as partes oeste e leste do Alto de 
Salvador, separadas pela Falha do Iguatemi. Fonte: Barbosa et al. (2005). 9 
 
Jesus (1978) individualizou seis litotipos, metamórficos e ígneos, nos arredores do 
Farol de Itapuã, classificando-os como granulitos, granoblastitos, diopsidito, meta-biotita 
gabro, pegmatito e diabásio. Aos granulitos e granoblastitos de composição granodiorítica, 
bem como aos granulitos básicos, foi atribuída uma origem sedimentar pelítica. 
Os granulitos com granadas, predominantemente almandíferas, do Farol da Barra 
foram estudados quimicamente por Fujimori & Fyfe (1984). Em seu trabalho, esses autores 
concluíram que o protólito para essas rochas teria sido um solo residual pré-cambriano 
(Fujimori 1988). Fujimori & Fyfe (1984) também descreveram, nesse afloramento, 
diopsiditos, granulitos máficos e granulitos félsicos que, de acordo com esses autores, 
sofreram polimetamorfismo. Ainda segundo os mesmo autores, três condições metamórficas 
distintas podem ser citadas. A primeira foi marcada por um pico metamórfico em condições 
em torno de 7.5-9 kbar e 840-900°C (condições de fácies granulito de pressão intermediária). 
Após esse pico metamórfico, houve um retrometamorfismo com diminuição de pressão, 
dando origem a uma associação com cordierita, em condições metamórficas em torno de 
 
33 
 
750°C e 3 kbar. Posteriormente, outro episódio deu origem a uma associação com biotita, em 
condições em torno de 6.75-7.5 kbar e 525-550°C. 
Retomando os trabalhos em escala de detalhe (1:1000) na cidade de Salvador e 
utilizando a classificação litológica de Barbosa et al. (2005), Barbosa & Souza (2007), Souza 
(2008) encontraram as seguintes litologias no afloramento do Farol da Barra: (i) encraves 
ultramáficos e máficos granulitizados; (ii) granulitos paraderivados aluminosos, granitos 
granadíferos e quartzitos com granada; (iii) granulitos ortoderivadostonalíticos; e (iv) diques 
máficos e monzo-sienograníticos. 
Após estudos petrográficos e litogeoquímicos realizados por Souza (2009) e Souza et 
al. (2010), os litotipos granulíticos ortoderivados do Alto de Salvador foram subdivididos em 
granulitos tonalíticos, granulitos charnoenderbíticos, granulitos monzocharnockíticos e 
granulitos quartzo-monzodioríticos. Com as informações obtidas em seu trabalho, e com base 
em trabalhos anteriores, essa autora pôde atualizar o mapa geológico da Cidade de Salvador 
(Figura 2.6). 
Trabalhando em uma escala de 1:500, Oliveira (2010) separou três litotipos no 
afloramento do Morro do Cristo, quais sejam: (i) rochas ultramáficas granulitizadas; (ii) 
granulitos ortoderivados (tonalitos e quartzo-gabros); (iii) diques máficos e sienograníticos. 
Por sua vez, Souza-Souza (2010) identificou unidades litológicas, metamórficas e 
ígneas, no afloramento da praia defronte do Hospital Espanhol, sendo elas: (i) tonalito 
granulítico; (ii) encraves máficos; (iii) granada monzogranito milonitizado; (iv) granulitos 
alumino-magnesianos que, de acordo com o autor, podem constituir o grupo das rochas 
paraderivadas de Souza (2008, 2009); (v) diques de doleritos e de sienogranitos. 
A comparação entre os mapas geológicos apresentados por Souza (2008, 2009, 2013), 
Oliveira (2010) e Souza-Souza (2010) sugere uma segura correlação geológica entre os 
afloramentos estudados por esses autores. 
Reunindo os resultados dos estudos mais recentes realizados no embasamento de 
Salvador, Barbosa et al. (2012) identificaram: (i) granulitos paraderivados, onde estão 
incluídos os granulitos alumino-magnesianos, granulitos granadíferos, granulitos básicos e 
quartzitos; (ii) encraves de granulitos ultramáficos e máficos; (iii) granulitos ortoderivados, 
compostos de granulitos tonalíticos, granulitos charnoenderbíticos, granulitos monzo-
charnockíticos e granulitos quartzo-monzodioríticos; (iv) corpos e veios monzo-
sienograníticos; e (v) diques máficos, metamórficos e não metamórficos.
 
34 
 
 
Figura 2.6 – Mapa geológico da cidade de Salvador. Fonte: Souza et al. (2009).10 
Segundo Souza (2013), durante a deformação paleoproterozoica, as rochas do Farol de 
Itapuã experimentaram condições de pressão em torno de 8.6 kbar e temperatura em torno de 
830°C. As idades U-Pb de 2.09 Ga obtidas dos zircões metamórficos dessas rochas indicaram 
que a primeira fase deformacional é contemporânea ao metamorfismo de alto grau. Ainda de 
acordo com a autora, uma segunda fase deformacional transpressional (2.06 Ga, U-Th em 
monazita) e simultânea com a colocação dos corpos e veios monzo-sienograníticos tardi-
tectônicos, gerou condições de pressão e temperatura em torno de 7.5 kbar e 780°C, 
respectivamente. 
 
2.3.2. Geologia estrutural 
Estudando os afloramentos nas proximidades do Farol de Itapuã, Jesus (1978) 
identificou três fases principais de deformações. De acordo com esse autor, na primeira fase, 
as rochas sofreram metamorfismo e anatexia e transposição por zonas de cisalhamento anti-
horárias de direção N045°. Nessa fase, estruturas rúpteis com orientação N-S teriam sido 
nucleadas. O tensor geral para essa fase apresenta direção aproximada N020°. Ainda de 
acordo com o mesmo autor, num segundo evento deformacional houve a recristalização das 
rochas e o fim do metamorfismo, com milonitização em zonas de cisalhamento. Para essa fase 
foi determinado um tensor geral de direção aproximada NW-SE. A terceira fase foi marcada 
pela intrusão dos diques de diabásio que, por não apresentarem indícios de metamorfismo, 
foram interpretados, pelo autor, como tardios aos episódios de deformação. Esse evento foi 
acompanhado de intenso fraturamento e tem as direções do tensor geral variando entre N-S e 
NE-SW. 
Barbosa et al. (2005), estudando as estruturas dúcteis da parte oeste do Alto de 
Salvador (Figura 2.7), identificaram pelo menos três fases deformacionais. Segundo os 
autores, a fase Dn+1 deformou um bandamento preexistente (Sn), gerando dobras 
recumbentes de superfícies axiais (Sn+1) e eixos sub-horizontais, sendo esses últimos 
caracterizados por lineações de estiramento mineral dip-slip. A fase Dn+2 é progressiva ao 
evento Dn+1, tendo dobrado as superfícies anteriores, gerando, em zonas de high strain, 
dobras isoclinais a apertadas, de orientação geral N030° a N090°, com superfícies axiais sub-
verticais (Sn+2) e eixos de baixo caimento, embora haja locais onde esses são encontrados 
mais inclinados, em torções. É também atribuída a essa fase uma transpressão de cinemática 
ora sinistral, ora dextral, que dobrou a superfície anterior (Sn+1) isoclinalmente e formou 
faixas com cinemáticas alternadas. A terceira fase, Dn+2’, é marcada por zonas de 
 
 36 
 
cisalhamento transcorrente, sub-verticais e sub-paralelas às superfícies axiais Sn+2, com 
lineações de estiramento mineral strike-slip. Localmente, essas zonas podem ser encontradas 
transpondo as estruturas das fases anteriores. 
 
Figura 2.7 – Configuração 3D das diferentes fases de deformação dúcteis das rochas metamórficas de Salvador. 
Fonte: Barbosa et al. (2005). 11 
 
Com relação às deformações rúpteis que cortam os granulitos, cinco conjuntos 
principais de falhas e fraturas são mencionados por Barbosa et al. (2005), a saber: 
(i) N060° - N090°, que hospedam diques máficos metamórficos e metamonzo-
sienogranitos; 
(ii) N040° - N070°, onde se encontram muitos corpos tabulares monzo-
sienograníticos; 
(iii) N120° - N160°, onde se alojam os diques máficos não metamórficos; 
(iv) N30° e N40°, cujos representantes mais importantes são as falhas de 
Salvador e Iguatemi, respectivamente (Barbosa et al. 2005); 
(v) N130° - N140°, paralelas às falhas transferentes da Bacia do Recôncavo. 
 
Barbosa et al. (2012) sugerem que as estruturas dúcteis dos litotipos estudados na 
região de Salvador tenham sido atingidas pelas mesmas deformações que atingiram a Zona 
Aporá-Itamira e a Suíte Teotônio-Pela Porco. Ainda, segundo esses autores, as três fases 
 
 37 
 
deformacionais encontradas em Salvador foram geradas em condições de temperatura 
correspondente àquela da fácies granulito e tiveram a evolução deformacional semelhante à 
que foi descrita para o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. 
Souza (2008) realizou uma análise estrutural das rochas do afloramento do Farol da 
Barra e identificou três fases deformacionais. Segundo a autora, a primeira fase (Dn), 
predominantemente dúctil, gerou uma foliação (Sn) paralela ao bandamento gnáissico, além 
de boudinar as rochas mais competentes. As lineações de estiramento mineral (Lxn) dessa 
fase, stike-slip, estão associadas com zonas de cisalhamento dextrais a dextrais-reversas. Na 
segunda fase (Dn+1), zonas de cisalhamento subverticais, com cinemática 
predominantemente dextral, truncaram as estruturas da primeira fase e desenvolveram 
lineações de estiramento mineral (Lxn+1). A terceira fase (Dn+2) possui caráter menos 
penetrativo, tendo gerado uma foliação (Sn+2) de alto ângulo de mergulho e uma lineação de 
estiramento mineral (Lxn+2), dip-slip, associada com zonas de cisalhamento com cinemática 
reversa. Posteriormente, a fase rúptil gerou cinco conjuntos principais de falhas e fraturas. A 
autora relacionou as deformações citadas à evolução do Cinturão Salvador-Esplanada, 
sugerindo diferenças de estilos deformacionais e de ambiência tectônica com relação ao 
Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá. O conjunto de estruturas rúpteis foi relacionado, pela 
mesma, com as falhas de Salvador (N020°-N030°), da Barra (N080°-N090°) e com as falhas 
transferentes da Bacia do Recôncavo (N120°-N130°). 
A análise estrutural realizada por Souza-Souza (2010) no afloramento da praia 
defronte do Hospital Espanhol, no Bairro da Barra, permitiu a identificação de uma fase 
deformacional denominada de Dn (Figura 2.8). Essa fase foi subdividida pelo autor em três 
estágios progressivos: Dn’,Dn’’ e Dn’’’. O estágio Dn’ foi responsável pela geração da 
foliação Sn’//Sn-1 e pela formação do bandamento gnáissico, bem como de dobras isoclinais, 
lineação de estiramento (Lxn’), lineação mineral (Lmn’), boudins e duplexes. A vergência 
geral do movimento é de NE para SW. No estágio Dn’’ foram nucleadas dobras suaves a 
abertas, com envoltória simétrica e, tardiamente, diques félsicos instalaram-se. O estágio 
Dn’’’ foi marcado pela instalação de zonas de cisalhamento rúptil-dúctil. Embora existam 
diferenças de nomenclatura, os resultados obtidos por Souza-Souza (2010) são muito 
semelhantes aos obtidos por Barbosa et al. (2005). 
 
 
 38 
 
 
Figura 2.8 – Modelo deformacional para a área do afloramento do Hospital espanhol, com as posições das 
estruturas em seção (a) e em mapa (b). Fonte: Souza-Souza (2010). 12 
 
Após as deformações citadas, diques máficos que são citados por Corrêa-Gomes et al. 
(1996) como relacionados a uma extensão neoproterozoica, truncam as estruturas anteriores. 
Entretanto, Souza-Souza (2010) sugere que os diques máficos do afloramento defronte do 
Hospital Espanhol, na Barra, possuem orientações compatíveis com os campos de tensão 
relacionados com a fase Dn, por ele identificada, e que, regionalmente, varia entre NNE-SSW 
(estágios Dn’ e Dn’’) e NNW-SSE (estágios tardi Dn’’ e Dn’’’). Diante disso, esse autor 
 
 39 
 
sugeriu que a colocação dessas rochas pode estar relacionada com um magmatismo 
paleoproterozoico, ao invés de neoproterozoico. Truncando esses diques, um conjunto de 
zonas de cisalhamento rúpteis e fraturas foi desenvolvido com orientação preferencial 
segundo N120°-N130°. Foi sugerido que essa última fase deformacional possa estar 
relacionada com a abertura da Bacia do Recôncavo e do Oceano Atlântico Sul. 
 
2.3.3. Geoquímica 
Analisando o comportamento geoquímico dos elementos maiores (exceto o sódio e o 
potássio), traços e, principalmente Elementos Terras Raras (ETR), Souza (2009) pôde 
caracterizar os protólitos dos granulitos ortoderivados do Alto de Salvador e agrupar as rochas 
em: (i) subtipos T1 e T2, dos granulitos tonalíticos; (ii) subtipos CHED1, CHED2 e CHED3, 
dos granulitos charnoenderbíticos; (iii) subtipos QMZD1, QMZD2 e QMZD3, dos granulitos 
quartzo-monzodioríticos. Os resultados obtidos mostraram que os granulitos tonalíticos T1 e 
T2 são pobres em potássio. Já os granulitos charnoenderbíticos, monzocharnockíticos e 
quartzo-monzodioríticos são ricos nesse elemento. De acordo com a autora, essas rochas se 
originaram a partir de magmas cálcio-alcalinos, excetuando-se os granulitos 
charnoenderbíticos do subtipo CHED3, que seriam provenientes de magmas transicionais 
tholeiíticos/cálcio-alcalinos. Essas rochas são enriquecidas em ETR, o que justifica a presença 
de granada (Souza et al. 2010). Os granulitos ortoderivados encontrados em Salvador teriam 
se formado a partir de uma ou mais fontes cálcio-alcalinas e foram submetidos a um evento 
metamórfico granulítico, ao mesmo tempo que estavam sendo deformados. 
Dados geoquímicos realizados em amostras de monzogranitos e sienogranitos do 
afloramento do setor W da praia da paciência (Figura 1.2), no bairro do Rio Vermelho, por 
Souza (2013) permitiram que a autora classificasse essas rochas como subalcalinas e 
peraluminosas, destacando que esses litotipos são enriquecidos em ETR leves e possuem forte 
anomalia negativa de Eu. Nos diagramas de ambiência tectônica, tais rochas estão dispostas 
no campo dos granitos derivados de material crustal, exibindo valores negativos de ɛNd(t) (-
6,08). 
 
2.3.4. Geocronologia 
Silva et al. (2002), realizaram estudos U-Pb (SHRIMP, zircão) em amostras do 
embasamento mesoarqueano do Domínio Salvador-Esplanada, tendo obtido uma idade de 
 
 40 
 
cristalização de ca. 3000 Ma. A partir desse dado, os autores interpretaram que esse cinturão 
seria uma extensão oriental do denominado “Cráton de Serrinha”. 
Outra amostra do embasamento mesoarqueano do Domínio Salvador-Esplanada foi 
também datada por Silva et al. (2002). Trata-se do granodiorito foliado de Aporá, cuja 
amostra foi coletada na estrada entre as cidades de Aporá e Itamira, tendo sido obtida a idade 
2924 ± 25 Ma (U-Pb, SHRIMP, zircão). Essa idade foi interpretada como associada com a 
cristalização da rocha. Uma idade 
207
Pb/
206
Pb (discordante) de 1926 ±25 foi obtida para as 
mesmas rochas e interpretada como associada com o metamorfismo. Por sua vez, Silva et al. 
(2002) obtiveram a idade U-Pb (SHRIMP, zircão) de 2169± 4 8 (centro) e 495±35 (borda) 
para zircões de hornblenda-biotita ortognaisse granítico de Conde, na localidade homônima. 
A primeira foi interpretada como a idade de cristalização do magma granítico, ao passo que a 
segunda foi interpretada como a idade associada com a influência do Evento Brasiliano na 
região. 
Da comparação entre as idades Rb-Sr e U-Pb encontradas por Silva Filho et al. (1977) 
em monzogranitos e quartzo-monzogranitos da Suíte Teotônio-Pela Porco e das encontradas 
por Silva et al. (2002) no Granodiorito Aporá, foi possível remeter ambas ao metamorfismo 
paleoproterozoico (Barbosa et al. 2012). Desta forma, a idade 495±35 obtida por Silva et al. 
(2002) ainda carece de entendimento. 
Do exposto, verifica-se uma ampla carência de dados geocronológicos para o Cinturão 
Salvador-Esplanada. Souza (2009) ressalta a necessidade de se realizar datações 
geocronológicas e pesquisas mais aprimoradas, sobretudo, nos granulitos paraderivados, com 
o intuito de se obter uma melhor definição dos eventos formacionais/deformacionais 
ocorridos na área. 
Como mencionado anteriormente, Souza (2013) encontrou duas idades para o 
metamorfismo das rochas granulíticas do setor sul do Cinturão Salvador-Esplanada: (i) 2.09 
Ga (Zircão, U-Pb, Laser Ablation), que associou ao metamorfismo progressivo; e (ii) 2.06 Ga 
(U-Th em monazita), que associou com o metamorfismo regressivo relacionado com 
transcorrências. No afloramento do setor W da praia da Paciência (Figura 1.2) foram datadas 
amostras de monzogranitos e sienogranitos, tendo sido obtida uma idade-modelo (TDM) em 
torno de 2.9 Ga, sugerindo uma fonte mesoarqueana para esse litotipo. Já a idade U-Pb 
(Zircão, LA-ICPMS) obtida para a cristalização das rochas foi 2064±36 Ma. De acordo com a 
autora, essa idade é similar às idades U-Pb (SHRIMP) e Pb-Pb (evaporação) obtidas por 
diversos autores para os granitos tardi-tectônicos do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. 
 
 41 
 
CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA LOCAL E ANÁLISE ESTRUTURAL 
3.1. INTRODUÇÃO 
No afloramento do setor E da praia da Paciência (Figura 1.2) podem ser observadas 
feições que sugerem a atuação de processos de anatexia. Por esse motivo, este capítulo será 
iniciado com a apresentação de um arcabouço teórico sobre migmatitos. 
Segundo Sawyer & Brown (2008), migmatito é uma rocha heterogênea encontrada em 
áreas de médio e alto graus metamórficos e que consiste de duas ou mais partes 
petrograficamente diferentes. Uma dessas partes (neossoma) foi formada por fusão parcial 
com segregação do material fundido a partir da fração sólida (protólito). 
A figura 3.1 destaca os principais constituintes de um migmatito, quais sejam: (i) 
protólito, que é a rocha que foi fundida e que deu origem ao neossoma; (ii) neossoma, que é a 
porção formada por fusão parcial; (iii) leucossoma, constituinte do neossoma, que é a parte 
clara, leucocrática do neossoma consistindo, dominantemente, de feldspatos e quartzo; (iv) 
melanossoma, constituinte do neossoma, que é a parte escura do neossoma rica em minerais 
máficos como biotita, granada, cordierita, ortopiroxênio, hornblenda ou clinopiroxênio; (v) 
paleossoma, que é a rocha que não fundiu, ou seja, que não foi afetada por fusão parcial. 
 
 
Figura 3.1 – Constituintes de um migmatito segundo Sawyer (2008). 13 
 
 42 
 
De acordo com Sawyer & Brown (2008), em migmatitos o leucossoma podeser 
classificado como: (i) in situ, (ii) na fonte (in source) ou pode formar veios leucocráticos 
(Figura 3.2). No primeiro caso, a fusão acontece sem que haja movimentação do leucossoma. 
No segundo caso, há formação de veios e diques, mas a movimentação é restrita ao domínio 
de fusão. No terceiro e último caso, o leucossoma sai do domínio de fusão e vai hospedar-se 
nas rochas encaixantes. 
 
 
Figura 3.2 – Esquema mostrando as diferenças entre leucossomas (1) in situ, (2i) na fonte (in source) ou (3) 
veios leucocráticos proposto por Sawyer & Brown (2008). 14 
 
De acordo com Sawyer (2008), a classificação morfológica de migmatitos (Figura 3.3) 
deve estar relacionada, principalmente, com a intensidade de fusão e representada pela fração 
de neossoma que está presente no migmatito. Sendo assim, metatexito é um migmatito 
heterogêneo na escala de afloramento no qual as estruturas pré-fusão parcial são amplamente 
preservadas no paleossoma. Já o diatexito é caracterizado por ser um migmatito em que 
domina o fundido, no qual o neossoma está amplamente distribuído. 
 
3.2. UNIDADES MAPEADAS 
O afloramento estudado é do tipo lajedo e se encontra bem preservado dos processos 
intempéricos. Em algumas porções do afloramento, que normalmente não são alcançadas 
pelas ondas, há uma camada de regolito e sedimentos, permitindo o crescimento de uma 
vegetação rasteira de praia. Nessas áreas, a cor do solo gerado pela alteração intempérica é, 
em geral, amarelo alaranjado. 
 
 43 
 
De acordo com a classificação de migmatitos proposta por Sawyer & Brown (2008) e 
Sawyer (2008), as rochas do afloramento do setor E da Praia da Paciência podem ser 
classificadas como metatexitos e diatexitos. No afloramento estudado foram mapeadas e 
descritas, macroscopicamente, três unidades distintas (Apêndice 1), sendo elas: (i) o 
migmatito granulítico paraderivado com encraves máficos, que se subdivide em metatexítico 
e diatexítico; (ii) os diques félsicos; (iii) rochas e sedimentos recentes. 
 
 
Figura 3.3 – Partes constituintes de um migmatito. Modificado de Sawyer (2008). 15 
 
3.2.1. Migmatitos granulíticos paraderivados ferro-magnesianos com encraves máficos 
Das rochas orto e paraderivadas relatadas por Jesus (1978), Souza (2008, 2009), 
Oliveira (2010), Souza-Souza (2010) e Barbosa et al. (2012), apenas as paraderivadas foram 
encontradas (em contexto de análise macroscópica) no afloramento do setor E da Praia da 
Paciência. Essas rochas foram classificadas como metatexíticas e diatexíticas. 
Utilizando a figura 3.4, alguns argumentos podem ser levantados para classificar essas 
rochas como paraderivadas, quais sejam: (i) intensa variação modal no bandamento gnáissico 
das rochas cartografadas no domínio litológico B; (ii) a presença de litotipos paraderivados 
com ortopiroxênio, biotita vermelha e safirina, além de quartzo, granada (Fotografia 3.1), 
sillimanita, cordierita, plagioclásio (Fujimori & Allard 1966, Fujimori 1968) no domínio 
litológico A; (iii) a presença de porfiroblastos de granada, que chegam a medir seis 
centímetros de diâmetro (Fotografia 3.2), associados com biotita e feldspatos, em litotipos 
com características semelhantes aos descritos na literatura como granulitos paraderivados 
 
 44 
 
alumino-magnesianos (Barbosa et al. 2005) no domínio litológico C; (iv) a presença de níveis 
quartzosos intercalados nas rochas granulíticas paraderivadas cálcio-ferro-magnesianas do 
domínio litológico B (Figura 3.4), o que sugere a presença de metachert impuro; (iv) a 
presença líquidos ricos em quartzo associados aos domínios de migmatização no domínio B; e 
(v) aliado aos demais argumentos ressalta-se, ainda, a ausência de porfiroclastos de feldspatos 
nas rochas estudadas no domínio litológico B. 
Desta forma, sugere-se que a variação composicional entre os domínios A, B e C da 
figura 3.4 representa uma característica associada com a variação na composição do 
bandamento do protolito sedimentar em escala menor do que a escala de trabalho. 
 
 
Figura 3.4 – Imagem de satélite posicionando os principais afloramentos da praia do Rio Vermelho com as 
variações composicionais de seus domínios litológicos. O retângulo amarelo representa a área de trabalho 
(Apêndice 1). Fonte: Google Earth / agosto 2013. 16 
 
 
 
 45 
 
 
Fotografia 3.1 – Granulitos paraderivados alumino-
magnesianos com granada no setor litológico A da 
figura 3.3. 
 
 
 
Fotografia 3.2 – Granulitos paraderivados alumino-
magnesianos com granada no setor litológico C da 
figura 3.3. Visada em planta. A bússola aponta para 
o norte. 
 
Essa unidade, como um todo, corresponde a 74% da área estudada, ocupando 5.782 m² 
(Apêndice 1 e Figura 3.5). Ao longo de todo o afloramento as rochas exibem porções 
migmatizadas e abrigam encraves máficos com formas sigmoidais ou lenticulares, além de 
serem truncadas por diques félsicos. Em algumas porções são encontradas estreitas camadas 
de conglomerado recobrindo as mesmas, em contato angular e erosivo. 
 
 46 
 
 
Figura 3.5 – Distribuição espacial dos migmatitos granulíticos paraderivados (metatexíticos e diatexíticos). 17 
 
As principais estruturas deformacionais identificadas nessa unidade são: foliação Sn, 
que compreende um bandamento composicional e uma xistosidade a ele paralelizada, dobras 
isoclinais intrafoliais sem raiz, boudins, além de lineação de estiramento, bem como zonas de 
cisalhamento rúpteis (falhas) e dúcteis, sigmoides de foliação, dobras de arrasto (drag folds), 
dominós sintéticos e antitéticos, e fraturas. 
 
a) Migmatito Metatexítico Granulítico Paraderivado 
Essas rochas correspondem a, aproximadamente, 57% da área de estudo, ocupando 
4406 m² (Apêndice 1 e Figura 3.6), na porção sudeste do afloramento. O contato dessas 
rochas com os migmatitos diatexíticos granulíticos paraderivados (Fotografias 3.3 e 3.4) é 
brusco e se faz através de zona de cisalhamento sinistral. 
A rocha é anisotrópica e possui cor cinza esverdeada (Fotografias 3.5 e 3.6). A 
principal feição estrutural é um bandamento composicional milimétrico e, por vezes, 
centimétrico, que é marcado, principalmente, pela alternância de níveis félsicos com 
proporções variáveis de quartzo, feldspato potássico, plagioclásio e níveis com piroxênio e 
biotita, bem como encraves máficos boudinados e níveis ricos em quartzo. A observação de 
 
 47 
 
uma lâmina delgada dessa rocha, em microscópio petrográfico, permitiu identificar a presença 
de plagioclásio, microclina, biotita, anfibólio, ortopiroxênio, quartzo e minerais opacos, em 
sua composição mineralógica. Em alguns locais é possível observar domínios ricos em 
leucossoma (Fotografias 3.7 e 3.8) e, nesse caso, o corpo exibe geometria irregular e contatos 
difusos. Nesse caso, esse leucossoma pode ser classificado como in situ (Sensu Sawyer & 
Brown (2008)). 
 
 
Figura 3.6 – Distribuição espacial do migmatito metatexítico paraderivado. 18 
 
A principal estrutura migmatítica dessas rochas é a estromática (Fotografias 3.9 e 
3.10). Nesse caso, é possível observar níveis milimétricos ricos em feldspato potássico e 
quartzo, paralelizados com o bandamento gnáissico da rocha. Nessas estruturas, as bordas 
ricas em minerais máficos, constituem o resíduo da fusão parcial do protólito. Diques de 
sienogranitos são observados e conectados com domínios em que a fusão é difusa (Fotografia 
3.11), sugerindo uma movimentação do fundido e colocação em fraturas abertas durante a 
migmatização. Esse é um exemplo de leucossoma do tipo “na fonte” de Sawyer & Brown 
(2008). 
 
 48 
 
 
Fotografia 3.3 – Visão geral do contato (linha amarela) 
entre o diatexito (acima) e o metatexito (abaixo). Visada 
em planta. A seta indica o norte. 
 
 
 
 
Fotografia 3.4 – Detalhe do contato (linha 
amarela) entre os migmatitos diatexíticos 
(esquerda) e metatexíticos (direita). Visada em 
planta. A bússola aponta