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Aspectos Geológicos da Região de Cedro Alto - Brusque (SC)

  • December 2016
DOI:10.13140/RG.2.2.20699.00802
  • Affiliation: Universidade Federal do Paraná
Authors:
Hely Cristian Branco at Curtin University
Hely Cristian Branco
  • Curtin University
Bruno Titon at Laval University
Bruno Titon
Thaís Marchioro
Thaís Marchioro
Thaís Marchioro
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Mapa de localização da área de estudo, elaborado no software ArcMap 9.3.2 utilizando dados disponibilizados pelo Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE), incluindo carta topográfica de Brusque (folha SG-22-Z-D-II-1).
Mapa de localização da área de estudo, elaborado no software ArcMap 9.3.2 utilizando dados disponibilizados pelo Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE), incluindo carta topográfica de Brusque (folha SG-22-Z-D-II-1).
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Representação tectônica do Cinturão Dom Feliciano em Santa Catarina. Fonte: Basei et al. (2011). A sequência litoestratigráfica do CMB foi dividida em duas formações por Silva (1991): a Formação Rio do Oliveira, composta por rochas metavulcanossedimentares, e a Formação Ribeirão do Ouro, também composta por rochas metavulcanossedimentares e por rochas carbonáticas. Posteriormente, Basei et al. (2011) subdividiram o CMB em três formações, da mais jovem para a mais antiga: Formação Rio da Areia, Formação Botuverá e Formação Rio do Oliveira. Segundo os autores, a Formação Rio da Areia é composta por quatro unidades e incluí a maioria das rochas metacarbonáticas do CMB (Fig. 4). As rochas que constituem a Formação Botuverá são majoritariamente metassedimentares siliciclásticas, agrupadas em três subunidades. A Formação Rio do Oliveira é a formação mais antiga do CMB e é composta por quatro sub-unidades de rochas metavulcanossedimentares que apenas afloram a sul do batólito Valgungana (Basei et al. 2011). O arcabouço estrutural, assim como as fases metamórficas às quais o CMB foi submetido, reflete sua complexa evolução geológica. O principal evento metamórfico, definido por Basei et al.
Representação tectônica do Cinturão Dom Feliciano em Santa Catarina. Fonte: Basei et al. (2011). A sequência litoestratigráfica do CMB foi dividida em duas formações por Silva (1991): a Formação Rio do Oliveira, composta por rochas metavulcanossedimentares, e a Formação Ribeirão do Ouro, também composta por rochas metavulcanossedimentares e por rochas carbonáticas. Posteriormente, Basei et al. (2011) subdividiram o CMB em três formações, da mais jovem para a mais antiga: Formação Rio da Areia, Formação Botuverá e Formação Rio do Oliveira. Segundo os autores, a Formação Rio da Areia é composta por quatro unidades e incluí a maioria das rochas metacarbonáticas do CMB (Fig. 4). As rochas que constituem a Formação Botuverá são majoritariamente metassedimentares siliciclásticas, agrupadas em três subunidades. A Formação Rio do Oliveira é a formação mais antiga do CMB e é composta por quatro sub-unidades de rochas metavulcanossedimentares que apenas afloram a sul do batólito Valgungana (Basei et al. 2011). O arcabouço estrutural, assim como as fases metamórficas às quais o CMB foi submetido, reflete sua complexa evolução geológica. O principal evento metamórfico, definido por Basei et al.
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Mapa geológico do Complexo Metamórfico Brusque. A imagem representa uma parte do domínio central do Cinturão Dom Feliciano em Santa Catarina. (1) Cobertura sedimentar recente; (2) Granito Subida; (3) Bacia do Itajaí; (4) Zona de Cisalhamento Major Gercino; (5) Granitos intrusivos Neoproterozoicos nos metassedimento do Grupo Brusque; (6) Complexo Camboriú; (7) Granitos do batólito de Florianópolis; Complexo Metamórfico Brusque-Formação Rio da Areia: (8) unidade metavulcânica; (9) unidade metapsamítica; (10) unidade metacarbonática; (11) unidade metapelítica-carbonática; Fomação Botuverá: unidades com baixo grau metamórfico-(12) unidade metapelítica; (13) unidade meta-ritmítica; (14) unidade metapsamítica; unidades com médio grau metamórfico-(15) unidade metapelítica; (16) unidade metaritmítica; (17) unidade metapsamítica; Formação Rio do Oliveira: (18) unidade metapsamítica; (19) unidade metapelítica; (20) unidade metavulcânica-exalativa; (21) unidade metabásica e cálcio-silicática; (22) Complexo São Miguel; (23) Complexo Granulítico Santa Catarina (Microplaca Luis Alves); (24) falhas inversas e de cavalgamentos. Fonte: Basei et al. (2011).
Mapa geológico do Complexo Metamórfico Brusque. A imagem representa uma parte do domínio central do Cinturão Dom Feliciano em Santa Catarina. (1) Cobertura sedimentar recente; (2) Granito Subida; (3) Bacia do Itajaí; (4) Zona de Cisalhamento Major Gercino; (5) Granitos intrusivos Neoproterozoicos nos metassedimento do Grupo Brusque; (6) Complexo Camboriú; (7) Granitos do batólito de Florianópolis; Complexo Metamórfico Brusque-Formação Rio da Areia: (8) unidade metavulcânica; (9) unidade metapsamítica; (10) unidade metacarbonática; (11) unidade metapelítica-carbonática; Fomação Botuverá: unidades com baixo grau metamórfico-(12) unidade metapelítica; (13) unidade meta-ritmítica; (14) unidade metapsamítica; unidades com médio grau metamórfico-(15) unidade metapelítica; (16) unidade metaritmítica; (17) unidade metapsamítica; Formação Rio do Oliveira: (18) unidade metapsamítica; (19) unidade metapelítica; (20) unidade metavulcânica-exalativa; (21) unidade metabásica e cálcio-silicática; (22) Complexo São Miguel; (23) Complexo Granulítico Santa Catarina (Microplaca Luis Alves); (24) falhas inversas e de cavalgamentos. Fonte: Basei et al. (2011).
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Figura ilustrando os domínios geológicos encontrados na área mapeada, compostos por rochas graníticas (a esquerda) e metassedimentares (a direita).
Figura ilustrando os domínios geológicos encontrados na área mapeada, compostos por rochas graníticas (a esquerda) e metassedimentares (a direita).
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a) Quartzo-muscovita xisto (amostra 167-IV-2016); notar domínios de clivagem e micrólitons, compondo a xistosidade Sn+1, crenulada pela foliação Sn+2. b) Fotomicrografia em luz plano polarizada de quartzo-muscovita xisto (amostra 167-IV-2016); notar a xistosidade Sn+1 afetada pela clivagem de crenulação Sn+2, a extinção ondulante nos cristais de quartzo e as trilhas de opacos desagregados. c) Desenho da lâmina 133-IV-2016, ilustrando a fratura preenchida por sulfetos.
+7
a) Quartzo-muscovita xisto (amostra 167-IV-2016); notar domínios de clivagem e micrólitons, compondo a xistosidade Sn+1, crenulada pela foliação Sn+2. b) Fotomicrografia em luz plano polarizada de quartzo-muscovita xisto (amostra 167-IV-2016); notar a xistosidade Sn+1 afetada pela clivagem de crenulação Sn+2, a extinção ondulante nos cristais de quartzo e as trilhas de opacos desagregados. c) Desenho da lâmina 133-IV-2016, ilustrando a fratura preenchida por sulfetos.
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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ
SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
ASPECTOS GEOLÓGICOS DA REGIÃO DE CEDRO ALTO -
BRUSQUE (SC)
Alunos:
Bruno Guimarães Titon
Hely Cristian Branco
Thaís de Almeida Marchioro
Curitiba
Outubro de 2016!
UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ
SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
ASPECTOS GEOLÓGICOS DA REGIÃO DE CEDRO ALTO -
BRUSQUE (SC)
Relatório entregue como requisito parcial para a
conclusão da graduação em Geologia da disciplina
de GC034 - Relatório Geológico.
Orientadores: Prof. Dr. Carlos Eduardo de Mesquita
Barros, Prof. Dr. Elvo Fassbinder e Profa. Dra.
Geane Carolina Gonçalves Cavalcante.
Alunos:
Bruno Guimarães Titon
Hely Cristian Branco
Thaís de Almeida Marchioro
Curitiba
Outubro de 2016!
“Variação local do padrão regional.”
Mapeamento Brusque 2016
autor desconhecido
“When you have eliminated all which is impossible,
then whatever remains, however improbable, must be
the truth.”
The Case-Book of Sherlock Holmes
Sir Arthur Conan Doyle!
ii
Agradecimentos
O presente trabalho reúne esforços de um ano e inúmeras histórias que levaremos para o
resto da vida. Agradecemos, sobretudo, a Universidade Federal do Paraná por proporcionar toda
a estrutura e oportunidades durante os anos vividos nesta instituição.
Ao departamento de Geologia e todos os que dele fazem parte, pelo aprendizado
adquirido. Aos professores Dr. Carlos Eduardo de Mesquita Barros, Dr. Elvo Fassbinder e Dra.
Geane Carolina Gonçalves Cavalcante, pela orientação, por indicarem o caminho e pela liberdade
que permitiram na evolução do nosso conhecimento geológico.
Ao LAMIR e seus funcionários pelo auxílio na confecção das lâminas. Ao professor Dr.
Ossama Mohamed Milad Harara por disponibilizar o material utilizado na primeira fase deste
trabalho. À Leila pela palestra sobre riscos geológicos na região serrana de Santa Catarina.
Agradecemos a Secretaria de Planejamento do Estado de Santa Catarina e aos cidadãos
de Brusque por toda sua hospitalidade e simpatia durante os dias na cidade, sempre solícitos às
nossas necessidades e informá-los que infelizmente não achamos ouro.
Aos motoristas que acompanharam as etapas de campo e, sempre que possível,
auxiliavam no trabalho.
Agradecemos as nossas famílias pelo apoio e compreensão;
Aos colegas e amigos do mapeamento Brusque 2016 pelas discussões cotidianas
geológicas, filosóficas, pelos cafés e bons momentos que tornaram essa jornada mais leve. Aos
demais amigos pelas horas de descontração, também necessárias e sempre bem-vindas.!
iii
Resumo
O principal objetivo desse relatório é apresentar os dados litológicos, estruturais e
metamórficos obtidos na região de Cedro Alto (SC), dentro do contexto do Cinturão Dom
Feliciano, (porção central), onde afloram rochas do Complexo Metamórfico Brusque (CMB). Além
disso, objetiva-se discutir a evolução tectônica, estrutural e estratigráfica das dez unidades
mapeadas que correspondem a subdivisões da Formação Botuverá do CMB e Suíte Granítica
Valsungana, além de diques básicos do Grupo Serra Geral e depósitos aluvionares recentes.
Nesta região afloram rochas metassedimentares e rochas magmáticas formadas principalmente
no período Ediacarano (635-541 Ma) em um contexto de bacias extensionais (riftes continentais),
afetadas por três eventos deformacionais progressivos. O primeiro evento (E1) engloba três fases
deformacionais de natureza dúctil relacionadas a uma colisão tangencial de caráter transpressivo.
Cada fase desse evento gerou uma superfície metamórfica, respectivamente denominadas Sn,
Sn+1 e Sn+2, que estão associadas ao fechamento e deformação da bacia referida e formação de
um orógeno. O segundo evento (E2) está relacionado à intrusão dos batólitos graníticos na região,
responsáveis pela geração de uma auréola metamórfica composta por hornfels com diferentes
graus de recristalização, em período tardi-orogênico. O terceiro evento (E3) é de natureza rúptil e
é associado a uma fase pós-colisional, portanto tardio a E1 e E2. Os eventos metamórficos ao
quais a região foi submetida foram condicionados pelos processos deformacionais progressivos e
foram denominados M1 e M2. O evento M1 foi subdividido em duas fases (M1a e M1b), de caráter
dinamotermal e trend P/T médio (tipo Barroviano); atingiu a fácies anfibolito inferior a médio
(~520-580ºC) no pico termal e, posteriormente, a partir de processos de exumação crustal, regride
à fácies xisto verde (~480-500ºC). O metamorfismo M2 é de caráter termal e trend P/T baixo (tipo
Buchan), produto do evento E2, e está relacionado à intrusão dos corpos graníticos que compõem
a Suíte Granítica Valsungana; atingiu fácies hornblenda a piroxênio hornfels com temperatura
estimada entre 530 e 680ºC. A área mapeada é alvo de interesse para empresas de mineração,
pois há potencial econômico para exploração de argilominerais utilizados na fabricação de
cerâmica.
Palavras-chave: Complexo Metamórfico Brusque, Neoproterozoico, Zona de cisalhamento!
iv
Abstract
The main objective of this report is to present the lithological, structural and metamorphic
data obtained in Cedro Alto, surroundings of Brusque (SC), which is inserted within the Dom
Feliciano Belt (central domain), where metassedimentary rocks of the Brusque Metamorphic
Complex occur. Furthermore, geological constraints regarding tectonic evolution, structural and
stratigraphic characteristics of the ten mapped lithological units, which relates to the Botuverá
Formation (CMB), Valsungana Granitic Suit and Serra Geral basic dykes, in additon to recent
sedimentary deposits. In this region, metassedimentary and igneous rocks occur, formed mainly
during the Ediacaran period (635-541 Ma) in a extensional basin setting (continental rifts),
disturbed by three progressive deformational events. The first event (E1) encompasses three main
defomational phases of ductile nature related to tangential transpressive collision. Each phase of
this event has generated a metamorphic surface, namely Sn, Sn+1 and Sn+2, correlated with the
basin’s closure and orogen formation. The second event (E2) is linked to the granitic activity in the
region, responsible for the development of metamorphic aureole comprised of hornfels, in a late-
orogenetic setting. The third event (E3) has essencially a brittle nature, attributed to post-colisional
phase, therefore subsequent to E1 and E2. The metamorphic episodes which have affected the
region were limited by the progressive deformational circumstances and classified as M1 and M2.
Episode M1 comprises phases M1a and M1b, of Barrovian type (medium P/T trend), reaching
lower to middle amphibolite facies (~520-580°C) during thermal climax and, subsequently, due to
crustal exhumation processes, recedes to green schist facies (~480-500°C). Metamorphic event
M2 is essentially of thermal nature, of Buchan type (low P/T trend), associated to E2 and the
emplacement of Valsungana batholith. It reaches hornblende to pyroxene hornfels facies, with
temperatures averaging around 530-680°C. The area is of interest to mining companies for its
economic value regarding clay mineral exploration used in the ceramic industry.
Keywords: Brusque Metamorphic Complex, Neoproterozoic, Shear Zone!
v
Sumário:
vi
Lista de figuras
Fig. 1 - Mapa de localização da área de estudo, elaborado no software ArcMap 9.3.2 utilizando
dados disponibilizados pelo Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE), incluindo
vii
viii
ix
Lista de quadros e tabelas
x
Lista de abreviações e símbolos
abreviações minerais
ads
andesina
ky
cianita
als
aluminossilicato
mag
magnetita
an
anortita
ms
muscovita
and
andalusita
oli
oligoclásio
ap
apatita
op
opaco
aug
augita
pl
plagioclásio
bt
biotita
px
piroxênio
cal
calcita
py
pirita
cbn
carbonato
qtz
quartzo
chl
clorita
ser
sericita
cld
cloritóide
sil
silimanita
di
diopsidio
spl
espinélio
ep
epidoto
srp
serpentina
gr
grafita
st
estaurolita
grt
granada
tnt
titanita
hbl
hornblenda
tr
tremolita
kfs
microclíneo/K-feldspato
zrn
zircão
baseadas em Bucher & Grapes (2011)
xi
1 Introdução
O presente trabalho foi elaborado como produto final da disciplina GC-034 Relatório
Geológico do curso de Geologia da Universidade Federal do Paraná (UFPR). Ele apresenta
informações e conclusões sobre o Mapa Geológico da região de Cedro Alto - Brusque (SC),
disponível como Anexo 1. Foi desenvolvido entre os meses de março e outubro de 2016, podendo
ser dividido em três etapas: pré-campo, envolvendo a interpretação de fotografias aéreas e a
elaboração de bases topográficas de referência da área de interesse; campo, compreendendo
campanhas de campo para a coleta de dados; e pós-campo, na qual os dados coletados foram
analisados e interpretados, resultando na confecção de um mapa geológico na escala 1:10.000
acompanhado do presente relatório. As diversas informações coletadas, conclusões alcançadas e
modelos evolutivos elaborados estão detalhados nas seções a seguir.
1.1 Objetivos
O trabalho objetivou a elaboração de mapa geológico em escala 1:10.000 da região de
Cedro Alto, nos arredores de Brusque (SC). Secundariamente objetivou-se desvendar a história
geológica da área e propor um modelo evolutivo para as unidades litoestratigráficas estudadas,
bem como comparar os resultados obtidos aos modelos consagrados pela literatura (e.g. Basei et
al. 2011 e Silva 1991).
1.2 Localização da área e acessos
A área de estudo fica nos arredores de Brusque, em Santa Catarina. Consiste em um
quadrado de 24 km de perímetro e 36 km2 de área, limitado pelas coordenadas UTM
700000-706000 e 6992000-6998000 (Fig. 1). O principal acesso se dá pela BR-486, que cruza a
porção centro-noroeste da área de estudo no segmento que conecta Brusque e Botuverá (SC).
Dela, podem-se seguir as ruas Luiz Moreli, que secciona a região central da área no sentido norte-
Fig. 1 - Mapa de localização da área de estudo, elaborado no software ArcMap 9.3.2 utilizando dados
disponibilizados pelo Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE), incluindo carta topográfica de
Brusque (folha SG-22-Z-D-II-1).
1
0 31,5
km
BRUSQUE
GUABIRUBA
BOTUVERÁ
700000 703000 706000
6993000 6996000 6999000
RIO GRANDE DO SUL
SANTA CATARINA
PARANÁ
48°0'0"W49°0'0"W50°0'0"W51°0'0"W52°0'0"W
26°0'0"S27°0'0"S28°0'0"S29°0'0"S
área de estudo
sul, e David Hort, que corta a porção central da área também no sentido norte-sul e a porção
centro-sudoeste no sentido sudoeste-nordeste rumo a Nova Trento (SC).
O acesso à grande parte dos afloramentos visitados pode ser feito por transporte
automotivo através das diversas ruas residenciais da região, em sua maioria pavimentadas.
Apenas em porções restritas do noroeste, oeste-sudoeste e centro-nordeste que o uso de trilhas é
necessário, regiões essas que, de modo geral, contém vegetação densa e poucos afloramentos.
1.3 Materiais e métodos
Foram realizadas duas etapas de campo, cada uma com cerca de 10 dias de duração,
precedidas e sucedidas por trabalho em escritório e laboratório. Essas atividades podem ser
separadas em três etapas, descritas a seguir. Os dados de produção associados (e.g. número de
lâminas descritas etc.) estão resumidos na Tabela 1.
Tabela 1 - Dados de produção da equipe IV-2016
1.3.1 Etapa pré-campo.
Foi feita análise e interpretação de 12 fotografias aéreas em escala 1:25.000, obtidas em
1978, por meio da utilização de estereoscópios de espelho e de bolso fornecidos pelo
Departamento de Geologia (DEGEOL). A fotointerpretação foi baseada no método proposto por
Soares & Fiori (1978), que objetiva traçar os principais padrões de drenagem, reconhecer
estruturas e lineamentos de escala regional e compartimentalizar possíveis unidades litológicas.
Simultaneamente, foi feito levantamento de dados referentes a relevo, planimetria e hidrografia, de
modo geral extraídos de bases topográficas disponibilizadas pelo Instituo Brasileiro de Geografia e
Estatística (IBGE) e pelo Serviço Geológico do Brasil (CPRM), destacando-se a carta topográfica
de Brusque (folha SG-22-Z-D-II-1). Esses dados, em conjunto com os resultados da
fotointerpretação, foram usados na elaboração do mapa-base da área. Ele foi elaborado no
software ArcMap versão 9.3.2, disponível para uso no Laboratório de Informática da Geologia
(LIG), com base no sistema geodésico de referência SAD-69 (South American Datum 1969).
Também foi feito levantamento bibliográfico de trabalhos anteriores sobre a área de
estudo, focado em periódicos especializados e bancos de dados de artigos científicos fornecidos
pelo professor orientador Dr. Carlos Eduardo de Mesquita Barros. Parte desse levantamento foi
apresentado sob a forma de seminários individuais, envolvendo temas diversos relevantes para a
geologia da área estudada. O aprofundamento da pesquisa bibliográfica se manteve durante
todas as etapas de construção do mapa geológico e redação do relatório posteriores.
primeira etapa
segunda etapa
total
coleta de dados de campo
20-29/04/16
01-09/06/16
19 dias
afloramentos descritos
1-90-IV-2016
91-170-IV-2016
170 afloramentos
amostras coletadas
-
-
59 amostras
seções delgadas descritas
15-IV-2016, 17-IV-2016
46-IV-2016, 54-IV-2016
55-IV-2016, 57-IV-2016
58-IV-2016, 80-IV-2016
116-IV-2016, 126-IV-2016
132-IV-2016, 133-IV-2016
134-IV-2016 A e B"
143-IV-2016, 167-IV-2016
16 lâminas
síntese da produção da equipe nas diversas fases do trabalho
2
1.3.2 Etapas de campo
Duas etapas de campo foram realizadas, entre 20 e 29 de Abril e entre 1 e 9 de Junho de
2016. Foram utilizados materiais de campo básicos para estudos geológicos como caderneta, lupa
de mão (10 e 20 aumentos), ácido clorídrico (solução 1:10), martelo petrográfico, marreta,
ponteira, e, quando necessário, ímã, câmera fotográfica, prancheta, sacos para coleta de
amostras, facão, fita adesiva e bússolas do tipo Brunton, Silva e Clar. As medidas de orientação
de estruturas foram coletadas em formato dip/dip direction, obtidas com referência à declinação
magnética de 19.02ºW calculada pela ferramenta virtual disponibilizada pela National Oceanic and
Atmospheric Administration (NOAA). O software de medição e geolocalização Clino, desenvolvido
pela empresa especializada em softwares para geologia estrutural Midland Valley, também foi
utilizado para tomada de medidas estruturais e fotografias dos afloramentos. Para navegação na
área e construção de mapa de pontos de afloramento, foram utilizadas coordenadas UTM obtidas
com GPS Garmin eTrex 30x, na projeção SAD 69 zona 22J, e o aplicativo Google Earth para a
plataforma Android e IOS. Materiais para desenho foram usados para a confecção de versões
prévias do mapas, de seções geológicas e de croquis e ilustrações diversos.
Foram descritos 170 pontos de afloramento, sendo 92 na primeira e 78 na segunda etapa
de campo, contemplando informações como tipo(s) litológico(s) presente(s), relações de contato,
evidências de metamorfismo e presença de estruturas geológicas, dentre outras. Ao todo, foram
coletadas 59 amostras de rocha, levando-se em consideração o grau de amostragem da litologia,
estado de conservação e representatividade do arcabouço estrutural. Uma nova triagem foi
realizada, e 18 seções delgadas foram confeccionadas (a partir de 16 amostras de mão) para
estudo petrográfico de detalhe. Em todas as etapas foram utilizados veículos Kombi, de
propriedade da Central de Transportes (CenTran) da UFPR, para transporte.
1.3.3 Etapa pós-campo.
As seções delgadas foram confeccionadas pelo Laboratório de Análise de Minerais e
Rochas (LAMiR), localizado no Campus Politécnico da UFPR. As descrições foram realizadas no
Laboratório de Petrografia de Mineralogia (LaPeM), no DEGEOL, utilizando microscópios
petrográficos de luz plano-polarizada das marcas Zeiss e Olimpus. As fotomicrografias foram
obtidas com o software DinoLite (versão 2.0), no mesmo laboratório. As imagens que ilustram os
afloramentos de campo e as amostras obtidas foram tiradas com o software de campo Clino e
com câmeras fotográficas pessoais.
A classificação das litologias, assim como sua caracterização em termos de granulometria,
aspectos texturais e estruturais, foi realizada com base nos trabalhos de Paschier & Trow (19??) e
Fetts & Desmons (2010) para rochas metassedimentares, e trabalhos de Streckeisen (1967), Le
Maitre (1968) e Lameyre & Bowden (1982) para rochas ígneas. A classificação das séries
magmáticas e dos ambientes tectônicos de formação dos granitóides foram feitas de acordo com
Pitcher (198?) e Barbarin 1990). A classificação e caracterização do metamorfismo foi feita com
base em Butcher & Grapes (2011) e Best (2012). As medidas estruturais foram tratadas com o
3
software Orient , usando estereogramas gerados pelo aplicativo Clino como auxílio. A
1
interpretação estrutural foi feita de acordo com a metodologia proposta por Fossen (2012).
O produto final foi o Mapa Geológico da Região de Cedro Alto (Anexo 1), na escala
1:10.000, acompanhado do presente relatório. Esses produtos foram elaborados com os softwares
ArcMap (versão 9.3.2) e CorelDraw X6, e Microsoft World (versão 2016), Adobe Reader e Pages
(versão 5.6.2) respectivamente.
1.4 Fisiografia
O domínio morfoestrutural do leste de Santa Catarina é caracterizado predominantemente
por Cinturões Móveis Proterozóicos, e definido pela Unidade Geomorfológica Serra, que constitui
relevo acidentado formando cristas e cumeadas, ou bordas escarpadas de planaltos (IBGE 2009).
Situado no Vale do Itajaí, o município de Brusque abrange uma área de 283,223 km² (Collaço
2003). A colonização da região foi condicionada pelo relevo, que restringiu a ocupação às áreas
mais planas próximas ao rio Itajaí-Mirim (Fig. 2). Os mapas de Belli e Rodrigues (2003) indicam
que 69,2% da cidade tem declividade entre 0º e 2º, e 21,5% entre 12º e 30º de declividade. O
mapa hipsométrico mostra altitudes de 0 a 100 metros (56,67%) e de 100 a 500 metros (39,04%).
Fig. 2 - Foto do relevo da região mapeada. Notar a concentração da ocupação nas regiões planas e
depósitos aluvionares nos arredores do rio Itajaí-Mirim (no centro da foto)..
Collaço (2003) classifica o bioma como parte da Mata Atlântica, mas segundo Belli &
Rodrigues (2003) somente 34,62% de Brusque apresenta vegetação nativa; 34,51% são florestas
intermediárias, 23,01% pastagem e cultura, e 7,87% são área urbana e solo exposto.
Diversos tipos de solo são identificados na região, sendo 8% de solos planos hidiomórficos
gleissolo e espodossolo, 20% de cambissolo e argissolo em terrenos suave-ondulado a ondulado,
40% de cambissolo e argissolo em terreno declivoso, 30% neossolo em solo raso e pedregoso,
0,5% em neossolo arenoso, e 1,5% de outros solos (Collaço 2003).
O clima local é classificado como subtropical (Koeppen), ou seja, mesotérmico úmido com
verões quentes. A temperatura média anual é de 19-20ºC e o índice de precipitação média anual
varia entre 1500 a 1700 mm, sendo a precipitação máxima em 24 horas de 160 mm. A média da
umidade relativa do ar é em torno de 84 a 86% (Collaço 2003).
desenvolvido pelo Dr. Frederick W. Vollmer, da Universidade Estadual de Nova York (EUA)
1
4
O principal curso d'agua do município é o rio Itajaí-Mirim, com cerca de 150 km de
comprimento na cidade, e área de drenagem de aproximadamente 1300 km² (Collaço 2003). Esse
rio faz parte de um sistema fluvial que tem como divisor de águas a Serra do Mar. Ele se encontra
com o rio Itajaí-Açu para formar o rio Itajaí, para posteriormente desaguar do oceano Atlântico. Em
Brusque, o curso do rio possui direção SW-NE e apresenta grande quantidade de afluentes, que
se estendem por toda a área com padrão de drenagem dendrítico (Mafra Junior 2007).
2 Geologia regional
As rochas que afloram na área de estudo pertencem a quatro conjuntos principais, sendo
eles o Complexo Metamórfico Camboriú, o Complexo Metamórfico Brusque, a Suíte Granítica
Valsungana e a Província Ígnea Serra Geral. Esses conjuntos serão descritos em ordem
cronológica (portanto do mais antigo para o mais recente) a seguir.
2.1 Terrenos Granulítico-Migmatíticos e Complexo Metamórfico Camboriú
Basei (1985) apresenta um esboço geotectônico para a região leste de Santa Catarina.
Neste, é possível observar quatro grandes unidades geotectônicas: Terrenos Granulítico-
Migmatíticos, Cinturão Ribeira, Cinturão Dom Feliciano e Bacia Sedimentar do Paraná.
Os terrenos granulítico-migmatíticos são compostos por rochas de médio a alto grau
metamórfico, e afloram entre o Cinturão Ribeira e Dom Feliciano. A migmatização brasiliana
nesses terrenos é desigual, sendo intensa na porção norte, decrescendo para o sul e tornando-se
inexistente em Santa Catarina. Devido a esta característica, sugere-se que durante a evolução
brasiliana, a porção norte do terreno teria se comportado como Maciço Meridional ao Cinturão
Ribeira, e a porção sul como ante-país para a evolução do Cinturão Dom Feliciano (Basei 1985).
Várias ocorrências de núcleos de embasamento do Cinturão Dom Feliciano são
conhecidas em toda sua extensão. São três exposições principais: migmatitos ao sul de Camboriú
(Complexo Camboriú), ortognaisses de Presidente Nereu, e ortognaisses e cataclásticas de
Ribeirão da Prata (Basei 1985).
Segundo Basei (1985), os Ortognaisses de Presidente Nereu ocorrem em contato
tectônico com litologias do Grupo Brusque. Possuem idade Pb-Pb (rocha total) de 2,39±0,1 Ga,
tendo composições quartzo dioríticas, granodioríticas maciças e bandadas, e granitos foliados. As
rochas que compreendem o Ribeirão da Prata resultam do retrabalhamento de litologias do
Complexo Granulítico de Camboriú, sendo dioritos e granitos relacionados a grandes falhas
inversas.
O Complexo Camboriú é constituído por migmatitos e granitóides. Nos migmatitos
estromáticos predomina um bandamento com orientação NE cujo mergulho varia entre 30º e 80º.
Nos granitóides são conhecidos níveis de rochas metaultramáficas que foram boudinados
permitindo o acumulo de leucossoma nas regiões de baixa pressão. O Granito Itapema (Ponta do
Cabeço) contém xenólitos de composições, tamanho, e formas variadas, inclusive de migmatitos.
(Lopes 2008). O migmatito Morro do Boi é um metatexito em que a estrutura estromática
predomina. (Basei et al. 2013)
5
Basei et al. (2013) caracterizam o Granito Itapema (Ponta do Cabeço) como diatexito
estruturado, sendo ele o mais volumoso componente do Complexo Camboriú. Possui composição
monzogranítica a sienograniítica, com estrutura schollen e schieren. Nele são identificadas duas
fases de metamorfismo: a primeira da fácies anfibolito de grau superior, com formação de
clinopiroxênio, e a segunda da fácies anfibolito de grau médio, associada à formação de
hornblenda e partição do clinopiroxênio. Apresenta estrutura regional NE-SW, definida pelo
alinhamento de enclaves máficos.
Lopes (2008), baseada na concentração de leucossoma em regiões de interboudins e nas
condições de fusão parcial de rocha responsável pela gênese sugerida do leucossoma, interpreta
que os migmatitos do Complexo Camboriú foram formados em regime compressivo e ambiente de
espessamento crustal.
As idades U-Pb (SHIRIMP) correlacionam fases de crescimento dos cristais de zircão com
a história crustal do Complexo Camboriú. Esse processo foi iniciado há 3,3 Ga., idade do núcleo
dos cristais, estendendo-se pelo final do Arqueano, marcado por eventos de retrabalhamento
entre 3,0 e 2,7 Ga.. e uma importante fase de migmatização há 2,1-1,9 Ga. (Paleoproterozoico). O
episódio de acreção crustal Mesoproterozoica (1,56 Ga.) permitiu intrusões básicas representadas
nos migmatitos e xenólitos do diatexito Ponta do Cabeço. Último evento térmico, durante o
Neoproterozoico (0,64-0,58 Ga.) atingiu a fácies anfibolito (Basei et al. 2013).
2.2 Complexo Metamórfico Brusque
O Complexo Metamórfico Brusque (CMB) aflora na porção leste do Escudo Catarinense e
faz parte do Cinturão Dom Feliciano, um dos cinturões de dobramentos localizados no sul do
Brasil. O Cinturão Dom Feliciano é uma importante unidade geotectônica da porção sul da
Província Mantiqueira e tem sua evolução geológica restrita ao Neoproterozoico, quando foi
formado, deformado e metamorfizado. Possui aproximadamente 1200km de comprimento e
150km de largura, estendo-se por toda a região sul do Brasil e com porções no Uruguai. O estado
de Santa Catarina marca seu limite norte e, até seu limite sul, no Uruguai, o cinturão é subdividido
em três segmentos crustais separados por expressivas zonas de falha. No escudo Catarinense
esses três segmentos são representados pelo cinturão granitóide, refletindo o domínio interno do
cinturão, pelo cinturão metavulcanossedimentar (schist belt), como o domínio central, e, ainda, por
bacias tipo foreland (e.g. Bacia do Itajaí), representando o domínio externo do cinturão (Fig. 3)
(Basei et al. 2011).
Segundo Basei (1985), o Domínio Interno distribui-se do litoral até o lineamento Major
Gercino, caracterizado pela ocorrência regional de rochas granitóides foliadas associadas a
migmatitos. Nesses terrenos não são conhecidas exposições de rochas do embasamento, como
também são restritas as ocorrências de tetos pendentes da cobertura supracrustal.
O CMB está inserido em meio a sequência de rochas supracrustais do cinturão
metavulcanossedimentar, e é separado em dois segmentos pelo batólito Valsungana. A sul, é
limitado pela zona de transcorrência Major Gercino, que o coloca em contato com rochas
graníticas-migmatíticas brasilianas; a norte, a zona de cisalhamento Itajaí-Perimbó o coloca em
contato com o Complexo São Miguel; a noroeste, faz contato com as sequências
6
vulcanossedimentares tardi-brasilianas da Bacia do Itajaí, e desaparece sob os sedimentos
paleozoicos da Bacia do Paraná à oeste (Fig. 4) (Phillip et al. 2004).
Fig. 3 - Representação tectônica do Cinturão Dom Feliciano em Santa Catarina. Fonte: Basei et al. (2011).
A sequência litoestratigráfica do CMB foi dividida em duas formações por Silva (1991): a
Formação Rio do Oliveira, composta por rochas metavulcanossedimentares, e a Formação
Ribeirão do Ouro, também composta por rochas metavulcanossedimentares e por rochas
carbonáticas. Posteriormente, Basei et al. (2011) subdividiram o CMB em três formações, da mais
jovem para a mais antiga: Formação Rio da Areia, Formação Botuverá e Formação Rio do
Oliveira. Segundo os autores, a Formação Rio da Areia é composta por quatro unidades e incluí a
maioria das rochas metacarbonáticas do CMB (Fig. 4). As rochas que constituem a Formação
Botuverá são majoritariamente metassedimentares siliciclásticas, agrupadas em três sub-
unidades. A Formação Rio do Oliveira é a formação mais antiga do CMB e é composta por quatro
sub-unidades de rochas metavulcanossedimentares que apenas afloram a sul do batólito
Valgungana (Basei et al. 2011).
O arcabouço estrutural, assim como as fases metamórficas às quais o CMB foi submetido,
reflete sua complexa evolução geológica. O principal evento metamórfico, definido por Basei et al.
(2011) como M1, está relacionado a tectônica de baixo ângulo responsável pela formação de
foliação xistosa S1, que, durante o mesmo evento regional, foi transposta por foliação filítica à
xistosa denominada S2. A foliação S2, por sua vez, foi progressivamente transpondo a estrutura
dúctil anterior, tornando-se a estrutura mais pervasiva na região, com trend geral NE e mergulhos
baixos. Ainda relacionado a processos de colisão continental, refletindo o fechamento da bacia
Brusque, uma foliação plano axial denominada S3 foi gerada, associada a grandes dobramentos
7
devido ao cavalgamento das seqüências sedimentares em direção a microplaca Luis Alves. O
metamorfismo regional atingiu a fácies xisto-verde, zona da biotita (Basei et al. 2011).
Fig. 4 - Mapa geológico do Complexo Metamórfico Brusque. A imagem representa uma parte do domínio
central do Cinturão Dom Feliciano em Santa Catarina. (1) Cobertura sedimentar recente; (2) Granito Subida;
(3) Bacia do Itajaí; (4) Zona de Cisalhamento Major Gercino; (5) Granitos intrusivos Neoproterozoicos nos
metassedimento do Grupo Brusque; (6) Complexo Camboriú; (7) Granitos do batólito de Florianópolis;
Complexo Metamórfico Brusque – Formação Rio da Areia: (8) unidade metavulcânica; (9) unidade
metapsamítica; (10) unidade metacarbonática; (11) unidade metapelítica-carbonática; Fomação Botuverá:
unidades com baixo grau metamórfico – (12) unidade metapelítica; (13) unidade meta-ritmítica; (14) unidade
metapsamítica; unidades com médio grau metamórfico – (15) unidade metapelítica; (16) unidade meta-
ritmítica; (17) unidade metapsamítica; Formação Rio do Oliveira: (18) unidade metapsamítica; (19) unidade
metapelítica; (20) unidade metavulcânica-exalativa; (21) unidade metabásica e cálcio-silicática; (22)
Complexo São Miguel; (23) Complexo Granulítico Santa Catarina (Microplaca Luis Alves); (24) falhas
inversas e de cavalgamentos. Fonte: Basei et al. (2011).
O metamorfismo de contato M2 foi causado pela intrusão de rochas graníticas tardi-
tectônicas controladas por zonas de cisalhamento, resultando na formação de auréolas de
metamorfismo de contato atingindo a fácies andalusita-silimanita. A colocação das suítes
graníticas foi responsável pelo dobramento de fases antigas, dando origem à clivagem de
crenulação S4, subvertical e de direção geral NE (Basei et al. 2011).
Phillip et al. (2004) mencionam, ainda, um último evento metamórfico de fácies xisto-verde,
mais restrito e relacionado ao desenvolvimento de zonas de cisalhamento dúctil associadas ao
posicionamento dos granitos tardi-tectônicos. Essas transformações metamórficas formaram
estruturas miloníticas nos granitóides, com direção geral NE.
Estudos geocronológicos apontam o Ediacarano, no Neoproterozoico Superior, como o
período mais importante para os eventos de deposição das sequências sedimentares,
metamorfismo e magmatismo no CMB. Datações U-Pb em cristais de zircão detrítico sugerem que
a idade das rochas fonte dos metassedimentos do Grupo Brusque é de 2,1 Ga até 0,6 Ga, sendo
esta a idade máxima para a deposição dos sedimentos (Basei et al., 2011). Resultados oriundos
de datações K-Ar nos granitóides intrusivos apontam uma provável idade de clímax metamórfico
8
de aproximadamente 574±5,7Ma, registrando episódio tectono-termal tardio nas rochas
metavulcanossedimentares do CMB (Basei et al. 2011).
O contexto geotectônico no qual o CMB se formou é complexo e ainda tema de discussão.
Modelos colisionais continentais já foram aceitos no passado, assim como comparações com
registros de arcos insulares modernos. Os modelos tectônicos mais antigos defendiam uma
evolução geológica monocíclica, associado a ambientes de bacias intracratônicas rasas ou
plataformais, como margens continentais passivas. Estudos mais recentes sugerem tectônica
policíclica para as sequências metavulcanossedimentares do CMB, como a evolução de uma
bacia sedimentar ligada a processos de extensão crustal (Silva 1991). Basei et al. (2011) discutem
a possibilidade de que a evolução metamórfica e deformacional do CMB tenha ocorrido em
contexto de bacia peri-cratônica, com o envolvimento de delaminação crustal. O evento
metamórfico teria sido gerado por uma tectônica de baixo ângulo (cavalgamentos) das seqüências
do CMB em direção a microplaca Luis Alves, resultando em metamorfismo regional de fácies
xisto-verde, zona da biotita. Posteriormente, o principal evento metamórfico e deformacional teria
sido causado pela intrusão dos corpos graníticos tardi-brasilianos, responsáveis por elevar as
isógradas térmicas, gerando metamorfismo de contato.
2.2.1 Leucosienogranitos do Complexo Metamórfico Brusque
De acordo com Phillip et al. (2004), uma primeira fase de magmatismo granítico
relacionada à evolução metamórfica do CMB gerou corpos tabulares de leucosienogranitos,
orientados de maneira vinculada à foliação principal das rochas paraderivadas do CMB. Segundo
o autor, esses corpos tem espessuras centimétricas a métricas, sendo de caráter peraluminoso.
São constituídos por rochas esbranquiçadas a rosadas, de estrutura maciça ou foliada e textura
equigranular hipidiomórfica média, com quantidades diversas de muscovita e/ou biotita, e
ocorrências de turmalina e granada. As intrusões estão comumente boudinadas, com foliação de
fluxo paralela aos limites dos corpos. Essa foliação está raramente acompanhada por deformação
em estado sólido concordante, caracterizada por estiramento de grãos de quartzo, cristalização de
mica branca e epidoto sobre feldspatos, e recuperação parcial de cristais de quartzo e feldspato
potássico.
2.3 Suíte Granítica Valsungana
De acordo com Basei et al. (2011), a Suíte Granítica Valsungana (SGV) é composta por
dois batólitos graníticos denominados de Maciço Norte e Sul. Os corpos são intrusivos em relação
às rochas do CMB, constituindo contatos normais e tectônicos, de modo geral associados a
auréolas de metamorfismo de contato de fácies hornblenda hornfels à piroxênio hornfels. Também
são comuns xenólitos de rochas do Complexo Brusque, sendo de modo geral maiores e mais
frequentes no Maciço Sul.
Petrograficamente, a SGV é composta por granitóides porfiríticos grossos, com fenocristais
de feldspato alcalino por vezes fortemente orientados, sobretudo nas proximidades de enclaves
ou das bordas dos maciços (Basei et al. 2011). Há certa variação composicional dos granitóides,
de quartzo-monzonitica a sienogranítica (Silva 1991), predominando os monzogranitos (Phillip et
al. 2004). Constituem corpos alongados segundo a direção NE-SW, com formato de charuto e
9
sub-paralelos às estruturas subverticais regionais (Phillip et al,. 2004). Segundo Basei et al.
(2011), essas rochas exibem afinidade sub-alcalina e leve caráter peraluminoso, sendo plotados
no campo dos granitos pós-colisionais segundo classificação de Pearce (1996). De acordo com
Whallen et al. (1987, apud Basei et al. 2011), são classificados como granitóides to tipo A, portanto
anorogênicos.
Diagramas ɛNd vs. ɛSr indicam idades de 595 Ma e evidenciam a influência de material
crustal na evolução dos batólitos. A homogeneidade e menor negatividade desses valores em
relação às outras suítes graníticas associadas (Nova Trento e São João Batista) indicam rochas-
fonte de composição homogênea e de nível crustal comparativamente mais profundo. Valores de
µ para isótopos de Pb calculados com base em Ludwig (2001, apud Basei et al. 2011) corroboram
que as fontes dos granotóides referidos são crustais (Basei et al. 2011).
O modelo mais aceito atualmente é o proposto por Paterson et al. (1992, apud Basei et al.
2011), que consideram que os batólitos formaram-se a partir da expansão forçada de intrusões em
um orógeno em fase de alívio de pressão pós-colisional. Esse processo levaria à subsidência das
rochas encaixantes ao longo das paredes da câmara magmática por processos de reflow, gerando
texturas sin a tardi-cinemáticas nas auréolas de metamorfismo de contato, antitéticas à direção de
transporte regional.
2.4 Diques da Província Magmática do Paraná
A Bacia do Paraná é uma das maiores bacias sedimentares da América do Sul, com
aproximadamente 1,7x106 km2 de área, aflorando no Brasil, Argentina, Paraguai e Uruguai.
Durante o Juro-Cretáceo, essa bacia foi afetada por vulcanismo intenso associado à quebra do
supercontinente Gondwana, formando depósitos que recobrem cerca de 75% de sua área
atualmente (Arioli & Litch 2013). Uma das principais vias de extravasamento da lava foi o conjunto
de fraturas do embasamento pré-siluriano, associadas a antigos aulacógenos (Fúlfaro et al. 1982,
apud Arioli & Litch 2013). Formaram-se espessos derrames predominantemente basálticos,
acompanhados por intensa atividade intrusiva representada por soleiras e diques que
acompanham grosseiramente as principais descontinuidades estruturais da bacia. Essas
descontinuidades estão relacionadas ao braço abortado da junção tríplice originada sobre o hot
spot formado durante o processo de separação da América do Sul e África, que serviu como fonte
do magmatismo (Arioli & Litch 2013). O sistema dominante é de direção NW, relação transversal
ao eixo maior da bacia, e é representado por arcos, como o de Ponta Grossa, e por alinhamentos
tectônicos e/ou magmáticos, como o de Guarapira (Ferreira 1982, apud Arioli & Litch 2013).
O braço abortado mencionado acima teve papel fundamental no estabelecimento das
intrusões básicas na porção sul da América do Sul. Esse braço, projetado para o interior da bacia,
formou sistemas de fraturamentos colaterais responsáveis pela abertura, fragmentação e
separação de partes do Gondwana. Tais sistemas de fraturas são estruturas profundas, que
serviram como condutos para a instalação de enxames de diques alimentadores do sistema
fissural responsável pelo vulcanismo do Grupo Serra Geral, de direção NW-SE e que cortam
diversas unidades do embasamento. Além disso, também são responsáveis pela formação dos
10
enxames de diques NE-SW, paralelos a costa e relacionados à abertura do oceano Atlântico, e
pela intrusão de grande número de soleiras (Arioli & Litch 2013).
3 Síntese da geologia da área
De maneira geral, a região mapeada pode ser dividida em dois compartimentos (Fig. 5),
sendo um domínio de rochas metassedimentares e um domínio de rochas ígneas, composto
sobretudo por granitos leucocráticos.
Fig. 5 - Figura ilustrando os domínios geológicos encontrados na área mapeada, compostos por rochas
graníticas (a esquerda) e metassedimentares (a direita).
3.1 Grupo Brusque, Formação Botuverá
As rochas do Grupo Brusque aflorantes na área mapeada são em sua maioria
metassedimentares, descritas a seguir.
3.1.1 Filitos (NPqsf).
Na porção norte da área foram encontrados filitos constituindo corpos com direção NE e
ocupando aproximadamente 15% da área mapeada. São rochas de granulação fina a muito fina,
com foliação metamórfica pervasiva, classificada como uma clivagem ardosiana, e associada a
forte bandamento composicional (Fig. 6a). Foram mapeados, sobretudo nas proximidades do Rio
Itajaí-Mirim e no geral são castanho amarelados (quando inalteradas) ou vermelho ocre (quando
alteradas). São compostos principalmente por quartzo, sericita e minerais opacos. Porém, existem
locais onde foram descritos filitos com grafita, biotita e clorita, com textura lepidoblástica e níveis
granoblásticos representados por micrólitons de quartzo. A unidade foi reconhecida em 32 pontos
descritos (Anexo 2) e não é homogênea, fato atestado devido aos limites gradacionais com os
xistos da região e as ocorrências de corpos não mapeáveis de quartzito. Assim como as demais
unidades, os filitos foram afetados por um evento deformacional tardio de caráter rúptil,
representado por falhas e fraturas com direção preferencial NW.
11
Fig. 6 - a) Quartzo-sericita filito (P150-IV-2016). Notar foliação Sn+1 definida pela orientação preferencial de
minerais micáceos (bandas vermelhas) e micrólitons de quartzo (bandas esbranquiçadas). b) Quartzo-
Muscovita Xisto (P83-IV-2016) com ocorrência de grafita. Xistosidade Sn+1 subvertical.
3.1.2 Xistos (NPqmx)
Intercalados aos filitos da região, os xistos mapeados também seguem o trend geral NE da
área. Correspondem à cerca de 20% da área mapeada e representam a maior ocorrência de
rochas metassedimentares. Também são encontrados muito alterados; quando são, têm cor cinza
escuro a cinza amarelado (Fig. 6b). Possuem granulação fina, textura lepidoblástica e
bandamento composicional intenso, representado pela intercalação de níveis de micrólitons e
domínios de clivagem. São compostos principalmente por quartzo, muscovita e opacos. Na região
próxima ao Rio Itajaí-Mirim, há ocorrência de xistos com biotita e porfiroblastos de granada,
atestando o maior grau metamórfico nesse setor. A foliação pervasiva identificada nos filitos
também é descrita nos xistos, classificada como xistosidade definida pela orientação preferencial
de minerais micáceos. A xistosidade Sn+1 é afetada por clivagem de crenulação, com mergulho
subvertical e direção NE; é definida por rara sericita e quartzo orientados segundo o plano axial da
mesma. Aproximadamente 51 pontos dessa litologia foram descritos. No mapa, constitui corpo
com limites gradacionais. Também próximo ao rio, os xistos apresentam evidências de
milonitização, com porfiroblastos rotacionados e foliação com mergulho subvertical. Todavia,
grande parte desse setor está encoberto por sedimentos aluvionares recentes, impedindo
investigação mais detalhada a respeito.
Intercalado às rochas metassedimentares foram encontrados corpos não mapeáveis de
quartzito e rochas silicáticas com carbonato. São corpos alongados e tabulares, com contatos
gradacionais e dimensões métricas a decamétricas. O quartzito é composto essencialmente por
quartzo com sericita e porfiroblastos de granada. Foi encontrado nas proximidades do rio, em
meio ao domínio de xistos com granada. Possui foliação definida pela orientação dos cristais de
quartzo e, localmente, trilhas de sericita. Já a ocorrência da rocha silicática com carbonato se dá
12
A
B
intercalada a xistos na porção central do mapa. A composição é semelhante aos xistos da região
com a presença de carbonato, clorita e titanita como acessório. A xistosidade Sn+1 também se
desenvolve nessa litologia.
3.2 Leucosienogranito equigranular fino (NPsef)
Também foi identificado corpo granítico com granulação fina, composto por microclínio,
quartzo, plagioclásio, muscovita e granada, de cor cinza clara e estrutura maciça. É classificado
como sienogranito equigranular fino e é interpretado como pertencente a uma suíte granítica que
precede a intrusão dos batólitos da Suíte Granítica Valsungana. Segundo Phillip et al. (2004), são
leucosienogranitos relacionados à evolução do Grupo Brusque.
3.3 Suíte Granítica Valsungana
A porção da Suíte Granítica Valsungana aflorante na área mapeada é constituída por
quatro principais fácies, descritas a seguir.
3.3.1 Sienogranito porfirítico (NPsp), Sienogranito equigranular médio (NPsem), Quartzo-
Sienito porfirítico (NPqsp) e Monzogranito equigranular fino (NPmef).
O domínio ígneo representado no mapa compõe toda a porção sudeste da área e é
constituído essencialmente por sienogranitos porfiríticos da Suíte Granítica Valsungana, maciço
sul (Fig. 7a). Foi descrito em aproximadamente 45 pontos de afloramento e preenche cerca de um
terço do mapa. Também, como as demais litologias, apresenta direção NE. Possui coloração cinza
amarelado quando são e castanho avermelhado quando alterado, e é composto por microclínio,
plagioclásio, quartzo e biotita, com titanita, apatita, alanita e zircão como minerais acessórios. A
granulação é média a muito grossa, com fenocristais atingindo até 6 cm de comprimento;
apresenta estrutura de fluxo magmático materializada pela orientação dos fenocristais de
microclínio. Foram identificadas outras três fácies graníticas na região, de ocorrência mais restrita.
O sienogranito equigranular médio difere do anterior apenas em relação à granulação dos
minerais que o compõem. O quartzo-sienito porfirítico também possui orientação mineral dos
fenocristais de feldspato e cerca de 15% de quartzo na sua composição mineral. Por fim, o
monzogranito equigranular fino tem cor cinza claro e estrutura maciça.
3.4 Hornfels (NPqmh)
Na porção central do mapa foram mapeados corpos gerados por metamorfismo de contato
devido à intrusão dos granitos em meio às rochas metassedimentares. São classificados como
hornfels, compostos principalmente por quartzo, muscovita, andalusita, clorita, biotita e opacos,
com ocorrências pontuais de piroxênio e anfibólio, de cor cinza clara a cinza escuro e granulação
fina a média. Em diversos pontos têm preservados em si as estruturas metamórficas pretéritas ao
metamorfismo térmico, nomeadamente as foliações Sn+1 e Sn+2. O crescimento sem orientação
de muscovita e biotita com alto teor de titânio são características comuns à essa litologia. Os
hornfels foram descritos em cerca de 35 pontos de afloramento e compõe 15% da área mapeada.
Também são corpos de direção NE, uma vez que sua geração está relacionada à intrusão dos
granitos que também possuem esse mesmo trend direcional.
13
Fig. 7 - a) Sienogranito porfirítico (P21-IV-2016).Notar tamanhos dos fenocristais de microlínio e orientação
dos mesmos. b) Dique de diabásio intemperizado (P100-IV-2016) Corpo intrusivo de dimensões não
mapeáveis. Notar esfoliação esferoidal.
3.5 Diques de diabásio (Kd)
Corpos intrusivos básicos foram identificados em inúmeros afloramentos na região,
intrudidos em meio às rochas metassedimentares. No entanto, tais corpos não possuem
dimensões suficientes para serem cartografados, com exceção de um dique localizado na porção
noroeste da área mapeada. Esses corpos possuem direção geral NW, são compostos
essencialmente por piroxênio, plagioclásio e opacos, com textura fanerítica equigranular fina e cor
cinza escuro quando não alterados. Tem dimensões variadas, de poucos centímetros até dezenas
de metros de extensão, identificados em grande parte por meio de fotointerpretação. A grande
maioria desses corpos intrusivos está intensamente alterada, adquirindo cor avermelhada e
textura de esfoliação esferoidal (Fig. 7b).
3.6 Depósitos aluvionares (Q2a)
Os depósitos aluvionares mais representativos na área ocorrem associados ao Rio Itajaí-
Mirim, que corta a porção norte da região mapeada de NE a SW (Fig. 2), e ao seu afluente, o Rio
do Cedro, que corre de sul para norte. Representam cerca de 20% da área mapeada e são
compostos essencialmente por sedimentos recentes depositados pelo rio, com granulometria
correspondente a areia fina a grossa, intercalados a planícies de inundação compostas por
material orgânico, silte e argila. Ocasionalmente são encontrados matacões das unidades
mapeadas na região, como granitóides da Suíte Valsungana, por exemplo. Essa unidade foi
definida por observação em campo e, sobretudo, por fotointerpretação, resultando na
caracterização de contato inferido.
3.7 Seção geológica
O mapa geológico da região de Cedro Alto encontra-se no Anexo 1, juntamente com a
seção geológica A-B, confeccionada na porção nordeste do mapa na direção NW-SE. A seção
corta grande parte das litologias encontradas e é possível observar a intercalação dos corpos de
filitos e xistos mapeados e os dobramentos e foliações associadas a essas litologias. Ao longo da
seção observa-se a transição do domínio de rochas metassedimentares para uma região
14
A
B
dominada por hornfels, que são o resultado da intrusão dos batólitos graníticos na região. Por fim,
em contato com os hornfels, encontram-se os sienogranitos porfiríticos que compõem grande
parte da Suíte Valsungana. Nesse setor é possível observar a orientação dos fenocristais de
microclínio configurando lineação de orientação mineral, com direção predominantemente para W-
SW.
4 Petrografia
As seções delgadas abrangem sequências de xistos (58-IV-2016, 116-IV-2016, 126-
IV-2016, 132-IV-2016, 133-IV-2016, 134-IV-2016 B e 167-IV-2016) e filitos (80-IV-2016) da
Formação Botuverá, leucogranitos associados ao Grupo Brusque (57-IV-2016), granitóides da
porção sul da Suíte Valsungana (15-IV-2016 e 46-IV-2 016) e hornfels associados (17-IV-2016, 54-
IV-2016 e 55-IV-2016), bem como litotipos que não configuram corpos mapeáveis, classificados
como ocorrências pontuais (134-IV-2016 A, 143-IV-2016). A localização dos afloramentos cujas
amostras foram usadas para confecção de seções delgadas está representado no Anexo 2. As
principais características observadas serão apresentadas a seguir em ordem decrescente de
idade das respectivas unidades litoestratigráficas conforme a literatura, também sumarizadas na
Tabela 2; as fichas petrográficas em sua íntegra estão disponíveis no Anexo 4.
4.1 Grupo Brusque, Formação Botuverá
As rochas pertencentes a Formação Botuverá, do Grupo Brusque, consistem, de maneira
geral, de intercalações de tipos diversos de xistos e filitos, descritos a seguir. Detalhes acerca de
sua relação espacial podem ser encontrados na seção 8 Estratigrafia.
4.1.1 Filitos (80-IV-2016)
Na porção norte da região mapeada predominam sequências de quartzo-sericita filitos,
com ocorrências de filitos com biotita, grafita, magnetita e clorita. Essa litologia possui forte
bandamento composicional observável tanto em amostra de mão como em seção delgada (Fig.
8a), com domínios de micrólitons compostos, sobretudo por quartzo e domínios de clivagens de
minerais micáceos. Possui granulação muito fina e cor castanho amarelado quando sã, com cor
de alteração vermelho ocre de ampla ocorrência. A foliação é paralela e adquire, por vezes,
aspecto anastomosado, classificada como clivagem ardosiana. Essa estrutura é pervasiva (Fig.
8b), porém de difícil observação devido à intensa alteração dos afloramentos. Possui trend geral
NE, sendo denominada de Sn+1 (mais detalhes na seção 5 Geologia estrutural). Em lâmina, é
possível observar o baixo grau de cristalinidade da sericita, extinção ondulante intensa nos cristais
de quartzo, e trilhas de opacos desagregados acompanhando a foliação (Fig. 8a). A trama é
consistente com processos de dissolução por pressão e migrações de deslocamento (dislocation
creep), refletindo baixo grau metamórfico. Basei et al. (2011) sugerem que estes filitos
representam ritmitos presentes na bacia sedimentar previamente ao seu fechamento e
subsequente deformação. Tal hipótese é reforçada pelo forte bandamento composicional
observado.!
15
Tabe la 2 - Síntese da petrografia
16
unidade
amostra
rocha
text.
sup.
met.
Fm. Botuverá
(filitos)
80-IV-2016
quartzo-sericita filito
40
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
50
-
-
10
-
-
lep.
Sn+1
M1
Fm. Botuverá
(xistos)
An
Mgt
Srp St Tr
58-IV-2016
muscovita xisto
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
tr
95
-
-
-
-
-
-
5
-
-
lep.
Sn+1
Sn+2
M1
116-IV-2016
granada-sericita
xisto
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
10
-
-
85
-
-
-
-
-
-
5
-
-
lep.
Sn+1
Sn+2
M1
126-IV-2016
granada-muscovita-
quartzo xisto
50
-
-
-
-
-
tr
-
15
-
-
10
-
-
-
25
-
-
-
-
-
tr
-
-
lep.
Sn+1
Sn+2
M1
132-IV-2016
biotita-muscovita
xisto com granada
30
-
-
-
-
-
25
-
-
-
-
10
-
-
30
-
-
-
-
-
-
5
-
-
porf.
Sn+1
M1
133-IV-2016
muscovita-clorita-
quartzo xisto
70
-
-
-
-
-
-
-
15
-
-
-
-
-
10
-
-
tr
-
5
-
-
-
-
nem.l
ep.
Sn+1
Sn+2
M1
134-IV-2016 B
granada-biotita-
muscovita xisto
60
-
-
-
-
-
15
-
5
-
-
5
-
-
15
-
-
-
-
-
-
tr
-
-
nem.l
ep.
Sn+1
Sn+2
M1
167-IV-2016
quartzo-sericita
xisto
40
-
-
-
-
-
-
-
5
-
-
-
-
-
-
-
-
-
50
-
-
5
-
tr
gran.
lep.
Sn+1
Sn+2
M1
Fm. Botuverá
(outras
litologias)
134-IV-2016 A
rocha silicática com
carbonato
50
-
-
-
-
-
-
5
15
-
-
5
-
-
25
-
-
-
-
-
tr
-
-
-
nem.
lep.
Sn+1
M1
143-IV-2016
granada-sericita
quartzito
75
-
-
-
-
-
-
-
10
-
-
5
-
-
5
-
tr
-
-
-
-
5
tr
-
gran.
Sn+1
M1
Hornfels
17-IV-2016
hornblenda-augita
hornfels
60
-
-
-
-
10
5
-
-
-
-
tr
15
-
-
-
tr
-
5
-
-
5
-
-
gran.
-
M2
54-IV-2016
andalusita-
muscovita-biotita
hornfels
40
-
-
10
-
-
30
-
5
tr
-
-
-
-
15
-
-
-
-
-
-
tr
-
-
lep.
gran.
Sn+1
M2
55-IV-2016
andalusita-biotita-
muscovita hornfels
60
-
-
5
-
-
15
-
tr
-
-
-
-
-
20
-
-
-
-
-
-
tr
-
-
gran.
Sn+1
Sn+2
M2
Granitóide do
CMB
57-IV-2016
sienogranito
20
60
-
-
-
-
-
-
-
tr
tr
-
-
-
5
15
-
-
-
-
-
-
-
-
f.e.
-
-
SGV
15-IV-2016
sienogranito
30
10
-
-
tr
-
20
-
-
-
-
-
-
-
-
40
-
-
-
-
-
-
-
-
f.e.
-
-
46-IV-2016
sienogranito
15
60
20
-
-
-
5
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
tr
-
-
tr
i.p.
-
-
lep. = lepidoblástica; gran. = granoblástica; porf. = porfiroblástica; nem. = nematoblástica; i.p. = inequigranular porfirítica; f.e. - fanerítica equigranular
Qtz
Kfs
Ads
And
Ap
Aug
Bt
Cal
Chl
Ep
Gr
Grt
Hbl
Ky
Ms
Oli
Pl
Py
Ser
Spl
Tnt
Op
Trm
Srn
Fig. 8 - a) Fotomicrografia em luz plano paralela. Quartzo-sericita filito (P80-IV-2016), com domínios de
clivagem compostos essencialmente por sericita e opacos e micrólitons de quartzo, evidenciando a
clivagem ardosiana Sn+1. Notar trilhas de opacos ao longo da foliação. b) Quartzo-sericita filito (P80-
IV-2016) amostra de mão evidenciando a forte orientação dos minerais, compondo a foliação Sn+1,
estrutura mais pervasiva na área.
4.1.2 Xistos (58-IV-2016, 116-IV-2016, 126-IV-2016, 132-IV-2016, 133-IV-2016, 134-IV-2016 B,
167-IV-2016)
O setor noroeste da área é composto principalmente por quartzo-muscovita xistos cinza
claros, de granulação fina e texturas lepidoblástica e granoblástica (Fig. 9a). São identificadas
duas estruturas principais. A primeira é uma xistosidade definida pela orientação de níveis
compostos por minerais micáceos. Essa estrutura é pervasiva, contínua e de espaçamento
milimétrico a subcentimétrico. Por vezes é evidenciada como foliação espaçada contínua,
associada a micrólitons de quartzo granular. Na seção delgada 167-IV-2016, os domínios de
clivagem são marcados pela forte orientação de muscovita, clorita e trilhas de material opaco
desagregado (Fig. 9a e b); o quartzo define micrólitons, com contatos irregulares e extinção
ondulante comum. Localmente, são observados cristais de titanita e stilpnomelano, que atesta o
baixo grau do metamorfismo (mais detalhes na seção 6 Metamorfismo). A segunda foliação é
definida pela crenulação da xistosidade, com minerais raramente associados aos planos axiais
(Fig. 9a e b) e, portanto, classificada como clivagem de crenulação. A trama identificada foi
resultado de mecanismos de deformação como dissolução por pressão e migrações por
deslocamento (dislocation creep), atingindo a fácies xisto verde, zona da clorita. A xistosidade é
análoga à clivagem ardosiana dos filitos, diferindo apenas na granulometria dos minerais que a
definem, e, portanto denominada também de Sn+1. Já a clivagem de crenulação foi denominada
de Sn+2, que, segundo Basei et al. (2011), representaria o início do desenvolvimento da clivagem
plano axial por ele denominada de S4.
Em alguns locais, os quartzo-muscovita xistos são cortados por veios preenchidos por
carbonato, quartzo e sulfetos. A amostra 133-IV-2016, por exemplo, contém fraturas milimétricas
preenchidas por quartzo e pirita. Os cristais euédricos e a ausência de cominuição de grãos ao
longo da fratura permite inferir que esta foi formada em regime dúctil-rúptil, quando os cristais de
filossilicatos e quartzo ainda estavam em temperatura suficientemente alta para comportarem-se
17
A
B
plasticamente, mas a rocha ainda retinha certo comportamento rúptil (Fig. 9c). Isso resultou na
formação de veios de quartzo microcristalino associados a agregados de pirita euédrica. A
proximidade aos xistos com carbonato e as rochas silicáticas com carbonato (descritas a seguir)
permite atribuir possível origem hidrotermal aos fluidos associados, possivelmente gerados em
decorrência do aumento do grau metamórfico.
Fig. 9 - a) Quartzo-muscovita xisto (amostra 167-IV-2016); notar domínios de clivagem e micrólitons,
compondo a xistosidade Sn+1, crenulada pela foliação Sn+2. b) Fotomicrografia em luz plano polarizada de
quartzo-muscovita xisto (amostra 167-IV-2016); notar a xistosidade Sn+1 afetada pela clivagem de
crenulação Sn+2, a extinção ondulante nos cristais de quartzo e as trilhas de opacos desagregados. c)
Desenho da lâmina 133-IV-2016, ilustrando a fratura preenchida por sulfetos.
A amostra 132-IV-2016, classificada como um biotita-muscovita xisto com granada,
representa xistos de grau metamórfico um pouco mais alto. A rocha é cinza claro a médio, com cor
de alteração amarelada, comum nas rochas desse tipo na região. Apresenta granulação média,
com paragênese ms+qtz+bt+grt. Apenas a xistosidade Sn+1 é identificada, adquirindo aspecto
intensamente anastomosado e, por vezes, com geometria SC (Fig. 10a). Essa foliação também é
definida pela orientação dos minerais micáceos que, assim como o quartzo nos micrólitons, tem
extinção ondulante em porções restritas. Porfiroblastos globulares de granada sin-tectônica a
superfície Sn+1 são observados, nos quais o quartzo define um padrão de inclusões espiralado
(Fig. 10a e c). A trama observada resulta de processos de dissolução por pressão e,
possivelmente, recristalização dinâmica.
Na amostra 126-IV-2016, um granada-muscovita-quartzo xisto, os porfiroblastos de
granada têm hábito ovóide achatado, adquirindo aspecto sin a intertectônico em relação a Sn+1
18
Scanned by CamScanner
A
B
C
(Fig. 10b e c). Eles estão parcialmente substituídos por clorita e opacos fibrosos de aspecto
ferruginoso, evidenciando a desestabilização ao menos parcial da granada em fases posteriores
de evolução da rocha. Ainda é possível ver intensa extinção ondulante, subgrãos e casos raros de
formação de novos grãos em cristais de quartzo, indicando processos como migração da borda do
grão e recristalização dinâmica. Tais características evidenciam variações no grau de deformação
e metamorfismo na unidade (mais detalhes nas seções 5 Geologia estrutural e 6 Metamorfismo).
Fig. 10 - a) Fotomicrografia em luz plano polarizada. Quartzo – muscovita xisto com granada (P132-
IV-2016). Foliação Sn+1 definida pela orientação preferencial de muscovita. Possui aspecto anastomosado
e limites graduais. Notar presença de micafish. b) Fotomicrografia em luz plano polarizada. Quartzo –
muscovita xisto com granada (P132-IV-2016). Porfiroblasto sin – tectônico à xistosidade Sn+1. Notar padrão
espiralado de inclusões de cristais de quartzo. c) Desenho da lâmina 126-IV-2016, ilustrando cristal de
granada com padrão de inclusões em espiral e aspecto SC da matriz.
A amostra 116-IV-2016 é um granada-muscovita xisto, de granulação fina, com
porfiroblastos de granada com granulometria média de 0,1 cm e textura lepidoblástica. A
muscovita ocorre na matriz e em cristais subédricos a euédricos, formando sombra de pressão
nos porfiroblastos. Devido ao alto grau de alteração da rocha poucos cristais de granada foram
preservados, o que impossibilitou caracterização mais detalhada. Verifica-se a existência da Sn+1
evidenciada por uma xistosidade contínua e definida pela orientação da muscovita, e a clivagem
de crenulação Sn+2, levemente assimétrica.
Outro litotipo presente é o grafita-sericita xisto, caracterizado por rochas de cor cinza
médio a escuro, com granulação fina e textura lepidoblástica. A amostra 58-IV-2016, exemplo
deste grupo, apresenta em lâmina a paragênese ms+gr+ky. É possível identificar Sn+1, definida
pela orientação do filossilicato, formando xistosidade contínua, que está crenulada (Sn+2),
19
Scanned by CamScanner
A
B
C
configurando ondas assimétrica com espaçamento milimétrico. A cianita ocorre como porfiroblasto
e possui inclusões de minerais opacos alongados e orientados segundo a xistosidade (Fig. 11a).
Existem, ainda, xistos com carbonato de ocorrência restrita, limitados às proximidades das
ocorrências de rochas silicáticas com carbonato e de tamanho insuficiente para discriminação em
mapa. São representados pela amostra 134-IV-2016 B, um granada-biotita-muscovita xisto com
carbonato, de cor cinza escura levemente esverdeada e cor de alteração acastanhada. Em escala
mesoscópia, aparenta ter apenas foliação espaçada anastomosada descontínua fraca, com
aspecto vagamente similar à foliação do tipo SC. Em escala de lâmina, porém, duas outras
superfícies são observadas: dobras intrafoliares incipientes, de ocorrência restrita, e clivagem de
crenulação da foliação espaçada. Além disso, possui raras ocorrências de micafish (Fig. 11c). A
foliação espaçada foi correlacionada a superfície Sn+1, enquanto que as outras duas foram
correlacionadas as superfícies Sn e Sn+2, respectivamente (Fig. 11a e b). Duas paragêneses
minerais são distinguíveis, sendo elas bt+grt±ms e bt+chl±ms, evidenciando duas fases
metamórficas (mais detalhes na seção 6 Metamorfismo).
Fig. 11 - a) Fotomicrografia da lâmina 58-IV-2016; notar o cristal de cianita com inclusão de minerais
opacos. b) Fotomicrografia da amostra 134-IV-2016B, ilustrando as dobras intrafoliares e foliações Sn e
Sn+1, em luz plano-polarizada. c) Desenho da mesma amostra, ressaltando a relação entre as foliações;
notar a ocorrência de micafish.
4.2 Leucosienogranitos associados ao Grupo Brusque (57-IV-2016)
O afloramento 57-IV-2016, localizado na porção nordeste da área de estudo, é a única
ocorrência encontrada de granitóide não pertencente a SGV. Consiste em um leucosienogranito
amarelo-esbranquiçado a levemente acinzentado, composto por mcc+qtz+oli+ms+grt+zrn+ep,
20
Scanned by CamScanner
C
A
B
sendo o oligoclásio caracterizado por An=25%. Sua textura é fanerítica heterogranular fina a
média, e não possui estruturas observáveis, sendo, portanto maciço (Fig. 12). Os contatos entre
os cristais são de modo geral retos a levemente serrilhados, indicando cristalização direta a partir
de magma. Tem índice M=M’=0%, caracterizando-o como hololeucocrático. A presença de
granada e muscovita permite classificá-lo como granitóide do tipo S, embora a ausência de biotita
e a sericitização do microclínio permita inferir possível participação de hidrotermalismo nas fases
finais de evolução da rocha. Além disso, os cristais de microclínio apresentam extinção ondulante
fraca e por vezes subgrãos, indicando deformação incipiente, possivelmente magmática.
Fig. 12 - Imagens da a) amostra de mão; e b) seção delgada 57-IV-2016. Notar os cristais de granada e a
ausência de opacos escuros.
As características petrológicas e o tamanho do corpo, com cerca de 2m de raio e forma
aproximadamente arredondada, permitem enquadrá-los no conjunto dos leucosienogranitos do
Grupo Brusque conforme descritos por Phillip et al. (2004)
4.3 Suíte Granítica Valsungana
A Suíte Granítica Valsungana é composta por cinco tipos de granitóides, sendo eles:
sienogranito porfirítico, sienogranito equigranular médio, sienogranito equigranular fino, quartzo-
sienito porfirítico e monzogranito equigranular fino. Destes, foram confeccionadas seções
delgadas apenas do sienogranito porfirítico e sienogranito equigranular fino, descritas a seguir.
4.3.1 Sienito Porfirítico (46-IV-2016)
O sienogranito porfirítico é castanho claro amarelado (Fig. 13a), de granulação média a
grossa. É composto por mcc+ads+qtz+bt±tit±ala, com índice M=M’=10%. Em lâmina, os
fenocristais de microclínio têm extinção ondulante e geminação simples do tipo Carlsbad. No caso
da amostra 46-IV-2016, estão leve a moderadamente sericitizados, em alguns casos resultando
na recristalização para muscovita (Fig. 13b), indicando que a mesma possui origem secundária. A
andesina (An=43%) está presente tanto na fase fenocristal como na matriz; a geminação
polissintética está deformada, e o contato entre os grãos é irregular. Os cristais de quartzo,
também presentes nas fases matriz e fenocristal, possuem intensa extinção ondulante e hábito
anédrico, ao contrário do microclínio e andesina, ambos de hábito subédrico. A biotita, encontrada
21
A
B
apenas na matriz, está intensamente alterada para opacos e clorita, conferindo cor castanho
esverdeado aos cristais (Fig. 13b). A granulometria da rocha varia entre 4mm e 5 cm. Possui
textura fanerítica inequigranular porfirítica, e possível estrutura de fluxo ígneo (Fig. 7a). A
recristalização das alterações, assim como as feições de deformação, indicam que a rocha foi
submetida a esforços pós-magmáticos, possivelmente devido a instalação de zonas de
cisalhamento na região, como descritos por Phillip et al. (2004).
Fig. 13 - Figura da a) amostra de mão e b) seção delgada da amostra 46-IV-2016. Notar a sericitização do
feldspato na imagem a direita.
4.3.2 Sienogranito Equigranular Fino (15-IV-2016)
A amostra 15-IV-2016 (Fig. 14a) apresenta cor acinzentada e granulação fina, cuja
granulometria varia entre 0,1 a 0,3 cm. A rocha é composta por qtz+ads+oli+bt+hbl, com índice
M=M’=20%, estrutura maciça e textura fanerítica equigranular fina. Em análise microscópica, é
possível observar que o quartzo apresenta hábito anédrico, diferente dos feldspatos, que são
subédricos a euédricos. Além de terem extinção ondulante, os cristais de quartzo estão levemente
fraturados e preenchidos por sericita, raramente constituindo intercrescimento mimerquítico. O
microclínio e o oligoclásio (An=30%) estão moderadamente alterados para sericita, muscovita e
epidoto, e também possuem algumas fraturas. Os cristais de biotita são de cor avermelhada e
levemente alterados para opaco e clorita. Nos cristais de quartzo e feldspatos ocorrem diversas
inclusões, como de apatita e dos próprios minerais que compõem a rocha.
4.4 Hornfels (17-IV-2016, 54-IV-2016, 55-IV-2016)
Existem dois tipos distintos de hornfels na área, representados respectivamente pelas
amostras 54-IV-2016 e 55-IV-2016, e 17-IV-2016.
O primeiro grupo é composto por rochas metassedimentares da Formação Botuverá
afetadas pelo metamorfismo de contato consequente das intrusões dos batólitos graníticos na
região. São rochas cinza médio, classificadas como biotita-muscovita à muscovita-biotita-quartzo
hornfels com andalusita (5-10%). As rochas são caracterizadas por duas paragêneses, vinculadas
aos dois tipos de metamorfismo aos quais foram submetidas (mais detalhes na seção 6
Metamorfismo), sendo elas ms+bt+and+qtz e ms+bt+chl+qtz+op±ep. Apresentam textura
granoblástica com porções lepidoblásticas, com porfiroblastos de andalusita poiquiloblásticos de
22
A
B
granulação média a grossa (Fig. 14b). As porções granoblásticas são maciças, contendo cristais
mais grossos e com limites retos bem definidos (Fig. 14c). As porções lepidoblásticas contém
foliações reliquiares de dois tipos: xistosidade definida por orientação de filossilicatos (muscovita e
biotita), por vezes manifestada como foliação espaçada milimétrica contínua, e clivagem de
crenulação (Fig. 14c). As similaridades geométricas e mineralógicas permitiram correlacionar
essas estruturas às superfícies Sn+1 e Sn+2 dos xistos e filitos (ver seções 4.1 Grupo Brusque,
Formação Botuverá e 5 Geologia estrutural), portanto reliquiares. Nota-se claro zonamento
metamórfico, com a progressiva predominância das porções granoblásticas e maior tamanho dos
cristais, sobretudo de andalusita, conforme se reduz a distância aos batólitos graníticos. Tal fato é
evidenciado pela nítida diferença entre as amostras 54-IV-2016 e 55-IV-2016, representando
porções da auréola metamórfica mais próxima e mais afastada do batólito, respectivamente
(Anexo 2 e 14b e c).
Fig. 14 - a) Foto da amostra de sienogranito equigranular fino (58-IV-16). b) Fotomicrografia de porfiroblasto
poiquiloblástico de andalusita da amostra 54-IV-2016; notar os limites difusos e diferença de tamanho com
relação a matriz. c) Fotomicrografia da amostra 55-IV-2016; notar bandamento granulométrico e as foliações
Sn+1 (xistosidade preservada) e Sn+2 (clivagem de crenulação de Sn+1).
O afloramento 17-IV-2016 constitui a única ocorrência do segundo tipo de hornfels. Está
localizado no setor sudeste da área, e registra o maior grau de metamorfismo de contato
encontrado. A rocha possui bandamento composicional centimétrico, sendo possível resgatar
23
A
B
C
estruturas pretéritas (Fig. 15a). É composta pela paragênese aug+hbl+qtz+bt±grt±pl. A biotita
possui alto teor de titânio, evidenciado pela cor castanho avermelhada do mineral em lâmina, e
não está orientada. A textura granoblástica e os contatos retilíneos dos grãos, assim como feições
de junção tríplice (Fig. 15b), indicam processos de recristalização estática, com redução da área
limite do grão. Isso permite classificar a rocha como hornblenda-augita hornfels em escala de
amostra. Em escala de afloramento nota-se grande semelhança com migmatitos, devido ao
bandamento composicional bem marcado e a presença de dobras desarmônicas, comuns nesse
tipo de rocha (Fig. 16a). Em seção delgada, no entanto, feições típicas desse tipo de litologia não
foram observadas, como por exemplo minerais envoltos por filmes de líquido e terminações em
cúspede. Sugere-se que, ao ser englobado pelo corpo granítico em ascensão, um enclave
metassedimentar foi submetido a metamorfismo de contato de algo grau, envolvendo processos
de fusão parcial, porém ainda preservando características pretéritas. Basei et al. (2013), ao
discutirem a evolução policíclica do Complexo Migmatítico Camboriú (embasamento do Complexo
Metamórfico Brusque) mencionam rochas migmatíticas bandadas com bt+hbl, permitindo supor-se
que a amostra em questão representaria um fragmento do embasamento englobado pelo corpo
granítico. Todavia, os presentes dados tornam impossível a determinação precisa da gênese
dessa rocha ou correta associação da mesma a alguma das unidades aflorantes na área, sendo
necessário maior detalhamento das análises.
Fig. 15 - a) Hornblenda-augita hornfels (amostra 17-IV-2016), evidenciando o bandamento composicional e
prováveis estruturas pretéritas da rocha; notar microfalhamentos nas bandas máficas e félsicas. b)
Fotomicrografia em luz plano polarizada da mesma rocha, mostrando o bandamento composicional e
textura granoblástica, com limites retilíneos entre os grãos; notar predisposição a junções tríplices entre
grãos (canto superior esquerdo).
4.5 Ocorrências de outras litologias (134-IV-2016 A,143-IV-2016)
Na porção norte da área, intercalados aos corpos de filitos, foram identificadas ocorrências
de quartzitos. São rochas esverdeadas, de granulação fina a muita fina. São compostas por
qtz+chl+ms+grt+op. Existe uma foliação espaçada incipiente definida pela orientação de cristais
de quartzo alongados, melhor evidenciada em escala microscópica; veios de quartzo de
espessura centimétrica dobrados (Fig. 16b) são discordantes a essa estrutura. Em lâmina (143-
IV-2016), é possível identificar a orientação preferencial dos minerais (Fig. 16c), os limites
irregulares e intensa extinção ondulante do quartzo, assim como feições de subgrão, sugerindo
possíveis processos de recristalização dinâmica. A orientação incipiente da muscovita indica
24
A
B
processos de deformação controlados por dissolução por pressão, e a presença de clorita e
granada indicam processos de metamorfismo retrógrado, onde a trama foi gerada em um evento
metamórfico de fácies xisto verde a anfibolito inferior, e posteriormente passando a zona da
clorita. A superfície observada nessa litologia é, provavelmente, contemporânea à clivagem
ardosiana dos filitos e a xistosidade dos xistos, portanto denominada de Sn+1.
Fig. 16 - a) Aspecto geral do hornfels em campo (ponto 17-IV-16); notar a presença de dobras
desarmônicas e bandamento composicional marcante. b) Amostra de mão de granada-sericita quartzito
(143-IV-2016), de granulação muito fina e com foliação incipiente; notar veio de quartzo discordante da
foliação (setor direito da imagem). c) Fotomicrografia em luz plano-paralela de granada-sericita quartzito
(143-IV-2016), com limites entre grãos muito irregulares; notar os cristais levemente orientados, na direção
de Sn+1 (NE).
Na porção nordeste, foram encontradas ocorrências de rochas silicáticas com carbonato
intercalas a xistos com carbonato da Formação Botuverá. São rochas cinza médio com porções
esbranquiçadas, de aspecto vítreo e cor de alteração castanho-acinzentada escura,
representadas pela amostra 134-IV-2016 A. São compostas por qtz+ms+chl+grt+cbn+tnt, com 5 a
10% de carbonato. Sua textura é nematoblástica com porções lepidoblásticas, com porfiroblastos
cloritizados sin a intertectônicos (em relação a Sn+1) de granada (Fig. 17). Possuem duas
25
A
B
C
foliações, sendo elas foliação espaçada contínua anastomosada e foliação espaçada do tipo SC
fraca, com raras ocorrências de micafish e de agregados sigmoidais de quartzo e muscovita.
Ambas as foliações foram correlacionadas à superfície Sn+1 dos xistos devido a grande
similaridade geométrica e mineralógica entre elas.
Fig. 17 - Fotomicrografia de pseudomorfo de clorita em granada em a) lus plano-polarizada e b) sob
polarizadores cruzados. Notar padrão espiralado de inclusões, possivelmente preservada do porfiroblasto
original.
5 Geologia estrutural
As considerações sobre as características estruturais da área mapeada baseiam-se na
interpretação de fotos aéreas da região, imagens de satélite, descrição dos afloramentos, assim
como as medidas obtidas em campo, sua posterior interpretação e também descrições de lâminas
petrográficas. O mapa estrutural da área IV foi confeccionado a partir da análise do
comportamento espacial das estruturas e encontra-se como Anexo 3. Para um melhor
entendimento, as estruturas descritas a seguir serão divididas de acordo com o regime tectônico
sob a qual foram geradas.
5.1 Regime dúctil.
A maioria das estruturas observadas foi gerada em regime dúctil, no qual predominam
processos de deformação plástica. Elas serão descritas a seguir.
5.1.1 Foliação Sn
Embora ocorra de maneira esporádica, a foliação denominada Sn é observada entre os
planos de foliação Sn+1, configurando dobras isoclinais a fechadas de flancos rompidos e restos
de charneiras de até 10 cm. Essa estrutura é definida principalmente por quartzo e sericita, com
granulação fina a muito fina (Fig. 18a) e possivelmente preserva gradação granulométrica
ascendente quando presente nas sequências filíticas. O formato alongado e o aspecto sugerindo
desagregação dessa estrutura se deve ao fato da mesma ter sido transposta pela foliação Sn+1,
formada posteriormente.
Segundo Basei et al. (2011), seriam resquícios ou porções preservadas da foliação por ele
denominada de S1, que foi transposta por outra foliação. Tem caráter restrito e direção obliqua à
foliação mais pervasiva (Sn+1). No entanto, é importante ressaltar que dobras intrafoliares são
26
A
B
comuns em zonas de cisalhamento, resultado da transposição de estruturas anteriores ou ainda,
geradas devido a diferenças na reologia do material que está sendo submetido ao cisalhamento.
(Fossen 2012). Devido a expressividade limitada dessa foliação, não foi possível obter medidas
em campo ou caracterizá-la em lâmina.
Fig. 18 - a) Porções da foliação Sn, definida pela orientação preferencial de quartzo e sericita, transposta
pela xistosidade Sn+1 (P63-IV-2016). b) Projeção estereográfica dos pólos da foliação Sn+1 nos filitos. (n=
136; plano máximo 45/334) indicando concentrações de pólos no quadrante SE. c) Projeção estereográfica
dos pólos da foliação Sn+1 nos xistos. (n= 255; plano máximo 50/146) indicando concentrações de pólos no
quadrante NW. Notar a existência de um possível dobramento regional nessas litologias.
5.1.2 Foliação Sn+1
A foliação Sn+1 é a estrutura mais pervasiva na área, encontrada e descrita na maioria dos
afloramentos de sequências metassedimentares. Foi classificada como uma clivagem ardosiana
nos filitos e como xistosidade, e por vezes foliação espaçada contínua, nos xistos. Essa superfície
é definida pela orientação preferencial de minerais micáceos, como biotita, muscovita e clorita, e,
por vezes, opacos, grafita e ocorrências pontuais de titanita e turmalina. Os micrólitons são
compostos por quartzo e raros cristais de plagioclásio e granada. Porfiroblastos de granada sin-
tectônicos à essa foliação também são observados. Em escala mesoscópica, tem espaçamento
milimétrico, configurando bandamento composicional. Em seção delgada, é possível identificar
aspecto anastomosado e limites gradacionais, típico de zonas de cisalhamento. O trend geral da
Sn+1 é NE, como observado na Fig. 18b e c. A variação nos mergulhos observada em campo e a
paragênese mineral semelhante associada a essas superfícies sugere desenvolvimento em um
mesmo contexto tectônico. A trama observada nas rochas sugere como mecanismos de
27
A
B
C
deformação dissolução por pressão e migração de deslocamento (dislocation creep). O plano
máximo obtido nos filitos é 45/334, enquanto que nos xistos é 50/146. O comportamento espacial
dessa superfície será discutido posteriormente.
Basei et al. (2011), denominam essa foliação de S2 e atribuem sua formação ao
fechamento de uma bacia sedimentar, onde ocorreu cavalgamento em direção ao Cráton Luis
Alves, com sentido de movimentação NW. A formação dessa estrutura, assim como a superfície
por ele denominada de S1, se deu em um evento deformacional progressivo. Por outro lado,
também é comum a formação de tais estruturas em um contexto de zona de cisalhamento,
hipótese atestada principalmente pela variação dos valores de mergulho das foliações e pelo fato
de todas as superfícies serem definidas por paragêneses minerais semelhantes, senão indênticas.
A geometria SC é observada desde escala regional (Fig. 19) até escala microscópica, com a
presença de micafish (Fig. 11c), sugerindo um estilo estrutural compatível com uma zona de
cisalhamento anastomosada.
Fig. 19 - Imagem SRTM da porção leste do estado de Santa Catarina, com mapa geológico da região em
escala 1:250.000 superposto (Basei et al. 2004), acrescida de lineamentos interpretados (linhas pretas).
Notar o caráter anastomosado dos lineamentos e contatos entre diferentes unidades, bem como o intenso
trend direcional NE.
28
5.1.3 Foliação Sn+2
A foliação Sn+2 é classificada como clivagem de crenulação de Sn+1 (Fig 20a). É
observada de maneira mais restrita em afloramentos e melhor definida em lâmina. É caracterizada
como uma crenulação da foliação anterior, por vezes associada a crescimento de sericita nos
planos axiais das dobras geradas. A clivagem de crenulação desenvolve-se melhor ao longo dos
domínios de clivagem da foliação Sn+1, compostos majoritariamente por micas (Fig. 20a).
Também é resgatada no hornfels, com maior granulometria devido ao metamorfismo termal. Nas
Fig. 20b e d, é possível observar que essa foliação tem direção NW, quando encontrada nos
filitos, e NE-E, quando medida nos xistos, com mergulhos médios a altos.
Fig. 20 - a) Fotomicrografia em luz plano polarizada de grafita-serita xisto (amostra 58-IV-2016), com
xistosidade Sn+1 crenulada pela foliação Sn+2. b) Projeção estereográfica dos pólos da foliação Sn+2 nos
filitos. (n= 8; plano máximo 85/210) indicando direções para NW c) Projeção estereográfica dos pólos da
foliação de direção NW encontrada nos hornfels (n= 118; planos máximos: 37/237 e 37/027), indicando uma
possível dobra antiforme com ângulo interflanco de aproximadamente 105 graus. d) Projeção estereográfica
dos pólos da foliação Sn+2 nos xistos. (n= 10; plano máximo 85/162) indicando direções para NE-E.
Basei et al. (2011) classificam essa estrutura como S4; ela teria se desenvolvido logo após
o pico metamórfico na região, quando as rochas ainda apresentavam comportamento dúctil. Essa
crenulação também teria sido gerada pela intrusão das suítes graníticas, sin a tardi-cinemática à
foliação regional.
29
A
B
C
C
É comum a geração desse tipo de estrutura em zonas de cisalhamento, devido as
diferentes respostas à esforços das litologias, sobretudo em contexto de deformação progressiva.
Um corpo rígido, como um plúton granítico, por exemplo, pode reagir de maneira mais competente
aos esforços, levando a formação de estruturas nas rochas metassedimentares que o circundam
com diferentes direções, porém ainda associadas a um mesmo evento deformacional.
5.1.4 Foliação de direção NW
Assim como as demais superfícies descritas, a foliação de direção NW também é definida
pela orientação preferencial de minerais micáceos associada a micrólitons de quartzo. Essa
foliação é mais restrita, encontrada sempre nos hornfels ou em xistos muito próximos dos
mesmos. Possui planos máximos 37/237 e 37/027 (Fig. 20c). Embora o tratamento estatístico
tenha revelado dobramento, essa estrutura não foi observada em campo ou na escala de sensor
remoto. Sugere-se que essa foliação seja, na verdade, a Sn+1 deslocada de sua posição original
devido à intrusão dos granitos e o consequente metamorfismo térmico das porções que o
circundam. Esses processos certamente foram suficientes para perturbar a assinatura estrutural
da região, refletido pelo mapeamento restrito dessa superfície.
5.1.5 Dobras
Os dobramentos identificados na área mapeada diferem apenas em relação à escala de
influência. Foram observadas dobras mesoscópicas em afloramentos de rochas
metassedimentares e também um possível dobramento em escala regional.
Ao observar os estereogramas de foliações de cada litologia (Fig. 18b e c), é possível
identificar que a foliação Sn+1 tem caimento para NW nos filitos, e SE nos xistos. Isso permite
inferir a existência de uma antiforme de influência regional na unidade metassedimentar. Essa
estrutura possuiria eixo com direção NE e ângulo interflancos de aproximadamente 86º, sendo
classificada, portanto, como uma dobra aberta (Fossen 2012). No entanto, evidências dessa
estrutura não foram identificadas durante a fotointerpretação ou mesmo em escala de satélite.
Segundo Basei et al. (2011), esse dobramento regional da superfície Sn+1 é denominado
como D3, dificilmente reconhecido nos afloramentos devido ao seu tamanho e indicando
vergência N-NW. Em um contexto de zona de cisalhamento, dobras com essa característica
podem ser geradas continuamente durante o cisalhamento, quando ocorre rotação do eixo de
estiramento instantâneo (ISA) em decorrência de uma mudança no campo de esforços ou de
rotação na zona de cisalhamento (Fossen 2012).
Em escala de afloramento, inúmeras dobras foram identificadas, em sua maioria de
tamanhos métricos a decamétricos (Fig. 21a). São classificadas como antiformes com eixo de
direção SE e ângulo interflancos de aproximadamente 75º, sendo, portanto, dobras abertas.
Sinformes também foram medidas, com atitudes e características semelhantes as antiformes.
Esse dobramento é classificado por Basei et al. (2011) como D2, sendo caracterizado por dobras
parasíticas geradas por deslizamento flexural em função do dobramento em escala regional (D3).
Dobras menores, como as encontradas nos afloramentos, podem ser formadas em contexto de
cisalhamento pelo mesmo mecanismo discutido anteriormente, e também por diferenças na
reologia das litologias afetadas.
30
Fig. 21 - a) Foto da antiforme em hornfels (P55-IV-2016); o círculo indica o eixo da dobra e a linha indica o
caimento do mesmo. b) Projeção estereográfica da antiforme com os grandes círculos (planos: 45/264 e
61/161) e respectivos pólos e eixo de dobra (38/225); ângulo interflanco de 75 graus.
5.2 Regime dúctil-rúptil
Nos filitos mapeados na porção nordeste da área, dobras em schevron foram observadas
(Fig. 22a). Essa estrutura se desenvolve na foliação Sn+1, possui tamanho centimétrico e é
caracterizada pelo dobramento dos domínios de clivagem, ricos em minerais micáceos, e dos
micrólitons, compostos essencialmente por quartzo. Esse estilo de dobramento é comum em
rochas ricas em filossilicatos, formadas em contexto deformacional de baixa temperatura. São
caracterizadas por possuírem espessura regular, charneiras angulosas e serem geradas por
deslizamento flexural (Fossen 2012). Em lâmina, foram observadas kink bands em cristais de
muscovita nos domínios de clivagem dos xistos. Phillip et al. (2004) atribuem a geração de tais
estruturas, em conjunto com dobras em caixa, à um evento de dobramento posterior a D3, em
contexto dúctil-rúptil. Dobramentos com esse estilo são comuns em regiões submetidas a
cavalgamentos, estilo tectônico relacionado a evolução do fechamento da Bacia Brusque.
A presença dessas estruturas na região sugere regime deformacional dúctil-rúptil, e,
consequentemente, nível crustal intermediário que, em contexto de zona de cisalhamento, seria
equivalente a uma profundidade de 10 a 15 km (Fig. 22b). Basei et al. (2011) estimam que as
condições máximas de metamorfismo relacionado à deformação do CMB são de 570°C de
temperatura e pressões de 4 Kbar, ou seja, profundidades rasas, de até 15 km, corroborando as
profundidades estimadas.
5.3 Regime rúptil
O registro de estruturas desenvolvidas em regime rúptil é representado ao longo de toda a
região mapeada através de falhas e fraturas. Afetam todas as litologias mapeadas, incluindo as
rochas granitíticas. As falhas, em sua maioria, são normais, e seus planos de deslizamento são
preenchidos por argilominerais (Fig. 23a e b). Variam em tamanho, desde métricas até
centimétricas, associadas a deslizamentos entre camadas ou microfalhamentos resultantes de
31
A
B
provável hidrofraturamento. No afloramento 155-IV-2016 foi identificada uma falha do tipo inversa
no sienogranito porfirítico, de componente sinistral, com estrias indicando transporte para S (Fig.
23a e b). Nas metassedimentares, inúmeros planos de falha cortam as foliações e uma das
famílias de veios de quartzo (Fig. 23c), com direção NW.
Fig. 22 - a) Dobras em chevron (ponto 63-IV-2016) desenvolvidas no filito; notar bandamento intenso
(Sn+1). b) Modelo simplificado da conexão entre falhas (normalmente desenvolvidas na crosta superior,
rígida) e zonas de cisalhamento (regime plástico); notar a transição gradual rúptil-plástica em profundidades
de cerca de 10 a 15 km. As estruturas irão refletir o nível crustal em que foram formadas (Retirado de
Fossen, 2010).
O fraturamento é pervasivo e contínuo entre as litologias mapeadas. Nas porções
próximas aos corpos graníticos, a intensa densidade de fraturas, associado ao preenchimento dos
planos por argilominerais e evidências de microcataclase, sugerem processos de
hidrofraturamento gerados por fluidos magmáticos tardios provenientes das intrusões graníticas
em meio ao CMB. O diagrama de rosetas (Fig 24a) mostra duas famílias de descontinuidades de
natureza rúptil. Essas estruturas afetam os dobramentos e foliações, portanto posteriores e
associadas a um nível crustal mais raso, essencialmente rúptil. A família secundária, com direção
NE, possivelmente formou-se devido a processos de exumação crustal, possibilitando a ascensão
dessas unidades a níveis mais frios e permitindo a geração de fraturas e falhas aproveitando-se
de anisotropias, como as superfícies metamórficas, resultando em um trend geral concordante
com o da região. O metamorfismo progressivo em sequências sedimentares gera fluidos
metamórficos que também podem ter atuado no processo de fraturamento, cuja existência é
marcada pela presença dos veios de quartzo. Já o fraturamento mais intenso tem direção NW e
pode ter sido gerado nos processos distencionais que atuaram no Mesozoico e resultaram na
abertura do Atlântico Sul e posterior separação de Brasil e África (Marques & Ernesto 2004). As
fraturas com essa direção são concordantes com diques não mapeáveis que se aproveitaram de
falhas e fraturas de distensão transversais às estruturas do embasamento e acomodaram o
magma basáltico gerado e extravasado devido a essa separação continental (Almeida, 1986).
Também foram observadas fraturas nos diques, perpendiculares à direção dos mesmos,
interpretados como estruturas geradas pelo resfriamento desses corpos.
32
A
B
Fig. 23 - a) Falha inversa em sienogranito porfirítico (P155-IV-2016) com atitude 28/074; b) Plano da falha
em detalhe, com seta indicando direção das estrias (17/014); sentido de movimentação sinistral. Notar
preenchimento do plano da falha por argilominerais. c) Falha normal de atitude 55/207 cortando
metassedimentos e veios de quartzo concordantes com a foliação Sn+1 (P83-IV-2016).
5.4 Veios de quartzo
Foram identificadas duas famílias de veios de quartzo, com suas respectivas atitudes
representadas no diagrama de rosetas da Fig. 24b. É possível observar que o trend com direção
NE é mais expressivo que os veios de direção NW. Essas estruturas possuem tamanhos variados,
majoritariamente métricos, com espessuras entre 2 até 30 cm (Fig. 25c). São concordantes com a
foliação Sn+1 e, em locais onde essa superfície está perturbada, também se encontram dobrados
ou orientados segundo a foliação. Nos afloramentos em que porfiroblastos de granada estão
rotacionados, onde existem feições indicativas de cisalhamento (e.g. micafish), esses veios estão
33
C
estirados, boudinados e formam, por vezes, ocelos (Fig. 25a), sugerindo que foram submetidos
aos mesmos processos de deformação que as rochas encaixantes. As estruturas de caráter rúptil
também afetam os veios de quartzo, demonstrando que foram gerados antes das falhas e
fraturas.
Fig. 24 - a) Diagrama de rosetas de fraturas e falhas ( n=88), mostrando duas famílas de descontinuidades,
sendo o trend N50 - 60W mais pervasivo. b) Diagrama de rosetas de veios de quartzo ( n=38); o trend
direcional predominante é NE.
Veios de quartzo são onipresentes em rochas metamórficas e considerados uma evidência
de fluxo de fluidos durante o evento metamórfico (Passchier & Trouw 2005). Durante processos
metamórficos, os fluidos podem apresentar origens distintas. Por exemplo, durante a evolução de
uma bacia sedimentar para um cinturão metamórfico, volumes expressivos de fluidos aquosos são
expulsos durante o soterramento como resultado da redução da porosidade (Yardley 2009).
Grande parte desses fluidos é originado a partir de reações de desidratação causadas pelo
metamorfismo progressivo, responsável pelo aumento da pressão e temperatura. Geralmente, a
formação desses veios está associada à pressão de fluido relativamente alta, que reduz o efeito
da pressão normal litostática sobre superfícies de fraturas, falhas e foliações (Bons et al. 2012). O
resultado é a formação de veios preferencialmente orientados perpendiculares à tensão principal
mínima σ3.
5.5 Granitóides da Suíte Granítica Valsungana
Os granitóides mapeados são classificados como sienogranitos porfitíticos e não
apresentam evidências de deformação em estado sólido. No entanto, os fenocristais possuem
orientação preferencial, observada na Fig. 25b. Essa orientação tem direção SW-W com ângulos
baixos de mergulho e pode ter sido gerada devido aos esforços deformacionais atuantes na região
durante a intrusão desses corpos graníticos. Basei et al. (2011) sugere que a colocação dos
granitos que compõem a Suíte Valsungana foi tardi-orogênica, portanto os tensores atuantes na
área podem ter sido condicionantes na orientação preferencial dos fenocristais. A intrusão dos
34
A
B
granitos também foi responsável pela auréola metamórfica que gerou os hornfels e a modificação
espacial da folição Sn+1 nos xistos, resultando no trend NW discutido anteriormente.
Fig. 25 - a) Veio de quartzo deformado exibindo forma em ocelo (P132-IV-2016). b) Projeção estereográfica
da lineação de orientação mineral no sienogranito porfirítico (n=125; linha máxima: 27/274), indicando
concentração de medidas no quadrante W-SW. c) Veio de quartzo concordante com a xistosidade Sn+1
(ponto 80-IV-2016).
6 Metamorfismo
A unidade metassedimentar foi a única unidade metamorfizada. Foi afetada por duas fases
de metamorfismo principais, evidenciadas pelas relações texturais observadas em análise
petrográfica. A primeira fase, denominada de M1, consiste em metamorfismo regional polifásico,
portanto do tipo Barroviano e caracterizada por P/T médio. Ela é composta por duas sub-fases,
representando pico metamórfico na fácies anfibolito inferior sucedido por retrometamorfismo da
fácies xisto-verde. A segunda fase, denominada de M2, consiste em metamorfismo termal,
portanto do tipo Buchan e caracterizada por P/T baixo, tendo resultado da colocação das intrusões
graníticas da porção sul-sudeste da área. Ambas as fases serão descritas detalhadamente a
seguir, estando sumarizadas na Tabela 3.
35
A
B
C
Tabela 3 - Síntese das fases de metamorfismo da unidade metassedimentar
6.1 Metamorfismo M1
O metamorfismo M1 é caracterizado por duas paragêneses metamórficas distintas,
representando duas fases nomeadas de 1a e 1b. A primeira fase, ou M1a, é caracterizada pela
paragênese ms+bt+grt, presente na maioria das rochas metassedimentares da área. Essa
paragênese sempre está associada a quartzo granular, no geral com textura granoblástica e
subgrãos esparsos. Porções a noroeste do rio Itajaí-Mirim, no domínio dos filitos, e no extremo
sudoeste da área não apresentam granada, sendo caracterizadas apenas por ms+bt. Há também
ocorrência de xisto com a paragênese ms+bt+ky nos arredores da zona de maior concentração da
deformação (amostra 58-IV-2016). Essas variações não só refletem variações composicionais dos
protólitos (ver seção 8 Estratigrafia e 11 Evolução geológica), como indicam possível variação do
pico metamórfico conforme a posição. A segunda fase, ou M1b, é caracterizada pela paragênese
ms+bt+chl, também associada a cristais de quartzo granular de textura granoblástica. Assim como
M1a, M1b está presente na maioria das rochas aflorantes na área de estudo, no geral evidenciada
pela recristalização parcial de muscovitas e pela presença de pseudomorfos de clorita em granada
(Fig. 17). Essas texturas tornam clara a sobreposição de M1a por M1b, permitindo definir a ordem
cronológica das duas fases.
As assembléias minerais observadas permitem definir que os protólitos das rochas
metassedimentares foram pelitos, carcterizando-as como meta-pelitos (Best 2012, Butcher &
Grapes 2011). Logo, é possível analisar as paragêneses metamórficas no sistema de seis
componentes K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O (sistema KFMASH), na projeção AFM (fixa para as
composições de quartzo e muscovita, e considerando a presença de água no sistema). Essa
projeção pode ser representada em uma série de diagramas triangulares que contemplam as
diferentes condições de P/T em um metamorfismo progressivo do tipo Barroviano (Fig. 26),
permitindo identificar com certa precisão a fácies metamórfica e intervalo de temperatura para
uma dada paragênese (Butcher & Grapes 2011).
De acordo com as projeções AFM, a paragênese que caracteriza M1a é estável em um
intervalo de temperatura entre ~520 e ~580ºC, representando a fácies anfibolito inferior (projeções
f, g, h e i na Fig. 26). A paragênese M1b, por sua vez, é estável em um intervalo de temperatura
entre ~420 e ~500ºC, portanto da fácies xisto verde inferior a superior (projeções c, d e e na Fig.
26). Todavia, a presença de cianita em M1a permite inferir pico metamórfico a ~750ºC, na fácies
anfibolito superior. Contudo, sua ocorrência restrita e ausência de assembléias intermediárias para
a composição estimada (ou seja, contendo estaurolita), tornam tal interpretação incerta.
M
paragênese
tipo
fácies
P/T
∆T(ºC)
1a
ms+bt+grt
regional (pico de temperatura)
anfibolito inferior
médio
520-580
1b
ms+bt+chl
regional (retromemorfismo)
xisto verde
420-500
2
ms+and±bt
termal
hornblenda/piroxênio hornfels
baixo
530-680
classificações feitas com base em Butcher & Grapes (2011) e Best (2012)
36
sequência de assembléias minerais em rochas meta-pelíticas em metamorfismo progressivo
Fig. 26 - Sequência de diagramas AFM esquemáticos no sistema KFMASH (sistema AFM), seguindo
caminho metamórfico tipo-Ky (tipo Barroviano), ilustrando a sequência de paragêneses metamórficas
esperadas. Adaptado de Butcher & Grapes (2011); Fig. 7.11, pg. 275.
6.2 Metamorfismo M2
O metamorfismo M2 é caracterizado pela paragênese metamórfica ms+and±bt. Os
minerais que a definem de modo geral não têm orientação preferencial, raramente apresentando
orientação incipiente. A paragênese está associada a cristais de quartzo de textura granoblástica,
por vezes sob a forma de agregados irregulares. Os cristais de andalusita, são poiquiloblásticos,
com inclusões distribuídas sem qualquer orientação; têm limites irregulares difusos e tamanho
proporcional a proximidade das intrusões graníticas, por vezes constituindo porfiroblastos tardi-
tectônicos. Os cristais de biotita e muscovita não têm orientação preferencial, sempre
discordantes em relação a eventuais foliações reliquiares.
De acordo com o diagrama de Pattinson (1992, apud Butcher & Grapes 2011), a presença
de andalusita permite limitar a pressão associada ao evento M2 a ~350 GPa (Fig. 27), pressão
limite do campo de estabilidade do mineral. Isso permite classificar o metamorfismo como de
contato ou do tipo Buchan, portanto de baixo P/T. A presença de silimanita atestada pela Equipe III
(que trabalhou imediatamente a leste da área de estudo), presente sobretudo sob a forma de
agregados arredondados de fibrolita, permite limitar a temperatura a um intervalo entre ~500 e
~680ºC, correspondente ao conjunto de condições P/T nas quais a paragênese and+sil é estável
(Fig. 27).
37
Fig. 27 - A esquerda, campos de pressão e temperatura das fácies metamórficas. A direita, diagrama de
estabilidade dos aluminossilicatos, mostrando resultados experimentais de Richardson et al. (1969) (R),
Holdaway (1971) (H) e Bohlen et al. (1991) (B), juntamente a determinação de campo, experimental e
termodinâmica (Pattinson 1992) (P). Fonte: Butcher & Grapes (2011); Fig. 4.3, pg 126, e 4.11, pg. 143.
6.3 Reações metamórficas
As principais reações metamórficas estão associadas a quebra da granada no evento M1 e
a formação de andalusita/silimanita no evento M2. Uma das possibilidades para a primeira reação
é a reação 7.23 da Tabela 4, porém considerada para o retrometamorfismo, portanto da direita
para a esquerda. De acordo com ela, a granada reagiria com água e biotita para formar
muscovita, clorita e quartzo, associação comum nos pseudomorfos de clorita em granada (ver
seção 4.1 Grupo Brusque, Formação Botuverá). Em relação a segunda, a presença de andalusita
e silimanita indica que o metamorfismo M2 atingiu equilíbrio em algum ponto sobre ou próximo a
linha que separa os campos de estabilidade da andasulita e silimanita no diagrama de Pattinson
(1992) (Fig. 27). Outras reações também podem ser inferidas, como a formação de cianita e
biotita a partir de granada e clorita no evento M1a (reação 7.33, Tabela 4) ou a formação de
granada e quartzo a partir da reação entre clorita e cloritóide (reação 7.9, Tabela 4).
6.4 Gráficos PTt
As relações texturais entre as paragêneses descritas acima (detalhadas na seção 4
Petrografia) e as respectivas condições P/T que caracterizam os eventos metamórficos M1 e M2
(Tabela 3) permitem ordená-los temporalmente. O evento M1, do tipo regional (P/T médio), é o
mais antigo. Em uma primeira fase, denominada de M1a, atingiu fácies anfibolito inferior, com
temperaturas máximas entre ~520 e ~580ºC. As rochas submetidas a essa fase resfriaram
lentamente, em uma fase de retrometamorfismo denominada de M1b, caracterizada por
temperaturas entre ~420 e ~500ºC. Após essas fases, ocorreu a colocação dos batólitos
graníticos, gerando auréolas de metamorfismo de contato (P/T alto). Essa fase, denominada de
M2, teve pico de temperatura entre ~500 e ~680ºC, com pressão máxima de ~350 GPa. Essa
38
evolução pode ser resumida sob a forma de gráficos PTt (Fig. 28), cujas direções das setas
indicam a passagem do tempo.
Tabela 4 - Algumas reações importantes no sistema KNFASH
Modificado de Butcher & Grapes (2011); Tabelas 7.2 (pg. 266) e 7.3 (pg. 268).
Fig. 28 - Gráficos PTt para o metamorfismo traçados usando como base o diagrama de fácies metamórficas
de Butcher & Grapes (2011, Fig. 4.3 pg. 126) (a esquerda) e o diagrama dos campos de estabilidade dos
aluminossilicatos (a direita). Os pontos representam as paragêneses metamórficas M1a, M1b e M2
detalhadas no texto.
7 Magmatismo
O magmatismo da área pode ser dividido em três fases principais. A primeira está
vinculada a evolução do Grupo Brusque, consistindo na formação de corpos decimétricos a
métricos de leucosienogranitos a partir da fusão de rochas metassedimentares da própria
unidade. A segunda está vinculada a intrusão de batólitos sienograníticos quilométricos da Suíte
Granítica Valsungana, em fase tardi-orogênica com relação as colisões (para mais detalhes, ver
seção 11 Evolução geológica). A terceira fase consiste na intrusão de diques de diabásio,
39
associada a separação da América do Sul e África e, portanto, tardia com relação aos eventos
deformacionais que afetaram as rochas da área mapeada. Essas fases serão descritas a seguir.
7.1 Leucosienogranitos do Grupo Brusque
Foi encontrada ocorrência de leucosienogranito em meio às rochas do Grupo Brusque.
Consiste em corpo ovóide métrico (~2m), composto por rocha esbranquiçada levemente
amarelada, constituída majoritariamente por feldspato alcalino, quartzo, muscovita e granada. A
composição mineralógica, sobretudo a ocorrência de muscovita, granada e de ocasionais cristais
de biotita, permite caracterizar o granitóide como sendo do tipo S, também denominado de
“granito à duas micas”. Segundo Pitcher (1983, 1993) e Barbarin (1990), esses granitóides
formam-se em ambiente de colisão continental, onde o magma gerador forma-se a partir de
refusão da crosta continental nas porções mais profundas do orógeno devido ao espessamento
crustal e ao aquecimento proveniente do decaimento radioativo na crosta. São granitóides cálcico-
alcalinos peraluminosos, muitas vezes associados a migmatitos e raramente associados a
processos efusivos (Pitcher 1983, 1993; Barbarin, 1990). Podem ser classificados, ainda, como
granitóides continentais (CST, CCA e C
CI) segundo Barbarin (1990), como granitóides colisionais
(COLG) segundo Pierce et al. (1984), e como granitos continentais colisionais (CCG) segundo
Maniar & Piccoli (1989) (Fig. 29). Tais observações são corroboradas por Phillip et al. (2004), que
também afirmam que essas rochas constituem corpos orientados de forma concordante a foliação
principal das rochas encaixantes metassedimentares. Ainda segundo o autor, os corpos são
centimétricos a métricos, alongados, por vezes boudinados, corroborando a origem a partir da
fusão parcial de rochas crustais.
7.2 Granitóides da Suíte Granítica Valsungana
Foram diferenciadas cinco fácies graníticas distintas pertencentes a essa unidade, sendo
elas: sienogranito porfirítico (NPsp), sienogranito equigranular médio (SPsem), sienogranito
equigranular fino (NPsef), quartzo-sienito porfirítico (NPqsp) e monzogranito equigranular fino
(NPmef). Destas, as fácies NPsp e NPqsp são as mais representativas, compondo mais de 90%
da área de rochas ígneas aflorantes.
As características petrológicas dessas fácies (composição mineralógica, textura e
estruturas; mais detalhes disponíveis na seção 4 Petrografia e na tabela 4) permitem enquadrar o
corpo granítico mapeado como pertencente a Suíte Granítica Valsungana, maciço sul, conforme
as descrições de Basei et al. (2011). O maciço consiste em um corpo com forma ovóide, alongado
na direção NE, composto majoritariamente por sienogranitos e monzogranitos porfiríticos e com
xenólitos das rochas encaixantes. Os xenólitos são em sua maioria de xistos da Formação
Botuverá, muitas vezes submetidos a intenso metamorfismo de contato e, portanto, podendo ser
classificados como hornfels; por vezes são encontrados enclaves microgranulares máficos.
Constituem corpos ovóides de dimensões desde decimétricas até hectométricas, sem evidências
de fusão.
A presença de biotita e hornblenda em proporções similares permite classificar os
granitóides dessa suíte como do tipo I, possivelmente caledonianos (continental arc na fig. 29
cuidar que as legendas estão invertidas na 29 e 30). Granitóides formados nesses ambientes são
40
tipicamente meta-aluminosos a peralcalinos, originados a partir de fusões mantélicas com
contribuições crustais formadas em decorrência de processos de subducção. Podem ser
classificados como granitóides alcalinos hibridos (HCA) segundo Barbarin (1990), como granitóides
de arcos vulcânicos (VAG) segundo Pierce et al. (1984), e como granitos de arco continental
(CAG) segundo Maniar & Piccoli (1989) (Fig. 29).
Fig. 29 - Diagrama de classificação de granitóides baseada no contexto geotectônico; baseado em Pitcher
(1983, 1993) e Barbarin (1990). Fonte: Winter (2001).
Segundo Winter (2001), a presença e tamanho dos fenocristais permite averiguar aspectos
gerais quanto as condições de temperatura no momento da colocação da câmara magmática. Se
compararmos a taxa de nucleação e a taxa de crescimento de cristais em uma câmara magmática
(Fig. 30a), e considerarmos o material partindo da fusão, torna-se clara a necessidade de taxa de
resfriamento lento (Ta na Fig. 30a) para gerar uma rocha porfirítica, uma vez que a formação de
poucos cristais de tamanho grande (fenocristais) é favorecida em altas temperaturas.
A presença dos xenólitos, somada as lineações de orientação mineral subhorizontais, que
não exibem orientação preferencial ao longo de todo o batólito, e aos raros planos de foliação
magmática, permite inferir proximidade ao topo da câmara magmática. Nesse contexto, os
xenólitos representariam porções das rochas encaixantes incorporadas durante a colocação do
batólito ou porções das encaixantes não completamente erodidas termicamente.
41
Fig. 30 - a) Curvas de taxa de nucleação e de cristalização de um mineral a partir de um magma,
considerando diferentes taxas de resfriamento (Ta, Tb e Tc); fonte: Winter (2011). b) Trajetórias das séries
magmáticas no diagrama QAP propostas por Lameyre & Bowden (1982). Fonte: Wernick (2004).
Os enclaves microgranulares máficos, por sua vez, podem indicar dois processos distintos.
Por um lado, podem representar restos de teto, sendo portanto porções do próprio magma
cristalizadas nas bordas da câmara. Todavia, esperaria-se ver gradação de composições dentro
do corpo granítico, com membros progressivamente mais ácidos rumo ao centro devido a
diferenciação progressiva do magma, feição esta ausente nas rochas mapeadas. Uma segunda
hipótese seria considerar os enclaves como indicativos de mingling de magmas (mistura
incompleta entre magma mais ácido e mais básico), o que também apontaria para possível
contribuição mantélica das fusões (Didier 1987). Segundo Slaby & Gotze (2004), a presença de
fenocristais grandes (como é o caso das fácies porfiríticas) seria favorecida pela presença de
magmas distintos, uma vez que isso facilitaria a migração de elementos e, portanto, facilitaria o
crescimento dos cristais.
7.3 Séries magmáticas e possíveis mecanismos de colocação
A ocorrência de leucosienogranitos do Grupo Brusque não permite uma adequada
classificação de sua série magmática, possibilitando apenas conclusões baseadas em correlações
com a bibliografia. Contudo, as dimensões do corpo permitem corroborar a hipótese de Phillip et
al. (2004), que consideram os granitóides como formados a partir de reciclagem crustal.
As rochas da Suíte Granítica Valsugana, devido a maior disponibilidade de dados, podem
ser classificadas quanto a série magmática. Ao plotar as composições das amostras coletadas em
diagrama QAP de Streckeisen (Fig. 31), notam-se dois trends principais. O primeiro pode ser
aproximadamente correlacionado a um intermediário entre os trends das séries alcalina e sub-
alcalina potássica de Lameyre & Bowden (1982), aproximando-se mais do primeiro (séries 5 e 6
42
A
B
da Fig. 30b); ele corrobora a classificação dos granitóides como do tipo I caledoniano. O segundo
pode ser aproximado como intermediário entre os trends das séries trondhjemítica e granodiorítica
Fig. 31 - Diagrama QAP de Strackeisen, com classificações modais das amostras de granitóides da Suíte
Granítiva Vansulgana das 5 equipes de mapeamento.
dos mesmos autores, aproximando-se mais da segunda (séries 2 e 3 da Fig. 30b). Todavia, a
grande dispersão dos dados e escassez de amostras não permite estabelecer conclusões
precisas, deixando a classificação acima feita como uma hipótese a ser melhor investigada.
Em relação a mecanismos de colocação do batólito, é clara a sua colocação tardi-
orogênica, uma vez que nenhuma das estruturas deformacionais observadas nas rochas
encaixantes é encontrada nos granitóides. Pode-se inferir que a colocação do maciço se deu
através de processo de stopping, que consiste na ascensão do magma associado a assimilação
de pedaços das rochas encaixantes, resultando na formação de xenólitos (Patterson et al., 1991).
Tal processo se deu tardiamente as principais fases de deformação que afetaram as rochas
encaixantes, em período de alivio das tensões vinculadas a colisão continental (mais detalhes na
seção 11 Evolução geológica), fato evidenciado pela orientação NE e assimetria do corpo.
8 Estratigrafia
Foram identificadas quatro unidades litoestratigráficas na área mapeada, sendo elas
sedimentos recentes, Província Ígnea Serra Geral, Suíte Granítica Valsungana e Formação
Botuverá (pertencente ao CMB). O empilhamento estratigráfico está resumido na Fig. 32. Ele foi
baseado em relações de corte vistas em campo, em feições observadas na escala de fotografia
aérea e de sensor (imagens de satélite do Google Earth), e na disposição estrutural (sobretudo
nas unidades metassedimentares).
Os contatos entre as unidades, em sua quase totalidade, não foram observados em
campo; apenas o contato entre as rochas metassedimentares da Formação Botuverá e os
granitóides da Suíte Granítica Valsungana foi visto em alguns afloramentos. Consequentemente, o
traçado dos contatos no mapa (Anexo 1) foi baseado em interpretação de fotografias aéreas e
imagens de satélite do Google Earth. Eles são, em sua maioria, inferidos, sendo encobertos nas
43
regiões onde ocorrem por sedimentos recentes. As linhas que separam as sub-unidades da
Formação Botuverá (filitos e xistos), a Formação Botuverá dos hornfels, e as fácies de granitóides
umas das outras representam contatos graduais. Já as linhas que separam os granitóides das
rochas metassedimentares (afetadas ou não por metamorfismo de contato), os diques das rochas
encaixantes e os sedimentos recentes das demais unidades representam contatos abruptos.
Fig. 32 - Coluna estratigráfica da área mapeada, também disponível como parte do Anexo 1.
O empilhamento estratigráfico foi baseado em relações de corte e na disposição das
estruturas no interior das unidades. Os sedimentos recentes, por serem sedimentos, portanto
inconsolidados, e recobrirem porções de todas as demais unidades, foram facilmente
discriminados como unidade geológica mais nova. Seguindo em ordem cronológica decrescente
(da unidade mais nova para a mais antiga), a segunda unidade é representada pelos diques de
diabásio, não cortados por nenhuma estrutura. Seguem os granitóides da Suíte Granítica
Valsungana e auréola de hornfels associada, ambos cortados pelos sistemas de fraturas e falhas
e discordantes à unidade mais antiga, a Formação Botuverá.
A Formação Botuverá é representada por intercalação entre rochas metassedimentares
diversas, incluindo xistos, filitos, rochas silicáticas com carbonato e quartzitos. A unidade foi
dividida em duas sub-unidades, compostas respectivamente por filitos (aflorando sobretudo na
porção NW do mapa) e xistos (aflorando sobretudo nas porções central e SW), devido a ampla
predominância desses dois tipos litológicos com relação aos demais (que constituíam apenas
corpos métricos não mapeáveis). A interpretação estrutural dessa unidade, resumida na seção
geológica presente no Anexo 1, permite colocar a unidade filítica como mais recente, uma vez que
44
ocupa as porções superiores das sinformes interpretadas. Sua maior idade é atestada, também,
pela intensa deformação a qual foi submetida, que não é observada em nenhuma das outras
unidades
8.1 Ambientes sedimentares da Formação Botuverá
Quatro litotipos principais foram indentificados na Formação Botuverá: quartzo-sericita
filitos, quartzo-muscovita xistos, rochas silicáticas com carbonato e quartzitos. Em todas as rochas
foram encontrados cristais de biotita, porfiroblastos de granada por vezes completamente
substituídos por clorita, e raras ocorrências de stillplomelano, carbonato e grafita. De acordo com
Butcher & Grapes (2011) e Best (2012), esses tipos litológicos e suas paragêneses associadas
(ver seção 4 Petrografia e 6 Metamorfismo para detalhes das assembléias minerais) formam-se a
partir de protólitos metassedimentares. A presença de quantidades consideráveis de quartzo,
presente em todos os litotipos, e de quartzitos, além da granulação de modo geral fina das rochas,
permite inferir possível ambiente deposicional rico em areia fina. A presença de rocha silicática
com carbonato e de xistos com carbonato indica ambiente sedimentar onde carbonatos são
estáveis, sejam de origem clástica ou precipitados quimicamente. Por fim, a abundância de
filossilicatos, sobretudo muscovita, indica a possível participação de rochas pelíticas.
Com base nessas informações, pode-se inferir um ambiente de mar raso, possivelmente
associado a canais de delta e talvez associado a porções proximais de plataforma carbonática
com abundante influência continental. Os filitos e xistos formariam-se a partir dos pelitos, ritmitos e
arenitos finos das porções distais do sistema costeiro ou continental?, onde a deposição das
frações sedimentares mais finais, possivelmente dominada por processos de decantação,
predomina. Os quartzitos formariam-se a partir dos canais, onde se concentram sedimentos
arenosos de granulação um pouco maior e maior maturidade mineralógica. Como os canais teriam
no máximo larguras métricas e espessuras de dimensão próxima, sua distribuição tornaria-se
irregular, sobretudo após diversas fases de dobramento, característica observada na área. Por
fim, os xistos com carbonato e as rochas silicáticas com carbonato formariam-se nas
proximidades de plataformas carbonáticas, nas porções onde há deposição de sedimentos
siliciclásticos e precipitação de carbonatos (Posamentier & Walker 2006).
9 Geologia econômica
Com desenvolvimento econômico amplamente voltado para a indústria têxtil de vestuário,
Brusque tem pouca tradição em mineração. Collaço (2003) aponta que na região, durante o ano
de 2001, o número de empregos ofertados pelo extrativismo mineral era de 217 vagas, enquanto
que a área exploração de minerais não-metálicos contava com cerca de 2749 vagas.
Não foram observadas minerações ativas na área estudada, mas é possível identificar
potenciais exploratórios de pequeno porte que podem ser de uso local para a construção civil,
como areia que pode ser dragada do rio Itajaí-Mirim ou retirada de granitos que apresentam
elevado grau de alteração e estão altamente desagregados.
O sienogranito porfirítico é uma rocha de ampla ocorrência na área estudada. Os
fenocristais de feldspato alcalino podem ser explorados, a depender de estudos mais específicos.
45
Os cristais de feldspato não são lavrados pelo potássio para uso na indústria de fertilizantes, uma
vez que não são solúveis em água e sua estrutura é dificilmente rompida por meios artificiais (Luz
et al. 2008).
O feldspato comercial deve ter teores mínimos de 10% de K2O e 7% de Na2O (Luz et al.,
2008, apud Harben 1994). Segundo Luz et al. (2008), o consumo deste mineral ocorre
principalmente na indústria de cerâmica e colorifícios. Apesar de não ser muito comum a lavra de
feldspatos graníticos, se os cristais chegam a 60% na rocha a exploração é viável.
Os granitos não alterados da área podem ser explorados para rocha ornamental, e,
juntamente aos outros litotipos não alterados, tem potencial de uso para brita na pavimentação de
estradas rurais. Devido a presença de extinção ondulante nos quartzos e eventualmente em
outros cristais, não é recomendável o uso como dessas rochas como brita juntamente ao cimento.
Uma pesquisa referente às áreas requeridas ao DNPM (Fig. 33) mostra que os bens
minerais mais visados para a área estudada são saibro, argila, ouro e areia próximos ao rio Itajaí-
Mirim. Em sua maioria os requerimentos estão em fase de autorização de pesquisa.
Fig. 33 - Áreas requeridas ao DNPM para pesquisa mineral. O polígono vermelho delimita a área estudada
neste trabalho. Os requerimentos são para argila (amarelo), saibro (verde), areia (verde amarelado), ouro
(laranja) e em marrom os não cadastrados (modificado de DNPM sigmine ).
2
O depósito de Cavalo Branco próximo a Botuverá, município vizinho a Brusque, é
caracterizado por um filão de quartzo aurífero encaixado nas rochas metapelíticas do Grupo
Brusque. Na região também é minerado wolfrâmio. A gênese interpretada para o depósito está
ligada ao corpo de granito e a fraturas conjugadas. Ouro, pirita, calcopirita e galena cristalizaram
na zona fílica e, devido ao cisalhamento, os veios de quartzo foram deformados; a ação de fluídos
Consulta no portal http://sigmine.dnpm.gov.br/webmap/ em set. 2016.
2
46
hidrotermais remobilizou os minerais de minério e alteraram as rochas encaixantes (Biondi et al.
2007). A proximidade com os depósitos de Cavalo Branco e feições semelhantes, como veios de
quartzo boudinados, justificam a existência de áreas requeridas para estudo de potenciais setores
para exploração de ouro.
10 Geologia ambiental
Na área mapeada é possível identificar diversos passivos ambientais provenientes da
interação entre meio físico e antrópico. Em sua pesquisa, Nascimento & Roedel (2013)
constataram que, para a população de Brusque, os principais problemas ambientais do município
são enchentes, poluição da água e desmatamento. Tais problemas também foram constatados
durante a realização deste trabalho, aos quais se acrescentam ainda os movimentos de massa.
Apesar de não ter sido identificado durante a realização deste trabalho, historicamente o
Vale do Itajaí é atingido por inúmeras enchentes. Mafra Junior (2007) destaca que o rio Itajaí-
Mirim recebe contribuições de volume d'agua de outras regiões a montante, por isso a população
deve sempre estar alerta aos períodos chuvosos e avisos da defesa civil. Como observado na Fig.
34, as enchentes atingem as áreas mais baixas e planas, de maior densidade populacional.
Fig. 34 - Regiões atingidas por enchentes em Brusque. Nível de água a 7m (azul) e 15m (rosado). Área IV
no polígono vermelho (modificado de Defesa Civil Brusque)
47
Mafra Junior (2007) atribui os problemas com alagamento e crescimento populacional
como causa para ocupação dos morros na região de Brusque, por se tratarem de residências,
possivelmente os loteamentos não são realizados com estudo detalhado. Os cortes de taludes
feitos de maneira inadequada, somados às modificações dos sistemas de drenagem, propiciam os
movimentos de massa. Essa situação foi amplamente observada durante as etapas de campo e
os desmoronamentos, uma recorrente reclamação dos habitantes locais.
Na área mapeada foram observadas árvores e postes deslocados, evidenciando feições
de rastejo, que são movimentos lentos e contínuos que ocorrem em taludes e não estão
associados a um plano de ruptura (Oliveira 2010). Existem diversas cicatrizes de escorregamento
com tamanhos variados, algumas com geometria em cunha. Os escorregamentos são
movimentos rápidos que podem envolver solo, rocha ou ambos. Entre os agentes deflagradores
dos momentos de massa estão a água da chuva, associada ao desmatamento, erosão, variação
do nível freático, e contribuição antrópica (Oliveira 2010). Segundo Mafra Junior (2007), nas
regiões graníticas o perfil de solo é bastante variado devido as diferenças granulométricas da
rocha. O horizonte RA, quando exposto, é propenso a quedas de blocos; o horizonte C tem baixa
coesão e alto ângulo de atrito. Desse modo, o corte de taludes deve ser minuciosamente
estudado para que se evite quedas de blocos e deslizamentos.
O Itajaí-Mirim é o principal rio da região. Todo o desenvolvimento de Brusque se deu em
suas margens e, como grande parte dos rios em áreas urbanas, não encontra-se no estado ideal.
A falta de mata ciliar, atividade pecuária e criação de outros animais, atividade industrial têxtil e
falta de políticas públicas de saneamento são responsáveis pela degradação do rio.
Minnati-Ferreira & Beaumord (2004) analisaram cinco microbacias do rio Itajaí-Mirim, no
município de Brusque (Fig. 35a), utilizando protocolos de avaliação rápida de integridade
ambiental. As microbacias do rio Peterstrasse, rio Águas Claras, e rio Bateas estão localizadas em
área urbana. As duas primeiras apresentam, além de esgoto domiciliar, vestígios de efluentes da
industria têxtil. Na área rural foram avaliadas as microbacias do rio Limeira e a do rio do Cedro.
Em ambas, a mata ciliar foi substituída por pastos para atividade pecuária, o que possivelmente
resultou no assoreamento do rio Limeira. A área estudada nesse trabalho inclue partes das
microbacias do rio Águas Claras e rio do Cedro.
11 Evolução geológica
A área mapeada consiste em setores do CMB e da SGV. Essas unidades estão inseridas
dentro do domínio central do Cinturão Dom Feliciano, entre as faixas Ribeira e Araçuaí, que está
incluso na Província Mantiqueira. De acordo com Hasui et al. (2012), a Província Manqueira é
uma faixa móvel Neoproterozoica, relacionada a complexa história tectônica de fechamento e
abertura de oceanos ligada a formação do supercontinente Gondwana (Fig. 35b). As rochas hoje
aflorantes nessa região formaram-se a partir de diversos processos deformacionais resultantes de
colisões cratônicas durante o Pré-Cambriano. Essas colisões resultaram na deformação (de
natureza essencialmente dúctil) e metamorfismo de rochas sedimentares de antigas bacias
oceânicas durante a formação de orógenos, nos quais, posteriormente, se inseriram granitóides
diversos. Essas rochas permaneceram em domínio relativamente estável até a separação entre
48
América do Sul e África, quando foram submetidas a sistemas deformacionais rúpteis associado a
um aulacógeno (principalmente fraturamento) e cortadas por diques e soleiras da Província Ígnea
Serra Geral (Hasui et al. 2012, Arioli & Litch 2013).
Fig. 35 - a) Mapa das microbacias hidrográficas do município de Brusque (Minnati-Ferreira, Beaumord,
2004; retirado de Riffel 2002). b) Figura esquemática ilustrando o supercontinente Gondwana e os diversos
crátons e faixas móveis que o compuseram, com destaque para a área aproximada da Província
Mantiqueira e seu equivalente na África. Fonte: Gray et al. (2008).
11.1 Modelo evolutivo proposto para o CMB
A predominância de filitos e xistos ricos em filossilicatos e quartzo, associada a ocorrências
de quartzitos e rochas silicáticas com carbonato, permite assumir os protólitos das rochas do CMB
mapeadas como pelitos a pelitos arenosos. Sua disposição permite inferir ambiente costeiro distal
a marinho raso, com influência de delta continental (responsável sobretudo pela formação dos
protólitos dos quartzitos) e talvez associado a plataformas carbonáticas (onde se formaram os
protólitos das rochas silicáticas com carbonato). Nesse contexto, predominariam arenitos finos,
folhelhos e talvez sequências turbidíticas e ritmitos. Essas rochas teriam sido submetidas a
deformação decorrente do fechamento do oceano onde foram depositadas, possivelmente devido
a colisão entre os crátons Rio de La Plata e Luiz Alves.
As relações texturais entre as superfícies e entre as paragêneses metamórficas, bem
como as orientações relativas entre essas superfícies, permitem supor um