Relatório para conclusão do curso de geologia UFPR. á

1. UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ
SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Gabriel Felipe Moretti
Ricardo Alves de Oliveira
Roberto Cambruzzi
RELATÓRIO DE GRADUAÇÃO REFERENTE A ÁREA
REGIÃO DO BAIRRO DOM JOAQUIM-BRUSQUE,SC
CURITIBA - PR
Dezembro / 2010

2. GABRIEL FELIPE MORETTI
RICARDO ALVES DE OLIVEIRA
ROBERTO CAMBRUZZI
RELATÓRIO DE GRADUAÇÃO REFERENTE A ÁREA
REGIÃO DO BAIRRO DOM JOAQUIM-BRUSQUE,SC
Trabalho referente à disciplina Relatório de
Graduação do curso de Geologia pela
Universidade Federal do Paraná, ministrada
pelos professorores Carlos Eduardo de
Mesquita Barros, Eleonora Maria Gouvêa
Vasconcellos, Elvo Fassbinder e João Carlos
Biondi , durante o segundo semestre de
2010.
CURITIBA - PR
Dezembro / 2010

3. 3
AGRADECIMENTOS
Agradecemos primeiramente aos nossos pais pelo suporte, aos irmãos,
amigos, familiares e colegas em geral pelo apoio.
Agradecemos à instituição UFPR, pela oferta deste apaixonante curso
de graduação.
Agradecemos à UFPR e ao departamento de Geologia, pela disposição
de laboratórios didáticos de microscopia, como o LAMIR (Laboratório de
Análise de Minerais e Rochas), que cede seu espaço para que os alunos
possam descrever seções delgadas quando os demais laboratórios de
microscopia estão ocupados e ainda por permitir o uso de sua câmera para a
obtenção das fotomicrografias, sem a qual seria impossível obter
fotomicrografia para este trabalho.
Agradecemos também ao setor de transportes por nos emprestar seus
veículos e motoristas que compreendiam a nossa atividade e nos ajudavam em
muitos casos.
Agradecemos à EPAGRI (Empresa de Pesquisa Agropecuária e
Extensão Rural de Santa Catarina), que forneceu gratuitamente e de forma
aberta as cartas topográficas vetorizadas da região.
Agradecemos à Secretaria de Estado de Desenvolvimento de Santa
Catarina pelo empréstimo das fotos aéreas em escala 1:25.000 datadas de
1980, estas foram fotocopiadas e devolvidas a instituição.
Nosso muito obrigado àquelas pessoas que nos permitiram adentrar em
suas propriedades particulares, pois sem a colaboração destas pessoas muito
desse mapa não seria possível de ser realizado.
Agradecemos em especial ao menino Alex, sua irmã menor Camila e à
mãe de ambos por nos mostrarem em um domingo de almoço com a família,
um bloco de Granito que havia no meio da cozinha da residência destas
pessoas, bloco mantido no local durante a construção da residência. Também
agradecemos ao menino que estava em uma antiga frente de lavra de xisto e,
com uma técnica invejável, descobrindo planos de fratura que, quando
quebrados, vertiam água.
Agradecemos ao colega Luiz Clésio por nos emprestar sua Marreta de
3,0 Kg, importante para pegar amostras.

4. 4
RESUMO
O trabalho realizado no Município de Brusque, estado de Santa Catarina,
resultou em um mapa geológico 1:10.000 onde ocorrem os litotipos xisto, filito, granito,
hornfels e sedimentos recentes. As estruturas observadas nos xistos foram
organizadas em 4 fases de deformação: D1, que formou a xistosidade S1; D2, que
formou a xistosidade S2 (atingiu pico metamórfico na fácies Xisto Verde, Zona da
Granada); D3, que é associada a zonas de cisalhamento e gerou uma xistosidade
incipiente com atitude média N55E/vertical, que corta a xistosidade penetrativa S2; e
D4, que não possui metamorfismo associado e é possível que seja uma reativação da
falha gerada em D3.
As estruturas dos filitos também foram organizadas dentro das mesmas fases
de deformação, mas as respostas reológicas dos filitos são diferentes das dos xistos,
resultando em estruturas menos desenvolvidas. É provável que o pico metamórfico
nos filitos tenha ocorrido na fácies Xisto Verde, Zona da Biotita. Há a possibilidade de
que os xistos e os filitos tenham sido posicionados lateralmente por cisalhamento.
Os granitos são sin-tectônicos pós-colisionais, de tipologia I Caledoniana. A
ascensão do magma se deu através de uma zona de cisalhamento que atingiu
grandes profundidades e criou condições para a gênese do magma. Foram
classificadas quatro fácies com base na textura: Porfirítico Grosso, Heterogranular
Seriado, Equigranular Médio e Leucogranitos, sendo esta a provável sequência de
formação dos mesmos.
Sabe-se que os granitos foram formados posteriormente a S2, mas há
incerteza quanto à intrusão ser sin- ou pós-D3. A intrusão dos granitos gerou, além da
deformação nos planos S2, a formação de hornfels por metamorfismo termal, sendo
essa a ultima fase de metamorfismo encontrada na área.
As rochas metamórficas e os granitos foram cortadas por diques de rocha
básica de direção N44W.
E por fim ocorre a formação dos depósitos inconsolidados, como níveis
conglomeráticos encontrados em muitos locais da área e em especial nas planícies
das principais drenagens da área.

5. 5
ABSTRACT
The work carried out in the city of Brusque, Santa Catarina, resulted in a
1:10,000 geological map comprised of the following lithotypes: schist, phyllite, granite,
hornfels and recent sediments. The structures observed in schists were organized into
four phases of deformation: D1, which formed the schistosity S1; D2, which formed the
S2 foliation (metamorphic peak reached the Garnet Zone of the Greenschist Facies);
D3, which is associated to shear zones and generated an incipient foliation with
average orientation of N55E/vertical which cuts the penetrative schistosity of the area
(S2); and D4, which has no associated metamorphism, and may be a reactivation of
the fault generated in D3.
The structures observed in the phyllites were also organized in the same 4
phases of deformation, but the rheological answers are different between schsits and
phyllites, resulting in less-developed structures. It is likely that the metamorphic peak in
phyllites occured in the Biotite Zone of the Greenschist facies. There is the possibility
that the schists and phyllites have been placed side by side by shearing.
The granites are syn-tectonic, post-collisional of I Caledonian typology. The
ascent of magma took place through a shear zone that reached great depths and
created conditions for the genesis of the magma. Four facies were classified based on
texture: Coarse Porphyritic, Heterogranular Seriated, Equigranular and Leucogranite,
this being the likely sequence of their formation.
It is known that the granites were formed after S2, but there is uncertainty
regarding the intrusion being syn-or post-D3. The intrusion of the granites generated, in
addition to the deformation in the S2 plans, the formation of hornfels by thermal
metamorphism, which is the last phase of metamorphism found in the area.
The metamorphic rocks and granites are cut by dykes of basic rock that have
the average direction of N44W.
And finally there is the formation of unconsolidated deposits, such as
conglomeratic levels found in many places in the area and especially in the plains of
the major drainages in the area.

6. 6
SUMÁRIO
1. INTRODUÇÃO ............................................................................................................... 10
2. LOCALIZAÇÃO ............................................................................................................... 11
2.1 – VIAS DE ACESSO .......................................................................................................................... 12
3. MATERIAIS E MÉTODOS ........................................................................................... 13
4. FISIOGRAFIA ................................................................................................................. 14
5. GEOLOGIA REGIONAL ................................................................................................ 15
5.1 – PROVÍNCIA DA MANTIQUIERA .................................................................................................... 15
5.2 – ORÓGENO DOM FELICIANO ......................................................................................................... 17
5.3 – COMPLEXO GRANULÍTICO DE SANTA CATARINA ......................................................................... 20
5.4 – COMPLEXO BRUSQUE.................................................................................................................. 22
5.5 – SUÍTE VALSUNGANA .................................................................................................................... 24
5.6 – COMPLEXO ÁGUAS MORNAS ...................................................................................................... 26
5.7 – BATÓLITO DE FLORIANÓPOLIS ................................................................................................. 28
5.8 – BACIA DO ITAJAÍ .......................................................................................................................... 30
5.9 – GRANITO SUBIDA ........................................................................................................................ 32
5.10 – ENXAME DE DIQUES FLORIANÓPOLIS ........................................................................................ 33
5.11 – DIQUES MESOZÓICOS ................................................................................................................ 34
6. GEOLOGIA LOCAL ........................................................................................................ 37
6.1 – COMPLEXO BRUSQUE.................................................................................................................. 37
6.2 – SUÍTE VALSUNGANA .................................................................................................................... 39
6.3 – SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS ................................................................................................. 41
7. PETROGRAFIA .............................................................................................................. 42
7.1 – XISTOS ......................................................................................................................................... 42

7. 7.2 – FILITOS ........................................................................................................................................ 50
7.3 – HORNFELS ................................................................................................................................... 53
7.4 – GRANITOS ................................................................................................................................... 55
7.5 – DIQUES BÁSICOS ......................................................................................................................... 57
8. GEOLOGIA ESTRUTURAL .......................................................................................... 61
8.1 – ESTRUTURAS DO COMPLEXO BRUSQUE ...................................................................................... 61
8.1.1 – SUPERFÍCIE S1 .......................................................................................................................... 61
8.1.2 – SUPERFÍCIE S2 .......................................................................................................................... 64
8.1.3 – SUPERFÍCIE S3 .......................................................................................................................... 69
8.1.4 – FOLIAÇÃO MILONÍTICA ............................................................................................................. 71
8.2 - SUPERFÍCIE S4 ........................................................................................................................... 72
8.3 – FOLIAÇÃO MAGMÁTICA .............................................................................................................. 74
8.4– TECTÔNICA RUPTIL ....................................................................................................................... 77
8.4.1 – FALHAS ..................................................................................................................................... 77
8.4.2 – FRATURAS ................................................................................................................................ 79
8.5 – DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ........................................................................................................ 81
9 METAMORFISMO ......................................................................................................... 86
9.1 – METAMORFISMO REGIONAL (M1 E M2) ...................................................................................... 86
9.2 – METAMORFISMO DINÂMICO (M3) .............................................................................................. 88
9.3 – METAMORFISMO DE CONTATO (MC) .......................................................................................... 89
10 - MAGMATISMO ....................................................................................................... 91
10.1 – GRANITO PORFIRÍTICO GROSSO ................................................................................................ 91
10.2 – GRANITO HETEROGRANULAR SERIADO ..................................................................................... 91
10.3 – GRANITO EQUIGRANULAR MÉDIO............................................................................................. 92
10.4 – LEUCOGRANITO. ........................................................................................................................ 92
10.5 – RELAÇÃO MAGMATISMO X DEFORMAÇÃO. .............................................................................. 93

8. 10.6 – TIPOLOGIA DOS MAGMAS ......................................................................................................... 93
10.7 – ORIGEM DO MAGMA. ............................................................................................................... 94
10.8 – ORIGEM DOS MEGACRISTAIS .................................................................................................... 94
10.9 – COMPARAÇÃO BIBLIOGRÁFICA ................................................................................................. 95
10.10 – GEOCRONOLOGIA.................................................................................................................... 96
10.11 – DIQUES DE DIABÁSIO .............................................................................................................. 96
11 - ESTRATIGRAFIA ................................................................................................... 97
11.1 – COMPLEXO METAMÓFICO BRUSQUE ........................................................................................ 97
11.2 – SUÍTE VALSUNGANA .................................................................................................................. 98
11.3 – HORNFELS ................................................................................................................................. 99
11.4 – DIQUES DE ROCHA BÁSICA ...................................................................................................... 100
11.5 – SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS ............................................................................................. 100
12 - EVOLUÇÃO GEOLÓGICA ................................................................................... 103
12.1 – AMBIENTE DE DEPOSIÇÃO ....................................................................................................... 103
12.2 – EVOLUÇÃO DA BACIA .............................................................................................................. 104
12.3 – MAGMATISMO E METAMORFISMO DE CONTATO ................................................................... 106
12.4 – DEPÓSITOS SEDIMENTARES CENOZÓICOS E RELEVO ............................................................... 107
13 -GEOLOGIA ECONÔMICA . .................................................................................. 110
14 -GEOLOGIA AMBIENTAL .................................................................................... 115
15 CONCLUSÕES ......................................................................................................... 119
16 -MAPAS TEMÁTICOS ........................................................................................... 122
16.1- Mapa de Direitos Minerários .................................................................................................... 122
16.2- Mapa Geológico Simplificado e Elevação da Região do Bairro Dom Joaquim-Brusque-SC.. ....... 122
17 -REFERÊNCIAS BILBIOGRÁFICAS ................................................................... 123

9. 18 -FICHAS DE DESCRIÇÃO. .................................................................................... 125

10. 10
1. INTRODUÇÃO
Este relatório é parte da disciplina Relatório de Graduação e é referente
ao Mapa Geológico da Região do Bairro Dom Joaquim – Brusque, SC na
escala 1:10.000, que foi o produto final da disciplina de Mapeamento de
Graduação, ofertadas pelo Departamento de Geologia da Universidade Federal
do Paraná como pré-requisitos para obter a Graduação em Geologia da
Universidade Federal do Paraná.
Os professores orientadores deste trabalho são Carlos Eduardo de
Mesquita Barros, Eleonora Maria Gouvêa Vasconcellos, Elvo Fassbinder e
João Carlos Biondi.
A equipe que, sob orientação dos professores nomeados acima, gerou o
mapa geológico referido acima e este Relatório de Graduação da Região do
Bairro Dom Joaquim – Brusque, SC é composta pelos estudantes de
graduação Gabriel Felipe Moretti, Ricardo Alves de Oliveira e Roberto
Cambruzzi.
Este relatório objetiva apresentar os dados geológicos de modo
organizado, coerente, sucinto e objetivo. O relatório pretende explicar as
relações entre as diversas rochas encontradas na área cartografada, suas
composições minerais, suas estruturas e os processos pelos quais essas
rochas passaram. Outro objetivo é propor hipóteses plausíveis sobre a
evolução geológica das rochas presentes no Mapa. Serão também
apresentadas análises de aspectos relevantes da geologia ambiental e
econômica presentes na área.
Por fim, este relatório tem como objetivo atestar que os membros da
equipe possuem condições de receber a graduação em Geologia.

11. 11
2. LOCALIZAÇÃO
Figura 1 – Mapa do Brasil com o estado de Santa Catarina em destaque à esquerda e acima; à
direita e acima são mostradas as divisas do estado de Santa Catarina, com os municípios de
Guabiruba, Brusque e Botuverá destacados; abaixo e à esquerda são mostradas as divisas dos
municípios citados com a área de mapeamento locada, (Modificado IBGE,2010); e abaixo e à
direita é mostrada a articulação das 4 áreas de mapeamento de 2009, sendo este relatório
referente à área 8.
A área trabalhada possui 36 km², ou 3600 ha, ou ainda 4 lados iguais de
6km, tendo vértice NW 700.000/6.998.000 ou -48°
58’55, 8”/-27°
07’33,4” e
vértice SE 706.000/6.992.000 ou -48°
55’14,4” N / -27 °
10’45,1” E (Figura 1). O
sistema de coordenadas utilizado no mapeamento é Universal Transversa de
Mercator (UTM), tendo como o datum horizontal South American Datum 1969
(SAD-69), e datum vertical o marégrafo de Imbituba, no estado de Santa
Catarina. A base utilizada foi a Folha de Brusque 1:50.000 (SG.22-Z-D-II-1).

12. 12
2.1 – VIAS DE ACESSO
Partindo-se de Curitiba, segue-se pela BR-376 sentido Santa Catarina,
por aproximadamente 90 km, que depois passa a ser numerada como BR-101,
segue até Itajaí, por mais 120 Km, depois entra-se à direita em uma estrada de
acesso e segue-se pela BR-486 (Rod. Antônio Heil) por mais 25 Km até chegar
no município de Brusque. Então segue-se pela BR-486, que passa a ter nomes
de ruas e avenidas no interior do município (exemplos: Rua Maximiliano
Fürbinger e Rua dos Cedros), e, finalmente, a área encontra-se a cerca de 5
km do centro do município de Brusque.
Se partirmos de Florianópolis-SC é necessário seguir pela BR-101
sentido norte por cerca de 90 km e entrar à esquerda na BR-486 em Itajaí. A
partir daí o trajeto é o mesmo do trajeto acima.

13. 13
3. MATERIAIS E MÉTODOS
A primeira etapa para a realização deste trabalho consistiu em trabalhos
em cima de fotografias aéreas da área utilizando estereoscópios de espelho e
de bolso. Com base nesse trabalho foi composto um mapa fotogeológico da
área.
Foram feitas saídas de campo nas quais eram utilizados diversos
instrumentos, tais como: mapas, imagens aéreas e de satélite, bússola (tipo
Brunton), GPS, martelo de geólogo, enxada de mão, marretas, câmeras
fotográficas, cadernetas, escalas, etc.
Em seguida aos trabalhos de campo foram feitos trabalhos de escritório
e discussões e assim, foi gerado um mapa geológico preliminar e, depois o
Mapa Geológico definitivo.
Durante as etapas de campo foram coletadas inúmeras amostras que,
após uma triagem, foram selecionadas algumas para laminação. As lâminas
foram descritas em microscópios petrográficos de luz transmitida nos
microscópios disponibilizados pelo departamento de Geologia, no Laboratório
Didático de Microscopia, no Laboratório de Microscopia Aplicado à Cartografia
(LAMAC), e no Laboratório de Análises de Minerais e Rochas (LAMIR).
Na descrição de rochas ígneas plutônicas e vulcânicas foram usados os
diagramas de Le Maitre (1989). Foi utilizado o método de classificação de
cristais de plagioclásio pelo teor de anortita de Michel-Levy. Foi usada a
Classificação Morfológica de Foliações ao Microscópio Óptico, de Powel (1979)
e Borradaile et al. (1982). Para a classificação de dobras foi usada a
classificação de Fleuty (1964). Foi utilizada a definição de fácies de Turner
(1981) para a classificação das fácies metamórficas.
Foi utilizada a Rede de Schmidt-Lambert para plotar e interpretar as
atitudes das diversas estruturas estudadas. Para tal fim foi utilizado o software
StereoNett 2.46, que é do tipo shareware (distribuição gratuita).

14. 14
4. FISIOGRAFIA
A morfologia do terreno varia de acordo com o litotipo. Nas áreas onde
ocorrem rochas metassedimentares correlatas ao Complexo Metamórfico
Brusque, os morros tendem a ter topos estreitos e muitas vezes alinhados,
encostas íngremes e vales estreitos.
As áreas de rochas ígneas plutônicas, neste caso granitóides
associados à Suíte Valsungana, mostram uma morfologia do terreno na qual há
predominância de morros de cumes agudos. É onde são encontradas as
maiores altitudes da área de estudo e os flancos dos morros são bastante
íngremes.
O sistema de drenagem predominante é dendrítico denso com
densidade da ordem de 1,55km/km² (CPRM,1995) com padrão retangular.
Esse sistema de drenagem é controlado por fraturas e foliações. Os vales no
alto das encostas são em “V” com muitos blocos e matacões; em meia-encosta
os vales são mais suavizados e ocorrem poucos blocos e matacões. Ocorrem
planícies aluviais nos rios denominados Rio do Cedro, Rio das Laranjeiras e
Rio Itajaí-Mirim. Especialmente na planície do Rio Itajaí-Mirim é possível
observar dois níveis de planícies: um mais antigo e o mais recente que está
sendo erodido atualmente. O aluvião possui extensões pequenas mas na
confluência dos rios Itajaí-Mirim e dos Cedros apresenta até 1.300 metros de
extensão.
O clima da região, segundo classificação de Koeppen, é “Cfa”, que
significa um clima subtropical mesotérmico com verão quente e de temperatura
média anual de 19-20° A precipitação média anual va ria de 1.500 a 1.700
C.
mm e a precipitação máxima em 24 horas chega a 160 mm. A umidade relativa
do ar tem variação média de 84-86%.

15. 15
5. GEOLOGIA REGIONAL
5.1 – PROVÍNCIA DA MANTIQUIERA
A Província da Mantiqueira é um sistema orogênico localizado na costa
sul e sudeste do Brasil (Figura 4). É constituída pelos orógenos Araçuaí,
Ribeira, Brasília Meridional, Dom Feliciano e São Gabriel.
A Província da Mantiqueira, segundo Almeida e colaboradores (1981),
distribui-se numa faixa na direção NE-SW ao longo de 3000 km de
comprimento. Limita-se com a Província do Tocantins, com o Cráton do São
Francisco e a Bacia do Paraná. A leste limita-se com as bacias costeiras do
Espírito Santo, Campos, Santos e Pelotas.
Figura 2 – Mapa tectônico da América do Sul. Legenda: 1 - Sistema orogênico andino; 2 -
Terreno da Patagônia; 3 - Cobertura fanerozóica da Plataforma Sul Americana; 4 - Escudos da
Plataforma Sul Americana; 5 - Província Mantiqueira; 6 - Cráton do São Francisco. Fonte:
Almeida & Hasui (1984) e Trompette (1994).

16. 16
A Província da Mantiqueira foi dividida em segmentos geográficos
(Figura 5): o segmento setentrional, onde localiza-se o Orógeno Araçuaí; o
segmento central, com o Orógeno Ribeira; a zona de interferência com o
Orógeno Brasília; e a zona meridional com os orógenos Dom Feliciano e São
Gabriel.
Figura 3 – Subdivisão do Sistema Orogênico Mantiqueira: o segmento setentrional é o Orógeno
Araçuaí; o segmento central inclui a porção sul do Orógeno Brasília e os orógenos Ribeira e
Apiaí; o segmento meridional inclui os orógenos Dom Feliciano e São Gabriel. As cores roxo e
laranja indicam os terrenos que alojam os arcos magmáticos neoproterozóicos. Fonte: Heilbron
et al. (2004).

17. 17
5.2 – ORÓGENO DOM FELICIANO
O segmento meridional da Província da Mantiqueira inclui o Orógeno
Dom Feliciano que estende-se 1200 km desde Punta del Este, no Uruguai, até
o nordeste do estado de Santa Catarina, no Brasil. Este segmento está à
margem do Cráton Rio de La Plata, que se localiza no oeste do Rio Grande do
Sul (Heilbron et al., 2004).
A forma alongada na direção NE-SW deve-se à colisão continental
oblíqua entre os crátons Rio de La Plata e Kalahari. Neste orógeno, ocorre uma
tectônica transpressiva de escape lateral que originou extensos sistemas de
cisalhamento transcorrente que funcionam como limites dos segmentos do
orógeno. Esses sistemas também controlam a implantação de bacias
vulcanossedimentares a geração de intrusões sin-transcorrentes e a evolução
de batólitos pós-tectônicos (Heilbron et al., 2004).
Esses sistemas transcorrentes são denominados de Zona de
Cisalhamento Major Gercino, Dorsal do Canguçu e Sierra Ballena. No Rio
Grande do Sul e no Uruguai esses sistemas tiveram cinemática sinistral. Em
Santa Catarina a Zona de Cisalhamento Major Gercino teve movimento dextral
(Heilbron et al., 2004).
O embasamento é composto pelo Complexo Granulítico de Santa
Catarina, o qual é constituído por gnaisses TTG com metamorfismo na fácies
granulito. Apresenta intercalações de piroxenitos e rochas metassedimentares
formações ferríferas e gnaisses kinzigíticos (Heilbron et al., 2004).
As rochas metassedimentares são compostas por quartzitos, mármores,
grafita filitos, xistos e metaturbiditos. Os protólitos provavelmente tiveram
origem em ambientes sedimentares de águas profundas. Na bacia de Brusque
também registra-se a presença de rochas metavulcânicas máficas, formações
ferríferas e também metabasaltos almofadados que sugerem a presença de
assoalho oceânico (Heilbron et al., 2004).

18. 18
Na bacia de Porongos também são descritas associações de rochas
máficas e ultramáficas, possivelmente relacionadas ao período de abertura da
bacia oceânica.
As bacias vulcanossedimentares são compostas por rochas vulcânicas e
piroclásticas. As rochas sedimentares compostas predominantemente por
arenitos e arcóseos foram depositadas por sistemas fluviais anastomosados
evoluem para sistemas deltaicos, turbidíticos e depósitos de talude continental
(Heilbron et al., 2004).
As rochas intrusivas apresentam assinatura geoquímica isotópica
característica de arcos magmáticos maduros em margem continental ativa. São
granitóides calcio-alcalinos com médio teor de potássio que são derivados da
fusão de rochas continentais metaluminosas. São menos comuns assinaturas
geoquímicas do tipo S, derivadas de rochas metassedimentares (Heilbron et
al., 2004).
O magmatismo pós-colisional foi do tipo I-Caledoniano segundo a
classificação de Pitcher (1983). alcalino, sub-alcalino raramente shoshonítico.
Essas intrusões apresentam assinatura geoquímica predominantemente
crustal, derivadas da fusão de rochas arqueanas e mesoproterozóicas. As
rochas vulcânicas e intrusivas das bacias vulcanossedimentares são do tipo
alcalino, raramente shoshonítico.
Os depósitos sedimentares foram deformados e metamorfizados em
condições de fácies xisto verde no Complexo Brusque e anfibolito nos
complexos Porongos e Lavalleja formando faixas de dobramentos. Os estágios
pré-, sin- e pós-metamórficos são caraterizados por uma extensa
granitogênese (Heilbron et al., 2004).
O sentido de subdução do Orógeno Dom Feliciano ainda está em
discussão, sendo que alguns autores defendem que o sentido é oeste
(Fernandes et al., 1995), mas a interpretação mais aceita é a subdução para
leste. Essa interpretação é fundamentada em vergências de deformação e no
zonamento químico das rochas granitóides pós-colisionais (Basei et al., 2003).

19. 19
As zonas de cisalhamento são compostas por milonitos de zonas
crustais profundas e chegam a 5 km de largura. Elas são interpretadas de
maneiras distintas: Fernandes et al. (1993) interpretam como zonas de
cisalhamento intracontinentais, separando bacias sedimentares de faixas de
dobramentos; Basei et al. (2000) interpretam essas zonas como limites entre
placas tectônicas que separam “cinturões de xistos” de “cinturões de granitos”.
Os protólitos dos gnaisses do Complexo Granulítico de Santa Catarina,
cristalizaram-se em cerca de 2,7 Ga e foram metamorfizados em 2,1 Ga. Não
há evidências de extenso metamorfismo durante o Neoproterozóico apesar de
conter bacias e granitos desse período. Devido a este fato o Complexo
Granulítico de Santa Catarina é interpretado como um microcontinente de
idade arqueana a paleoproterozóica (Heilbron et al., 2004).
Outros remanescentes do embasamento são terrenos
paleoproterozóicos recristalizados na fase de colisão. O gnaisse Encantadas
apresenta idade de cristalização do protólito em 2,2 Ga e idade aproximada de
metamorfismo em 0,63 Ga. Os complexos Camboriú e Águas Mornas foram
metamorfizados em torno de 0,61 Ga (Heilbron et al., 2004).
O metamorfismo dos complexos Brusque, Porongos e Lavalleja ocorreu
em torno de 630-610 Ma. As intrusões pré- a sin-colisionais ocorreram no
intervalo de 650-610 Ma e o estágio de magmatismo pós-colisional ocorre no
intervalo 610-590 Ma. O vulcanismo das bacias vulcanossedimentares ocorre
no intervalo de 600-560 Ma (Heilbron et al., 2004).

20. 20
Figura 4 – Mapa geológico simplificado do estado de Santa Catarina. As cores representam as
principais unidades geológicas: Cinza escuro - Complexo Granulitico de Santa Catarina; Cinza
claro - Complexos Granito-Gnáissicos; Roxo - Complexo Brusque; Vermelho escuro - Granitos
Valsungana e Guabiruba; Rosa - Bacias vulcanossedimentares; Vermelho claro - Granitóides
Serra do Mar ao norte e Batólito de Florianópolis ao sul; Verde escuro - Intrusões de rochas
alcalinas e carbonatitos; Verde claro - Bacia do Paraná. Fonte: Mapa Geológico de Santa
Catarina (1986) escala 1:500.000. Adaptada pelos autores.
5.3 – COMPLEXO GRANULÍTICO DE SANTA CATARINA
A rochas de alto grau metamórfico ocorrem no nordeste catarinense em
com área aproximada de 8.500 km2. Essa unidade limita-se a norte com a
Domínio Curitiba, a leste com o Batólito de Paranaguá e a sul com a Bacia do
Itajaí e o Complexo Metamórfico Brusque e a oeste com a Bacia do Paraná
(Basei et al,. 1992 & Siga Jr., 1995).
Os contatos com o Complexo Brusque ocorrem em uma faixa milonítica
denominada Lineamento Perimbó. Esse sistema de falhas transformou
granulitos em milonitos e filonitos. (CPRM, 1995)

21. 21
Segundo Silva & Dias (1981) este complexo é composto de gnaisses
granulíticos félsicos e máficos, milonitos granulíticos, blastomilonitos derivado
de granulitos, rochas ultramáficas, gnaisses calciossilicáticos, kinzigitos,
anortositos, quartzitos, formações ferríferas e cataclasitos.
Ao longo do Lineamento Perimbó foram observados corpos diopsídio-
hornblenda milonitos gnaisses relacionados ao Complexo Granulítico de Santa
Catarina (CPRM, 1995). Corpos de quartzito, são comuns associados aos
gnaisses granulíticos. Ocorrem como grandes lineamentos ou altos
topográficos, são compostos por 97% de quartzo mas podem conter
filossilicatos (muscovita e fuchsita) além de magnetita e zircão. (Hartman et al.,
1979). Os corpos máficos e ultramáficos ocorrem desde xenólitos em escala de
afloramento até corpos mapeáveis, como os piroxenitos de Barra Velha
(Minioli,1972) e os corpos da região de Piên-PR (Harara, 1996). As rochas
calciossilicáticas ocorrem como lentes de, no máximo, 1 km de comprimento e
são compostas por oligoclásio e microclínio mas podem conter diopsídio,
hornblenda e biotita (Hartmann et al., 1979). Na porção norte ocorrem corpos
intrusivos representados por stocks e batólitos graníticos denominados Morro
Redondo, Corupá, Dona Francisca e Piraí (Siga Jr. et al. 1994).
Basei (1998), analisou as rochas do complexo granulítico e apontou a
origem ígnea da maioria das rochas do complexo. As rochas pretéritas do
granulitos teriam sido formadas a partir da fusão parcial de gabros e noritos
ricos em alumínio a partir de magma toleítico com cerca de 17,5% de Al2O3
(Figueiredo et al., 1997). Na maioria das análises predominam o Na2O sobre
K2O, característica típica de granulitos empobrecido em álcalis.
O padrão estrutural do Complexo Granulítico de Santa Catarina
apresenta um bandamento gnáissico Sn com planos de direção NW
caracterizado pela alternância de níveis félsicos e máficos e uma superfície de
transposição Sn+1, na maioria das vezes paralela a Sn. O bandamento gnáissico
foi dobrado, e os planos axiais dessas dobras tem direção NW-SE (Basei et al.,
1992; Siga Jr., 1995). O bandamento gnáissico também apresenta modificação
da direção causada por fenômenos de cisalhamento dúctil posteriores que
resultaram em foliações miloníticas de alto ângulo. (CPRM, 1995)

22. 22
Os minerais presentes nos granulitos segundo vários autores são, o
quartzo, feldspato plagioclásio, hiperstênio, diopsídio, hornblenda e biotita. Os
minerais acessórios são o zircão, a magnetita e o rutilo.
O metamorfismo principal ocorreu na fácies granulito. Hartmann (1988)
comparou os dados obtidos por ele com os granulitos do Rio Grande do Sul e
estimou a temperatura em torno de 800° e a pressão a proximada de 7 kbar
C
para o metamorfismo no Complexo Granulítico de Santa Catarina.
As análises geocronológicas apontam para uma estabilização tectônica
no Paleoproterozóico. O método K-Ar em biotita, anfibólio e plagioclásio
mostram idades entre 2,0 Ga e 1,7 Ga; esses valores indicam o período de
resfriamento dos granulitos durante o Ciclo Transamazônico, após o processo
de metamorfismo fácies granulito (Siga Jr., 1995).
A análise de cristais euédricos de zircão retirados de gnaisses
migmatíticos em Joinville-SC resultou na idade 2200±2 Ma; a análise de cristais
de zircão marrom resultou na idade 2360±100 Ma; e a análise de cristais de
zircão rosa resultou na idade 2247±18 Ma (Siga Jr., 1995). A idade mais antiga
é interpretada como uma idade híbrida entre a idade de cristalização ígnea e a
idade do metamorfismo, enquanto a idade mais nova indica a idade de
metamorfismo (Basei et al.,1997).
5.4 – COMPLEXO BRUSQUE
O Complexo Brusque dispõe-se segundo uma faixa principal de direção
NE-SW com 40 km de largura e estende-se do litoral, em Itajaí, até ser
encoberta pela Bacia do Paraná em Vidal Ramos. Essa faixa é recortada por
granitos e recoberta por sedimentos aluvionares inconsolidados (CPRM, 1995).
O Complexo Brusque faz contato a noroeste com as sequências
vulcanossedimentares da Bacia do Itajaí, a norte com rochas do Complexo
Granulítico de Santa Catarina, e a sul e sudeste com rochas graníticas do
Batólito de Florianópolis (Philipp et al., 2004).

23. 23
Alguns desses limites são tectônicos como o limite noroeste, pela Zona
de Transcorrência Itajaí-Perimbó (Silva, 1991), e o limite sudeste, pela Zona de
Cisalhamento Major Gercino (Bitencourt et al., 1989).
A relação de contato entre o Complexo Brusque e as rochas do
Complexo Camboriú são tectônicas, por uma zona de cisalhamento de
empurrão (Philipp et al,. 2004). Não há evidências diretas de campo do tipo de
contato entre o Complexo Brusque e o Granito Itapema, entretanto Bitencourt &
Nardi (2003) sugerem que o Granito Itapema seja intrusivo no Complexo
Brusque.
As rochas metassedimentares do Complexo Brusque distribuem-se em
duas zonas metamórficas de grande extensão. Uma faixa é caracterizada
dentro da fácies xisto verde inferior, incluindo as zonas da clorita e da biotita e
é composta de filitos, filonitos, quartzo-filitos, clorita xistos e quartzo-sericita-
clorita xistos. Na zona da biotita ocorrem sericita clorita xistos, filitos,
metabásicas, grafita xistos e metacalcários CPRM (1995)
A outra faixa é caracterizada dentro da fácies xisto verde - zona da
granada e está em contato por falha com a zona da biotita. A zona da granada
é composta por granada micaxistos, quartzo micaxistos, rochas
calciossilicáticas e metabásicas.
Silva & Dias (1981) identificaram a presença de rochas metabásicas,
meta-ultrabásicas, meta-ácidas, sin-sedimentares e formações ferríferas. Os
trabalhos de mapeamento da CPRM (1995) confirmaram que essas rochas
ocorrem em área menor que as rochas metassedimentares. O padrão de
concentração dos elementos terras-raras, é considerado como estável no ciclo
de sedimentar (Bhatia, 1985). Durante o mapeamento da CPRM (1995) foram
analisados elementos terras-raras presentes nos litotipos metassedimentares.
Essa analise teve como objetivo detectar a assinatura geoquímica das áreas-
fonte dos sedimentos que originaram as rochas pretéritas do Grupo Brusque.
Para isso foi considerado que os elementos terras-raras não tem a
concentração alterada durante ciclo de sedimentar, refletindo os padrões de
concentração similar ao encontrados nas áreas-fonte (Bhatia, 1985).

24. 24
O resultado da geoquímica de elementos terras-raras indica que os
sedimentos depositados no Grupo Brusque provem de rochas da crosta
continental, pós-arqueana, de composição granítica. Sugerindo que as rochas
a área-fonte eram mais jovem que 2,0 Ga.
Apesar da complexa estruturação tectônica do Complexo Brusque, a
superfície de deposição original (S0) pode ser reconhecida em alguns locais
pelas variações do tamanho de grão e da composição entre as camadas,
permitindo o reconhecimento de seus protólitos (Phillip, 2004).
No mapeamento da folha Brusque pela CPRM (1995) foi proposta que
as rochas metamórficas do Complexo Brusque passaram por 4 fases de
deformação denominadas D1, D2, D3 e D4:
As fases D1 e D2, que são causadas pelos movimentos de cisalhamento
de baixo ângulo provavelmente ocorridos no Mesoproterozóico, são
responsáveis pelo estabelecimento das foliações S1 e S2. A fase D2 foi
responsável pelas dobras isoclinais e pela transposição da xistosidade S1.
As fases D3 e D4 estão relacionadas a movimentos de cisalhamento
transcorrente ocorrido no Ciclo Brasiliano entre 750 e 450 Ma . A fase D3
atribui-se a formação de dobras abertas a fechadas que na escala de
afloramento, materializa-se na forma de dobras com charneiras centimétricas a
decimétricas com eixos sub-horizontais. A fase D3 também define uma
clivagem de fratura com distribuição em leque. A fase D4 é representada por
dobras tipo box fold e do tipo chevron visíveis em escalas microscópica. Essas
dobras condicionam o desenvolvimento de uma clivagem de crenulação que
em alguns afloramentos transpõe as foliações S1 e S2.
5.5 – SUÍTE VALSUNGANA
Phillipp et al. (2004), caracterizou as ocorrências ígneas do Complexo
Brusque de dois tipos, corpos tabulares compostos de leucossienogranitos e

25. 25
uma segunda fase de magmatismo granítico é mais tardio, relacionada à
evolução de zonas de cisalhamento dúcteis transcorrentes.
Os corpos de leucosienogranito apresentam forma tabular e
posicionamento paralelo em relação aos planos de xistosidade principal (S2).
Tem cor esbranquiçada a rosada, estrutura maciça ou foliada e textura
equigranular hipidiomórfica média, contendo proporções variáveis de moscovita
e/ou biotita, por vezes acompanhadas por turmalina e granada Phillipp et al.
(2004).
Os granitos Valsungana e Serra dos Macacos está associada com a
evolução das zonas de cisalhamento de alto ângulo Major Gercino e Itajaí-
Perimbó. Esses corpos graníticos são alongados na direção NE-SW. O Granito
Valsungana apresenta composição monzogranítica e textura porfirítica
caracterizada por megacristais de K-feldspato imersos em matriz equigranular
grossa Phillipp et al. (2004).
O Granito Serra dos Macacos é constituído por três corpos com forma
alongada orientada segundo NE-SW. Possui composição sienogranítica,
textura equigranular média e estrutura maciça, localmente com orientação
ígnea da biotita.
Os granitóides de granulação grossa foram incluídos na Suíte
Valsungana enquanto os granitóides de granulação fina e quase
equigranulares foram denominados de Suíte Guabiruba (Schultz Jr. &
Albuquerque, 1969; Kaul 1976b; Trainini et al. 1978; Basei, 1985). Essa
distinção baseia-se em aspecto texturais porque as características litoquímicas
e petrográficas são praticamente idênticas. Os corpos ígneos denominados de
Suíte Guabiruba estão localizados nas margens da Suíte Valsungana,
mostrando contatos gradativos entre ambos, conforme foi observado por
Mônaco et al. (1974).
Caldasso et al. (1988) consideram que a intrusão do Granito Valsungana
e Granito Guabiruba ocorreu durante ou após os movimentos transtensivos da
fase de deformação D3 porque foi concluído que as rochas encaixantes do

26. 26
Complexo Brusque possuíam estruturas das fases D1 e D2 quando ocorreu a
intrusão.
Baseado na petrografia e em dados geoquímicos e isotópicos Basei
(1985) concluiu que a maioria dos granitóides do Complexo Brusque é do tipo-
S, derivados de fusão de rochas metassedimentares, baseado na classificação
proposta por Chappel & White (1974).
As idades obtidas para Suíte Valsungana por Basei (1985) foram de
622±64 Ma para isócrona Rb/Sr, 647±12 Ma U/Pb em zircão, entre 500 Ma e
600 Ma por K/Ar. A Suíte Guabiruba foi datada em 601±40 Ma, pelo método
Rb/Sr e 562±8 Ma pelo método K/Ar em biotita (Basei e Teixeira, 1987). Esses
dados permitem situar a Suíte Valsungana entre 600 Ma e 650 Ma, portanto de
idade brasiliana. As idades K/Ar indicam a idade de resfriamento dos corpos
ígneos.
Mantovani et al. (1987) obteve uma idade modelo Sm-Nd TDM de 2.020
Ma e valor εNd (-14.74) para a Suíte Valsungana, indicando que a origem do
magma a partir fusão de crosta continental.
5.6 – COMPLEXO ÁGUAS MORNAS
Este complexo distribui-se em uma faixa aproximadamente E-W no
litoral da cidade de Palhoça. É constituído por uma faixa de granitóides
deformados, com bandamento gnáissico; localmente há migmatitos.
Anteriormente era denominado de Grupo Taboleiro por Schulz et al. (1969).
Em superfície apresenta uma distribuição irregular de largura variável,
recortado por granitos da Suíte Pedras Grandes. Outra faixa ocorre na região
do Município de São Pedro de Alcântara, também como rocha encaixante da
Suíte Pedras Grandes (Zanini, 1997).
Segundo Bitencourt et al. (2008), o Complexo Águas Mornas constitui-se
de ortognaisses de composição granítica cujos minerais máficos são a biotita e

27. 27
a hornblenda, havendo ocorrências de gnaisse calciossilicáticos e intrusões de
leucogranito paralelos ao bandamento gnáissico.
As assinaturas geoquímicas obtidas por Zanini (1997) apontam para o
caráter metaluminoso deste complexo. As razões de (Y+Nb) x Rb apontam que
os litotipos são de caráter sin-colisinal a intraplaca. Os ETR (elementos terras
raras) apontam que os granitóides possuem filiação calcio-alcalina, com a
presença de anomalia negativa do elemento Európio.
As datações apontam dois padrões distintos de idade: Basei (1985)
obteve idades em amosta de rocha total 624 ± 21 Ma pelo método Rb/Sr e 550
e 600 Ma pelo método K/Ar em rocha total. Silva et al. (2000), pelo método U-
Pb SHRIMP, obteve idade de 2.175±13 Ma para a cristalização do protólito do
Complexo Águas Mornas.
Segundo Bitencourt et al. (2008), a escassez de afloramentos
adequados para levantamento de dados estruturais impede a reconstituição
dos eventos de deformação, entretanto, foi elaborada uma cronologia relativa
de eventos. São reconhecidos nesta unidade três eventos de deformação (D1,
D2 e D3), acompanhados por três eventos metamórficos regionais (M1, M2 e
M3). O evento D1 foi responsável pela geração do bandamento de segregação
metamórfica (M1) e pela injeção concordante de leucogranitos.
O evento D2 é caracterizado por uma deformação milonítica, composta
por quartzo ribbon, micafish em biotita e porfiroclastos de feldspato potássico
tipo augen.
O evento D3 é caracterizado pela deformação das estruturas anteriores,
gerando dobras abertas, decimétricas a métricas, com eixos de médio
caimento para SE. Os eixos desta fase de dobramento são perpendiculares à
lineação de estiramento do evento D2.

28. 28
5.7 – BATÓLITO DE FLORIANÓPOLIS
O Cinturão Dom Feliciano é dominado por rochas graníticas dispostas
em uma faixa de direção NE que se estende de Santa Catarina ao Uruguai. No
Rio Grande do Sul é denominado Batólito Pelotas, em Santa Catarina é
denominado Batólito Florianópolis e no Uruguai, Batólito Aiguá (Bittencourt et
al., 2008).
É constituído por rochas graníticas de estrutura maciça. As intrusões tem
dimensões variadas e as rochas encaixantes são gnaisses e migmatitos do
Complexo Águas Mornas (Zanini et al., 1997).
A porção sul do Estado de Santa Catarina é composta por grandes
volumes de rochas graníticas, que vem sendo investigada por diversos
pesquisadores no intuito de estabelecer sua idade e estratigrafia interna.
A partir dos trabalhos de Bitencourt et al. (2008) a estratigrafia do
Batólito de Florianópolis foi revisada.
Nessa nova estratigrafia, as rochas ígneas foram individualizadas com
base em suas características texturais, mineralógicas, estruturais e
composicionais nas seguintes unidades:
Suíte Paulo Lopes compreende o Granito Paulo Lopes, os Granitóides
Garopaba e o Gabro Silveira. Suíte Pedras Grandes reúne os granitos Vila da
Penha e Serra do Tabuleiro. O Granito Itacorumbi e a Suíte Cambirela UFRGS
(1999).
O Granito Paulo Lopes compreende biotita monzogranitos a
sienogranitos porfiríticos foliados.
Os granitóides Garopaba são biotita granodioritos a monzogranitos
porfiríticos de matriz heterogranular média a grossa.
- O Gabro Silveira inclui microgabros, dioritos e quartzo-dioritos em
corpos arredondados ou diques que cortam rochas da Suíte Paulo Lopes. São
rochas de cor cinza média a preta, textura equigranular fina a média, raramente
porfirítica.

29. 29
O Granito Vila da Penha é composto por monzogranito,
subordinadamente por sienogranito, de cor branco-acinzentada, ricos em
quartzo comumente facetado, com agregados de biotita. Apresenta duas
fácies: heterogranular e porfirítica, com contato gradacional entre si.
O Granito Serra do Tabuleiro tem baixo teor de minerais máficos. São
rochas de cor cinza clara a branca, de composição predominante
sienogranítica, raramente monzogranítica, e predomínio de estrutura maciça.
Granito Ilha varia de monzogranito a sienogranito, de textura
equigranular média a grossa, com teor variável de minerais máficos.
A Suíte Cambirela constitui uma sucessão de rochas vulcânicas de
composição riolítica, subordinadamente riodacítica. De modo localizado
ocorrem depósitos de ignimbritos.
O Granito Paulo Lopes é definido geoquimicamente como pertencente a
série calcialcalina com médio teor de Potássio. É composto
predominantemente de granodioritos, metaluminosos, relacionados com arcos
continentais de fonte magmática mantélica e crustal (Zanini et al., 1997).
A Suíte Pedras Grandes possui as seguintes assinaturas geoquímicas:
são granitos alcalinos saturados, quartzo-sieníticos, leucocráticos
metaluminosos, anorogênicos associados à rifts; os padrões de elementos
terra-rara apresentam anomalias negativas de Európio, o que permite
classificar essa suíte como de fonte magmática derivada de crosta continental.
O Granito Paulo Lopes faz contato por falhas com as rochas das suítes
Pedras Grandes e Cambirela (Zanini et al., 1997).
As intrusões graníticas apresentam colocação entre tardi-transcorrência
e pós-transcorrência, com cisalhamentos transcorrentes nos limites dos corpos
ígneos. A estrutura dessas intrusões é maciça. Possuem formas elípticas com
eixo maior na direção N30E (Zanini et al., 1997). Essas intrusões estão
inseridos em um regime de transcorrência . As fraturas de extensão estão em
ângulo de 45° em relação à falha principal (Nicolas, 19 84). Considerando o
rumo das falhas principais na direção N50E-N70E, as fraturas de tensão

30. 30
localizam-se na direção N10E-N30E. Portanto é provável que as intrusões
posicionaram-se ao longo de fraturas T.
O modelo utilizado é semelhante ao usado para bacias transtensivas de
Ramsey & Huber (1987). As fraturas T concentraram o maior stress de
cisalhamento causando enfraquecimento crustal suficiente para a intrusão de
magma nessas estruturas.
Basei (1985) datou pelo método Rb/Sr o Granito Serra do Tabuleiro em
516 ± 12 Ma, o Granito Ilha em 524 ± 68 Ma, o riolito da suíte Cambirela em
552 ± 17 Ma. Zanini et al. (1997) obteve as idades Rb/Sr de 596 Ma no Granito
Serra do Tabuleiro e o riolito da Suíte Cambirela foi datado em 507 Ma., ambos
87
com razões iniciais de Sr/86Sr idênticas de 0,702 o que é sugestivo que
ambas as suítes originaram-se de um mesmo evento de duração prolongada.
Basei & Teixeira (1987) determinaram a idade Sm/Nd da Suíte Pedras
Grandes entre 1.290 e 1.620 Ma. Segundo esses autores o magma teve fusão
no Neoproterozóico a partir de material que foi diferenciado a partir do manto
durante Mesoproterozóico.
5.8 – BACIA DO ITAJAÍ
A Bacia de Itajaí localiza-se na porção nordeste do estado de Santa
Catarina ao longo do vale do Rio Itajaí. Recobre uma área de
aproximadamente 700 km² e é alongada na direção N60° (Basei et al.,1985).
E
Apresenta geometria sigmóide com eixo maior estendendo-se mais de
80 km na direção NE-SW e largura variável de 30 km. Na extremidade SW é
recoberta pela Bacia do Paraná. Na extremidade NE apresenta um progressivo
estreitamento (CPRM, 1995).
Os sedimentos da Bacia do Itajaí foram divididos em quatro associações
de fácies, denominadas de unidades A, B, C e D por Rostirolla (1991).

31. 31
A unidade A é restrita ás margens NE e NW da bacia e está incluída na
Formação Gaspar por Silva e Dias (1981). É formada predominantemente por
arenitos de granulometria média a grossa e conglomerados de coloração
marrom-arroxeada, com ocorrência menos frequente de arenitos de
granulometria muito fina, siltitos e folhelhos cinza-azulados.
A unidade B está em contato discordante com a unidade A. Aflora nas
margens do Rio Itajaí-açu, nas cidades de Apiúna e Ascurra. Composta por
conglomerados, arenitos e ritmitos síltico-arenosos resultantes de processos
gravitacionais, além de folhelhos de coloração cinza-clara.
A associação faciológica C, Aflorante em toda a região central da Bacia
do Itajaí, desde oeste, onde é recoberta Bacia do Paraná, até extremo leste da
bacia. Os depósitos são constituídos geralmente de sedimentos finos,
extensão. Predominam folhelhos sílticos, e ritmitos cinza-azulados a cinza
escuros. É a unidade de maior espessura estimada na bacia
A unidade D é observada em toda a margem sul-sudeste da bacia, com
predominância de conglomerados, arenitos e lamitos marrom-arroxeados,
ocorrendo subordinadamente siltitos e arenitos de granulometria fina e
coloração cinza clara. O contato da unidade C para a unidade D é gradacional.
A unidade D possui afloramento no Bairro Garcia, em Blumenau.
Foram detectadas duas fases de deformação: uma fase D1,
compressiva, que predomina no quadro estrutural da bacia; e uma fase D2, de
intensidade muito menor que D1, caracterizada por uma reativação distensiva
na bacia (Rostirolla, 1991).
Foi determinado que a deformação se deu em regime rúptil a rúptil-
dúctil, tendo estruturas compostas por juntas e falhas. As zonas de
cisalhamento não apresentam evidência de fluxo milonítico durante a
deformação e os dobramentos foram absorvidos ao longo de descontinuidades
prévias.
Na primeira fase ocorrem dobras descontínuas de simetria monoclínica,
suaves a abertas, com eixos b1 na direção NE-SW preferencialmente, e
concentração predominante N60E/04SE. Ocorrem tambem camadas

32. 32
sedimentares invertidas correspondente com dobras sinclinais fechadas da
primeira fase de deformação. Essas dobras sinclinais ocorrem principalmente
na região sul e sudoeste da bacia e são associadas à Zona de Falha Perimbó
(Rostirolla, 1991).
As falhas transcorrentes e as falhas reversas da primeira fase de
deformção são as estruturas rúpteis mais importantes da Bacia de Itajaí. As
falhas transcorrentes de movimento dextral possuem direção N80-90W/65SW.
Ocorrem também falhas transcorrentes de cinemática sinistral de direção N10-
20E/70NW. A falha de Blumenau, transcorrente de movimento dextral delimita
o contato da região centro-norte da bacia com o Complexo Granulítico de
Santa Catarina (Rostirolla, 1991).
A datação da fração fina dos siltitos laminados da região central da bacia
realizadas por Macedo et al., (1984) apontam a idade de 556±44 Ma pelo
método Rb/Sr e um erro M.S.W.D. 0,11, sendo interpretada como idade do
metamorfismo incipiente regional que afeta a Bacia do Itajaí. Zucatti (2005)
confirmou a presença de icnofósseis da fauna Ediacarana, do Cambriano,
preservados nos sedimentos da Bacia Itajaí.
Tufos coletados no município Gaspar foram datados pelo método U/Pb
SHRIMP que resultou na idade de 606±8 Ma para a deposição desses
sedimentos e na idade de 642±12 Ma para a abertura da bacia (Silva et al.
2002).
5.9 – GRANITO SUBIDA
O Granito Subida é um corpo de cerca de 70 km2 intrusivo nas rochas
da Bacia do Itajaí localizado na região do município de Ibirama, SC (Basei,
1985).
Segundo Basei (op. cit.) é um granito alaskítico róseo, com textura
equigranular média a grossa. Desenvolveu uma auréula de silicificação com até
100 m de espessura que afetou as rochas sedimentares encaixantes (Kaul,
1976).

33. 33
Associados ao Granito Subida ocorrem riolitos na forma de diques,
soleiras e brechas vulcânicas e tufos interclados com as rochas da Bacia de
Itajaí identificados como Riolito Apiúna.
Segundo Basei (1985) o Granito Subida seria tardi orogênico, enquanto
Silva (1987) considera como granito anorogênico. Segundo (Rostirolla, 1991) a
cristalização do granito Subida demanda a existência de uma camada
sedimentar pré existente sobre a intrusão da ordem de 2 a 3 km de espessura,
enquanto os riolitos cristalizaram em profundidades menores.
O granito Subida apresenta idades Rb/Sr de 546±10 Ma (Basei, 1987).
O Riolito Apiúna idade Rb/Sr 560 Ma (Basei et al. 2000).
5.10 – ENXAME DE DIQUES FLORIANÓPOLIS
A Ilha de Santa Catarina, município de Florianópolis, é formada
predominantemente pelo Granito Ilha e rochas vulcânicas ácidas da Suíte
Cambirela (Zanini et al., 1997). Essas rochas são cortadas por diques básicos
do Enxame Florianópolis (Raposo et al., 1998).
O Enxame de Diques Florianópolis é constituído por diques com
espessuras que variam de poucos centímetros a mais de cem metros, alguns
prolongando-se continuamente por quilômetros, a maioria com orientação N10-
30E e, em menor proporção, com direção N20-30W e N-S. Em alguns
afloramentos observam-se diques mais finos de direção NW truncando diques
mais antigos de direção N10-20E (Tomazzoli & Pellerin, 2008).
As rochas que compõem o Enxame de Diques Florianópolis são,
predominantemente, diabásio, andesito basáltico e, subordinadamente,
andesito. Na Ilha de Santa Catarina há também diques máficos,
correlacionáveis aos riolitos e ignimbritos da Suíte Vulcânica Cambirela
(Tomazzoli et al., 2005).
Os basaltos andesíticos são compostos pelos minerais plagioclásio,
augita, pigeonita, óxidos de ferro-titânio. A apatita ocorre como o mineral

34. 34
acessório mais abundante e epidoto e sericita como fases minerais
secundárias (Tomazzoli & Pellerin, 2008).
Os diques exibem contatos irregulares com a rocha encaixante riolítica
da Suíte Cambirela, o que sugere interação magmática entre as rochas. Esses
diques possuem enclaves máficos-magmáticos da rocha do dique na
encaixante. Esse fato sugere que os diques podem ser correlacionáveis ao
Gabro Silveira, que ocorre ao sul, em Garopaba (Nardi et al., 2002).
Os diques básicos mostram texturas variadas, desde afaníticas até
porfiríticas (mais raras), com o predomínio de trama subofítica e intergranular
fina.
Marques & Ernesto (2004) apontam que 90% dos diques básicos do
Enxame Florianópolis são do tipo alto titânio, com TiO2>3%; os demais são do
tipo baixo titânio, com TiO2<2%. Os diques com baixo teor de titânio são
representados por basaltos toleíticos, andesitos basálticos toleíticos e
andesitos toleíticos. Os diques de alto teor de titãnio são representados
principalmente por basaltos andesíticos toleíticos, com lati-andesitos, lati-
basaltos e latitos ocorrendo forma subordinada.
Raposo et al. (1998) realizaram datações de nove diques pelo método
40
Ar/39Ar em cristais de plagioclásio, que apresentaram idade de 119,0±0,9 Ma,
40
e em rocha total a idade Ar/39Ar foi de 128,3±0,5 Ma.
5.11 – DIQUES MESOZÓICOS
Esse evento posterior se refere à inflexão tectônica de direção NW-SE,
com eixo transversal em relação à Bacia Sedimentar do Paraná, que
convencionou-se chamar Arco de Ponta Grossa. Essa estrutura desenvolveu-
se entre o Devoniano e Jurássico anteriormente ao vulcanismo e intrusões
relacionadas da Bacia do Paraná (Fúlfaro et al., 1982). Segundo Pinese (1989)
o Arco de Ponta Grossa mergulha para o interior da Bacia do Paraná e estende
entre os lineamentos do Rio Tietê e Rio Paranapanema no norte até os
lineamentos do Rio Uruguai e Ivaí, no sul. Esses diques estão paralelos entre si

35. 35
e orientados segundo a direção aproximada N40-60W coincidente com a
direção do eixo do Arco de Ponta Grossa. Os diques alojam-se em rochas de
idade Pré Cambriana ou em rochas de idade Paleozóica até Mesozóica da
Bacia do Paraná (Vanzela et al., 2004).
Na Folha de Brusque o magmatismo mesozóico está representado por
inúmeros diques de diabásio que seccionam as unidades mais antigas e por
uma pequena ocorrência de rocha alcalina. Os diques possuem espessura
métricas e centenas de metros de comprimento, ocorrendo em todos os
quadrantes da folha. São observados mais facilmente quando alterados em
decomposição esferoidal, cortando os granitóides da Suíte Valsungana e as
rochas do Complexo Brusque. Preenchem fraturas do sistema de fraturas de
direção NW-SE (CPRM ,1995).
A análise química de 5 amostras de diques de diabásio (CPRM, 1995)
das folhas de Brusque e de Botuverá segundo a classificação de Le Bas et al.,
(1986) posiciona as amostras no campo dos basaltos. A composição mineral
compreende: 70% a 80% de plagioclásio (anortita), 20% a 30% de piroxênio
(titano-augita), até 5% de minerais opacos, 2% de quartzo, 2% de biotita, traços
de apatita, esfênio, hornblenda, epidoto, clorita e calcita (CPRM, 1995).
Pinese (1989) dividiu os diques básicos em 3 tipos distintos: diques com
concentração menor que 2% de TiO2, diques com 2% até 3% de TiO2 e diques
com mais de 3% de TiO2. Os diques com mais de 2% de TiO2 representam
80% da intrusões. Segundo do diagrama AFM, proposto por Kuno (1969), os
diques de basalto são da série toleítica (CPRM, 1995).
Nas Folhas de Brusque e de Botuverá não há datações para os diques
de basalto, sendo que a correlação com os derrames da Formação Serra Geral
baseada somente na similaridade composicional e textural (CPRM, 1995).
As datações realizadas nos diques do arco de Ponta Grossa indicam
40
idades de 144 -114 Ma pelo método K-Ar (Pinese 1989). O método Ar/39Ar
indica idades entre 134,1±1,3 Ma e 130,4±2,9 Ma (Turner et al., 1994). Uma
40
nova datação Ar/39Ar foi realizada por Renne et al. (1996) indicando idades
entre 131,4±0,5 Ma e 129,2±0,5 Ma para 18 amostras de diques. As datações

36. 36
realizadas por Renne et al. (1996) possibilitaram esse autores interpretar que
os diques foram os condutos alimentadores dos derrames mais jovens do norte
da Província Magmática do Paraná.

37. 37
6. GEOLOGIA LOCAL
6.1 – COMPLEXO BRUSQUE
As rochas metamórficas abrangem uma área de aproximadamente 1.600
Ha em superfície. Foram agrupados em 3 litotipos principais segundo critérios
de composição mineral e tamanho de grãos. Xistos, filitos e hornfels. As rochas
compostas por sericita e/ou grãos de mica branca de até 1 mm de diâmetro
foram agrupadas no litotipo filito. As rochas composta por grãos de muscovita
maiores que 1 mm de diâmetro, quartzo foram agrupadas no litotipo xisto. As
rochas com cristais de biotita não orientados concentrados em bandas, que
ocorrem em contato com os granitos foram identificados como hornfels. Existe
uma ocorrência de rochas calciossilicáticas, pela descrição de campo, mas
com a analise laboratorial realizada chegou-se a classificação de clorita-
carbonato quartzito, em contato com xistos.
Em mapa, as rochas metamórficas distribuem-se em duas faixas
contínuas. Uma faixa composta de filitos no quadrante noroeste e norte do
mapa. Outra faixa, que atravessa o centro da área cartografada no sentido
sudoeste nordeste, composta de predominantemente de xistos. Corpos
irregulares de hornfels ocorrem como xenólitos dentro dos granitos e no
contato norte do granito, na forma de pequena auréola afetando xistos.
O litotipo predominante na faixa de xisto é o quartzo-muscovita xisto.
Também ocorrem granada-quartzo-muscovita xisto, biotita-quartzo-muscovita
xisto, grafita-muscovita xisto e clorita-muscovita xisto.
Os xistos normalmente ocorrem alterados e com cor vermelho-
alaranjada, quando não alterada com cor cinza. Todos os afloramentos de xisto
possuem uma xistosidade principal definida pela orientação dos cristais de
muscovita. Identificada como foliação S2; geralmente a xistosidade S2
encontra-se dobrada e crenulada, que afeta a direção e o ângulo de mergulho
da foliação. As dobras apresentam aberturas variáveis desde abertas a
isoclinais. Nos locais identificados como granada-quartzo-muscovita xisto os

38. 38
porfiroblastos de até 0,5 cm de diâmetro estão sempre alterados para óxidos
de ferro. Apresentam sombras de pressão simétricas ou assimétricas.
Raramente ocorre uma intercalação de níveis pelíticos, compostos
muscovita, e arenosos onde a xistosidade está mal desenvolvida. Em alguns
afloramentos foram identificadas pequenas dobras apertadas ou isoclinais
compostas de grãos de quartzo entre os planos de xistosidade S2. Essas
dobras raramente excedem o comprimento de onda de 2 mm. Possuem flancos
foram rompidos pelos planos de S2. Essas camadas e dobras quartzo pelíticas
alternadas com S2 foram definidas como planos S1, sub-paralelos à S2.
Em alguns afloramentos a xistosidade S2 do xisto foi cortada por planos
de xistosidade mal desenvolvida, S3 com ângulos de mergulho superiores a 70
graus, pouco penetrativa, caracterizada pela reorientação da muscovita
presente em S2.
Um afloramento de xisto apresenta a clivagem de crenulação S4 que
corta o plano da xistosidade S3.
A ocorrência de rocha calciossilicática apresenta-se como uma rocha de
cor verde escura com níveis e fraturas compostos por carbonato. Essa rocha
apresenta contato transicional com o granada-quartzo-muscovita xisto.
Caracterizada pela diminuição do conteúdo de carbonato da rocha a medida
que se afasta do afloramento em direção ao xisto. Na rocha calciossilicática o
mineral que define a foliação S2 é a biotita.
Filitos encontram-se em uma faixa de rochas afetadas por zonas de
cisalhamento dúctil com geração de milonitos em planos de falha compostos
essencialmente por quartzo. Apresentam uma variação de litotipos maior que
os xistos evidenciando mais a natureza sedimentar da rocha pretérita. O litotipo
predominante é o sericita Xisto. Mas também ocorre biotita Filito, Meta-Arenito,
Metarritmito, Argiloso-Arenoso, grafita sericita Filito e quartzo-Milonito.
A foliação principal pode ser definida como uma xistosidade denominada
S2, que é caracterizada por uma clivagem ardosiana. Os planos de S3

39. 39
caracterizam-se por uma xistosidade que corta obliquamente S2 às vezes
associadas a dobras tipo kink band. Os planos de S2 quanto S3 nos filitos
predominam mergulhos em alto ângulo. Em um afloramento o filito ocorre a
intersecção da xistosidade S3 e da clivagem S4 formando um tectonito tipo L.
As rochas ígneas abrangem uma área superficial de aproximadamente
1.400 Ha. As rochas recobertas pelos hornfels e sedimentos aluvionares não
entram nesse calculo.
6.2 – SUÍTE VALSUNGANA
As rochas ígneas com maior área de afloramento foram classificadas em
campo como granitos. O corpo ígneo maior foi subdividido em 4 fácies com
base em diferentes texturas ígneas:
Granito Porfirítico Grosso, Granito Heterogranular Seriado, Granito
Equigranular Médio. Ocorrências de leucogranito e aplitos, principalmente na
forma de diques cortando xistos. Esses corpos de “granito” foram relacionados
a Suíte Valsungana. Diques de diabásio e diorito que cortam xistos e granitos
foram relacionados considerados como diques mesozóicos, pois não estão
deformados tectonicamente.
O granito Porfirítico grosso é encontrado na região Sul e Sudeste do
mapa. Os afloramentos com rocha sã foram encontrados na porção sudeste da
área em cortes de estrada. Em outros locais ocorre apenas um solo argilo-
arenoso, castanho-avermelhado,com cristais alterados de feldspato alcalino.
Esses cristais apresentam alinhados sub-horizontais. Tem até 7 cm de
comprimento, porém em média possuem 4 cm. Fácies pegmatóides compostas
de feldspato alcalino apresentando cristais de até 11 cm de comprimento.
Foram observados xenólitos de hornfels, e enclaves máficos em alguns
afloramentos.
O contato oeste do corpo granítico com o xisto está parcialmente
encoberto pela planície aluvial do Rio dos Cedros. Essa planície está
encaixada sobre um lineamento provavelmente uma falha ou fratura.

40. 40
O Granito fácies heterogranular grossa seriada, de ocorrência na porção
centro a leste do mapa em contato interdigitado com a fácies pofirítica. Os
afloramentos geralmente são compostos de regolitos às vezes com sinais de
deslizamento em cortes de estradas ou taludes.
Apenas o mineral quartzo e a biotita estão bem preservados. Os demais
cristais estão parcialmente alterados que prejudica a identificação.
Nos afloramentos menos alterados foram identificados feldspato alcalino
e plagioclásio. Nos feldspatos alcalinos são notados três tamanhos diferentes
de cristal e nos plagioclásios dois tamanhos. O feldspato alcalino tem cristais
de tamanhos entre de 0,5 cm a 3 cm de comprimento. Os cristais maiores são
euédricos e os menores são anédricos. O plagioclásio apresenta se anédrico a
subédrico, entre 0,5 cm a 1,5 cm de comprimento.
Em a classificação de campo da rocha resulta em monzogranito, com
aproximadamente 20% de quartzo, 30% de plagioclásio, 40% de feldspato
alcalino 10 % de biotita.
O granito fácies equigranular médio, apenas um afloramento de rocha
inalterada no sul da área e foi descrita em um bloco rolado dentro da
drenagem. Nesta fácies foi aberta uma lavra para extração de rocha para
confecção de calçamento de rua. Em campo apresenta cor cinza claro
esverdeado, estrutura maciça. Textura é equigranular média, com raros
fenocristais de feldspato alcalino branco de até 1 cm de comprimento Foi
classificado em campo como monzogranito. Composto cerca de 20% de
quartzo, 30% de plagioclásio, 40% de feldspato alcalino, 10 % de biotita Os
contatos desse corpo com a fácies porfirítica não foram observados em
afloramento. Portanto no mapa os contatos são inferidos.

41. 41
6.3 – SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS
Os aluviões compreendem sedimentos inconsolidados argilosos e
arenosos depositados em planícies de rios atuais em espacial na planície do
Rio Itajaí-Mirim observa-se a ocorrência de dois terraços com diferença vertical
entre eles de cerca de 1 metro. Também incluem conglomerados depositados
em paleocanais em locais cerca de 20 metros acima da planície aluvial atual,
estes sedimentos recobrem cerca de 550 ha da área.

42. 42
7. PETROGRAFIA
7.1 – XISTOS
Os xistos compõem 32,7% da área mapeada. Quando estão alterados –
a maior parte dos afloramentos – tendem para cores avermelhadas ou róseas e
quando sãos, tendem para tons de cinza e podem ser esverdeados. A textura
predominante nesta rocha é a lepidoblástica. Eles apresentam variações
composicionais e de grau metamórfico e grande complexidade estrutural.
Pode haver nesta rocha alguma interferência de metamorfismo termal,
mas se mantêm em níveis incipientes: ela mantém sua estrutura, sua
paragênese mineral, mas uma porção pequena de alguns minerais, micas
preferencialmente aumentam de granulação pela contribuição termal e perdem
sua orientação preferencial. Outra interferência do metamorfismo termal é a
recristalização estática de cristais de quartzo, o que apaga os efeitos de
extinção ondulante e subgrãos desses cristais. Os xistos que tem alta
interferência do metamorfismo termal serão tratados no item 'Hornfels'.
A composição dos xistos varia dentro da área. A maioria tem, pelo
menos, a muscovita e o quartzo como constituintes básicos da rocha. Muitas
possuem biotita e outras, ainda, desenvolveram granada.
A composição das amostras de xisto laminadas são as seguintes:
− Amostra 24: muscovita (60%), quartzo (35%), biotita (1%), granada (2%)
e minerais opacos (2%).
− Amostra 79: muscovita (25%), quartzo (50%), biotita (25%) e opacos
(traços).
− Amostra 114: muscovita (90%) e opacos (10%) (em lâmina, em
afloramento há quartzo).
A paragênese quartzo-muscovita-biotita-granada é a que predomina na
área e também é a de mais alto grau metamórfico encontrada nos xistos
(excluindo aí a influência do metamorfismo de contato). Essa paragênese

43. 43
estabelece o metamorfismo regional que originou o xisto na Fácies Xisto Verde,
Zona da Granada.
A amostra 16, um clorita-carbonato quartzito, apesar de não ser um
xisto, será considerada dentro desta seção por estar em contato gradacional
com o xisto e por ter passado pelos mesmos processos metamórficos a que
foram submetidos os xistos. É composta predominantemente por quartzo, com
pequena porcentagem de carbonatos, muscovita, biotita, granada, clorita,
opacos, plagioclásio detrítico, apatita e zircão.
Em amostra de mão, ela apresenta coloração cinza levemente
esverdeada. A rocha é sã, compacta e bastante resiliente. É composta por
quartzo branco e reagiu sutilmente ao HCl, mostrando a presença de
carbonatos. São visíveis pequenos cristais arredondados de granada de cerca
de 2 mm de diâmetro. A identificação de micas é difícil nesta escala, sendo
identificadas como pequenas manchas verdes escuras e submilimétricas, o que
provavelmente corresponde a cristais de biotita, biotita cloritizada ou clorita. Há
ainda cristais de pirita. São visíveis veios de quartzo cortando a rocha. A
foliação em amostra de mão não é clara; a rocha tem aspecto maciço.
Em seção delgada, os cristais de quartzo, cerca de 80% da lâmina, são
alongados, possuem contatos curvilíneos a interdigitados e exibem extinção
ondulante e subgrãos em alguns grãos. Em algumas porções da lâmina os
cristais de quartzo apresentam um aspecto “sujo”, por estarem cobertos por
uma fina camada de carbonato. Os carbonatos podem também estar nos
interstícios entre os grãos de quartzo.
Cristais de carbonato, como já explicado acima, ocorrem juntamente
com cristais de quartzo, mas também ocorrem em aglomerados, bem
cristalizados e subédricos, com cor.
Os cristais de biotita e muscovita ocorrem em pequena proporção na
lâmina e estão entre os cristais de quartzo, em cristais anédricos e alongados
definindo a xistosidade da rocha. A maior parte dos cristais de biotita estão

44. 44
cloritizados, mostrando cores verdes nas bordas e castanhas no centro do
mineral, exceto quando já estão completamente cloritizadas.
Cristais de clorita, além de fazerem parte da matriz ainda compõem
veios que ora são subparalelos à foliação, ora a cortam. Também há cristais de
granada parcialmente cloritizados e cristais totalmente cloritizados
(fotomicrografia 1). Na lâmina, os cristais de clorita mostram a cor de
interferência azul-berlim; alguns poucos mostram cor de interferência amarelo
de primeira ordem. São comuns as inclusões de zircão nos cristais de clorita,
mas também nos de biotita, o que gera halos escuros ao redor desses cristais,
que são muito pequenos.
Fotomicrografia 1: Clorita - carbonato quartzito do ponto 16 mostrando xistosidade S2 dada
pelos cristais de quartzo e de biotita cloritizada orientados. Mostra também cristais de granada
pouco cloritizado (os dois de cima) e inteiramente cloritizado (o cristal de baixo). Este último
apresenta halos escuros ao redor das inclusões de zircão. Escala: a borda inferior corresponde
a 6,5 mm. Luz natural.
Os cristais de granada que não se alteraram mostram uma foliação
interna no padrão snowball, dada pelos cristais de quartzo. Há também sombra
de pressão assimétrica ao redor desses cristais. Essas características são
indícios de que os cristais de granada foram se desenvolvendo ao mesmo

45. 45
tempo que a xistosidade da rocha. Como a amostra não foi orientada, não é
possível dizer o sentido do cisalhamento.
Os grãos de plagioclásio mostram geminação polissintética, são
anédricos, granulares, angulosos e estão em meio à matriz quartzosa da rocha
sem orientação preferencial. São detríticos porque não há relação entre esse
mineral e a composição química da rocha.
Há apatita e zircão como minerais acessórios. Os cristais de apatita são
anédricos e ocorrem como inclusão em cristais de clorita e granada cloritizada.
Já os cristais de zircão ocorrem em cristais de granada cloritizada, muito
pequenos, formando halos escuros característicos.
A textura da rocha é granoblástica. Estruturalmente a rocha mostra uma
xistosidade marcada pelos cristais de quartzo alongados e pelos cristais de
muscovita, biotita e clorita orientados preferencialmente. Pelas relações de
afloramentos, sabe-se que essa xistosidade corresponde à S2. Os cristais de
granada foram gerados ao mesmo tempo em que essa xistosidade se
desenvolvia. Isso caracteriza o metamorfismo que gerou essa foliação como
Fácies Xisto Verde, Zona da Granada.
Posteriormente ao metamorfismo regional que gerou S2, houve outro
evento que provocou a cloritização dos cristais de biotita e granada e que
inseriu veios de clorita na rocha. É provável que este evento tenha sido um
evento hidrotermal, pois há a formação de veios de clorita.
A rocha pretérita do clorita – carbonato quartzito provavelmente era um
arenito calcário, composto majoritariamente por areia quartzosa com boa
seleção granulométrica, boa seleção composicional (poucos grãos de
plagioclásio) e uma pequena proporção de argila e cimento calcário.
A amostra 24 é vermelha e cinza em amostra de mão, sã, composta de
quartzo, muscovita e biotita. Os cristais estão orientados formando uma
xistosidade S2. S2 está bastante dobrada e é observada clivagem de
crenulação e xistosidade S3 nos planos axiais das dobras.

46. 46
Em lâmina esta amostra é composta por muscovita (60%), quartzo
(35%), granada (2%), biotita (1%) e opacos (2%).
Os cristais de muscovita estão orientados em camadas intercaladas com
camadas de quartzo, ambos os minerais com granulação fina. Há alguns
cristais de granada, no entanto estes cristais estão completamente alterados,
formando uma textura afanítica localizada, restando apenas alguns fragmentos
isotrópicos no centro desses grãos afaníticos. Há sombras de pressão
assimétricas nos entornos dos cristais de granada. Cristais de biotita ocorrem
em pequena proporção em meio a cristais de quartzo, paralelos aos cristais de
quartzo alongados.
A textura da rocha é lepidoblástica. Estruturalmente esta amostra é
muito rica, como é possível observar na fotomicrografia 2 e 3. A foliação mais
penetrativa na rocha é a xistosidade S2, definida pelos cristais de muscovita,
quartzo e biotita alongados. É uma xistosidade predominantemente contínua,
mas raramente são encontrados alguns micrólitos mostrando uma foliação
anterior. Esses micrólitos são lenticulares (fotomicrografia 2) e mostram cristais
de muscovita e quartzo formando uma xistosidade reliquiar S1, que está
crenulada, ou seja, S2 é a clivagem de crenulação diferenciada de S1. A
xistosidade S2 está crenulada e dobrada, em geometrias abertas, fechadas e
em kink bands (fotomicrografia 3). Em alguns setores essas crenulações
formam clivagens de crenulação e também xistosidade incipiente, dada pela
reorientação de cristais de quartzo e muscovita, que recebem o nome S3
(fotomicrografia 3). S3 são superfícies espaçadas, planares e pouco
penetrativas. É visível na lâmina, ainda, outro plano, com diferente direção.
Esse plano é uma clivagem de crenulação incipiente observada em camadas
de muscovita (S2), denominada S4. S4 é uma clivagem de crenulação
incipiente, retilínea, espaçada, com baixa penetratividade.

47. 47
Fotomicrografia2: Ponto 24 mostrando um micrólito lenticular de S1 em meio à
xistosidade penetrativa S2. Escala: borda inferior da foto representa 3,5 mm da
seção. Luz natural.
Fotomicrografia 3: Ponto 24 mostrando a xistosidade S2 dobrada e crenulada; clivagens de
crenulação S3 na charneira da grande dobra, paralelas ao eixo dela; e clivagens de crenulação
de S4 retilíneas, cortando a camada de muscovita à direita da foto. Luz polarizada.

48. 48
S4 é a superfície gerada em mais baixa temperatura nesta rocha; S3 e
S2 podem ter sido geradas em temperaturas aproximadas, embora ainda
indeterminadas; e a superfície que foi gerada em mais alta temperatura é S2. A
presença de granada rotacionada no plano S2 mostra que esta superfície foi
gerada na Fácies Xisto Verde, Zona da Granada. As demais superfícies não
possuem minerais-índices que possibilitem a determinação do grau
metamórfico.
A amostra 79 corresponde a um xisto retirado da borda de uma área de
hornfels.
Em amostra de mão ela possui uma cor cinza clara, é resistente e pouco
intemperizada. É composta por quartzo, muscovita prateada e biotita preta, que
estão orientados em camadas e formam uma xistosidade S2. S2 é contínua,
planar e penetrativa. A xistosidade S2 está crenulada (crenulações
milimétricas) e dobrada. Em amostra de mão não é visível a presença de outra
foliação.
Foram feitas duas lâminas da amostra 79, nomeadas '79a' e '79b',
perpendiculares entre si. A lâmina 79a foi feita cortando a dobra
transversalmente e a lâmina 79b foi feita cortando a charneira da dobra.
As duas lâminas mostram camadas de quartzo (50%) intercaladas com
camadas de biotita (25%) e muscovita (25%). Há ainda minerais opacos.
Os cristais de muscovita estão orientados em camadas junto com os
cristais de biotita, ambos anédricos a subédricos, e estas camadas,
intercaladas com as camadas de quartzo, formam a xistosidade S2. A
muscovita também ocorre de forma euédrica, cortando a foliação S2. A biotita
apresenta forte pleocroísmo até a cor castanha avermelhada. Os cristais de
quartzo são anédricos, ocorrem de modo alongado ou granular. Exibem em
baixa proporção os efeitos de extinção ondulante e subgrãos; a maioria dos
cristais, no entanto, não os exibe.

49. 49
A textura da rocha é lepidoblástica. Estruturalmente a rocha mostra a
xistosidade S2, definida pela intercalação de camadas de quartzo e de micas,
como a estrutura mais penetrativa. Ela é contínua e planar. A xistosidade S2
está dobrada em dobras que variam de geometria. Há dobras abertas,
fechadas, kink e em cúspide. Algumas dessas dobras mostram o eixo rompido,
formando clivagem de crenulação (fotomicrografia 4) ou ainda uma nova
xistosidade, denominada S3, incipiente, espaçada, definida pela reorientação
de muscovita e quartzo. Esta S3 é visível em poucos setores da lâmina.
Fotomicrografia 4: Lâmina 79 mostrando S2 dobrada (chevron) e a clivagem de crenulação S3.
Luz polarizada.
Os cristais de quartzo sem extinção ondulante e sem subgrãos e os
cristais de muscovita e biotita euédricos que cortam a xistosidade são
evidências de metamorfismo de contato.
A amostra de mão 114 tem cor cinza prateado, é pouco intemperizada e
é composta por muscovita, quartzo e grafita. Ela tem complexa estruturação,
embora de fácil visualização ao olho nu. Ela possui uma xistosidade penetrativa

50. 50
S2 definida pela orientação preferencial de cristais alongados de muscovita e
quartzo. S2 possui muitas crenulações que tem amplitude de cerca de 1 mm ou
sub-milimétricas e pequeno comprimento de onda. Essas crenulações às vezes
estão rompidas formando clivagens de crenulação S3. São visíveis ainda
planos de mais uma clivagem de crenulação que corta S3, chamada de S4. A
rocha é um quartzo-muscovita Xisto, de textura lepidoblástica.
Essas relações entre as superfícies se mantêm claras também em
lâmina, com o adicional de ser observada ainda uma xistosidade incipiente S3
além da clivagem de crenulação S3. Além disso, é comum encontrar a
clivagem S4 preenchida por óxidos de ferro. S2 é contínua e bastante
penetrativa; S3 é espaçada e pouca penetrativa, assim como S4. Ainda, na
lâmina, são observados cristais de muscovita mais desenvolvidos, maiores e
de orientação aleatória. Isso evidencia uma pequena influência de
metamorfismo de contato. No entanto, tanto as superfícies S1, S2 e S3 bem
como a sutil influência de metamorfismo termal não puderam ser
caracterizados quanto ao seu grau metamórfico, pela ausência de minerais-
índices.
7.2 – FILITOS
Estas rochas estão restritas ao extremo NW da área, compondo 9,14%
dela. Tendem a tons róseos e amarelados quando intemperizadas e cinzas
quando sãs. As rochas estão mais bem formadas e resistentes em áreas mais
influenciadas por zonas de falhas – é importante levar em consideração que as
amostras laminadas foram retiradas dessas áreas porque elas são mais sãs e
resilientes, ao contrário das demais áreas, onde a rocha estava muito alterada
e friável. Esta amostragem pode, é claro, prejudicar a representação deste
litotipo, que fica restrito apenas a representação enquanto está milonitizado.
As amostras laminadas (58 e 68) são compostas majoritariamente por
sericita e quartzo e subordinadamente por uma fração muito pequena de biotita

51. 51
e de opacos. A amostra 58 ainda tem grande parte dos cristais de biotita
cloritizada.
A amostra de mão 58 possui cor cinza esverdeada e granulação muito
fina dos cristais de sericita e quartzo que a compõe. Estes minerais estão
alongados, formando uma foliação planar, muito penetrativa.
A lâmina 58 mostra os cristais de quartzo, sericita, biotita (cloritizada e
não cloritizada) e clorita, de granulação muito fina, alongados em uma trama
anastomosada definindo uma foliação milonítica S3 (fotomicrografias 5 e 6)
contínua e muito penetrativa. Há alguns agregados de recristalização de
quartzo que mostram uma granulação mais grossa. A textura da rocha é
granolepidoblástica. Há cristais de turmalina, na sua seção basal, euédricos de
formas hexagonais perfeitas. Esses cristais provavelmente são reliquiares,
embora haja a possibilidade de terem sido gerados por hidrotermalismo.
Fotomicrografia 5: Lâmina 58 mostrando cristais de sericita e quartzo estirados
formando a foliação milonítica S3. Luz polarizada.

52. 52
Fotomicrografia 6: Lâmina 68 mostrando cristais de quartzo e sericita estirados
formando a foliação milonítica S3. Luz polarizada.
Pelo fato de ter clorita cristalizada definindo o plano de foliação
milonítica S3, é possível concluir que o evento M3 de Metamorfismo Dinâmico
ocorreu na Fácies Xisto Verde, Zona da Clorita. O fato de os cristais de biotita
estarem subédricos a anédricos e reorientados de acordo com S3, mostra que
o evento que o gerou foi anterior, M2 – Metamorfismo Regional, sendo possível
então concluir que M2 chegou à Fácies Xisto Verde, Zona da Biotita. A rocha
recebe o nome de biotita-clorita-sericita-quartzo Milonito.
A amostra de mão 68 é de cor cinza avermelhada, composta de sericita
e quartzo de granulação muito fina. Estes minerais estão alongados e
orientados preferencialmente formando uma foliação milonítica S3. S3
apresenta crenulações sutis.
A lâmina 68 é semelhante à lâmina 58, no entanto não possui clorita,
nem agregados de recristalização de quartzo, nem cristais de turmalina. A
foliação S3 é idêntica à da lâmina 58, porém existe outra superfície superposta
à S3. Há clivagens de crenulação espaçadas e pouco penetrativas
interrompendo S3, denominadas clivagens de crenulação S4.

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Na lâmina 68 não se formaram minerais-índices (como a clorita) em S3,
não permitindo o estabelecimento do grau metamórfico de S3, no entanto o
grau metamórfico provavelmente se mantém na Zona da Clorita da Fácies
Xisto Verde, bem como é provável que o evento que gerou biotita seja o evento
M2, uma vez que os cristais estão subédricos a anédricos e rotacionados (às
vezes os cristais de biotita não chegam a ficar completamente paralelizados à
S3) e que M2 tenha sido um metamorfismo na Zona da Biotita da Fácies Xisto
Verde. A superfície S4 foi gerada apenas por uma deformação na rocha, sem
que ocorra metamorfismo; foi gerada num evento mais frio/rúptil do que aquele
que gerou S3. A rocha recebe o nome de biotita-sericita-quartzo Milonito.
7.3 – HORNFELS
É denominada hornfels a rocha que passou por metamorfismo termal.
Na área, isto corresponde à rochas encaixantes em proximidade com a Suíte
Magmática Valsungana, no caso, xistos. Variam entre rochas com a
xistosidade preservada e rochas onde a xistosidade já foi dissipada pelo
crescimento desordenado dos minerais, dando à rocha uma estrutura maciça.
Em amostra de mão, o hornfels 28 mostra-se maciço, bem preservado,
cinza escuro, composto por cristais de quartzo e biotita de granulação fina. Já a
amostra 115 mostra um hornfels bandado, cinza amarelado, composta por
bandas de quartzo e bandas de biotita, de granulação fina a média, mas
também com estrutura maciça. Em ambas as rochas é possível identificar uma
xistosidade reliquiar, dada pelo alinhamento de cristais de biotita, apesar de
estes cristais terem orientações aleatórias. Ambas as rochas tem textura
granoblástica.
A diversidade de minerais encontrada nas lâminas dessas rochas é
grande: quartzo (40%), biotita (30%), granada (traços%), cordierita (15%),
silimanita (fotomicrografia 7) e fibrolita (8%), andaluzita (2%), opacos (3%),
provável espinélio (1%), plagioclásio e microclínio (1%) e zircão (acessório) na
amostra 28; e quartzo (50%), biotita (30%), andaluzita (fotomicrografia 8)

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(10%), silimanita (5%), fibrolita (1%), cordierita (2%), opacos (2%) e zircão
(acessório) na amostra 115.
Muitos cristais são poiquilíticos, como os porfiroblastos de andaluzita, de
cordierita e de silimanita, em ambas as rochas. Os cristais de biotita de ambas
as rochas também são castanho avermelhados, com forte pleocroísmo. O
mineral verde na lâmina 28 permanece não identificado, mas, pela paragênese
da rocha, provavelmente é hercinita, um espinélio de ferro.
Ambas as assembleias mineralógicas encontradas nas rochas definem
uma paragênese de metamorfismo de contato na Fácies Piroxênio Hornfels.
Fotomicrografia 7: Lâmina 28 mostrando cristais de silimanita. Luz natural

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Fotomicrografia 8: Lâmina 115 mostrando cristais de quartzo, biotita e de andaluzita na porção
superior, mostrando as duas clivagens bem desenvolvidas. Luz polarizada.
7.4 – GRANITOS
Os granitos correspondem a 40% da área, ocupando a porção sudeste e
leste da área. Estão frequentemente alterados, apresentando uma coloração
avermelhada e aspecto quebradiço. Quando encontrados na sua forma sã,
podem mostrar colorações branca, cinza e vermelha. Ocorrem em três
diferentes fácies: a Fácies Porfirítica (FP), a Fácies Heterogranular Grossa
(FHG) e a Fácies Equigranular Média (FEM).
As amostras laminadas são três e correspondem a duas amostras da FP
e uma da FEM. Não foi encontrada amostra sã do granito FHG para laminar. A
FP é representada pelas amostras 26 e 46b e a FEM pela amostra 34. As três
rochas possuem estrutura maciça, em escala microscópica, e de fluxo em
escala mesoscópica.

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A amostra 26 em amostra de mão é branca e sã, composta de
microclínio (50%) com geminação simples visível em afloramento, plagioclásio
(15%), quartzo (20%) e biotita (15%). Foi observado também pirita.
Em lâmina a amostra é composta por microclínio (40%), quartzo (25%),
plagioclásio classificado como oligoclásio (20%), biotita (14%), muscovita (1%),
apatita, allanita, zircão e opacos (acessórios). Com essa proporção de
minerais, a rocha é um monzogranito.
A textura da rocha é porfirítica, com fenocristais de microclínio tabulares
poiquilíticos e fenocristais de quartzo. A matriz é equigranular média.
A amostra 46b é uma faixa de cerca de 3 cm de granitóide em meio a
uma intrusão basáltica. É composta por microclínio (40%), plagioclásio (25%) e
quartzo (35%).
Em lâmina, a rocha é composta por microclínio (30%), plagioclásio
classificado como oligoclásio (30%), quartzo (40%), allanita, apatita, zircão
(acessórios) e muscovita (traço). Com essa proporção de minerais, a rocha é
um monzogranito.
A textura da rocha é porfirítica, com fenocristais de microclínio e de
oligoclásio euédricos tabulares e poiquilíticos. A matriz é equigranular média. A
rocha está intensamente fraturada, o que foi provocado pela intrusão de rocha
básica neste granito.
A amostra 34 é bem preservada, cinza claro e composta por microclínio
(20%), plagioclásio (40%), quartzo (20%), biotita (20%), com fenocristais de
plagioclásio.
Em lâmina esta amostra é composta por microclínio (30%), plagioclásio
(30%), quartzo (25%), biotita (10%), muscovita (traço), clorita (5%), opacos
(traço), zircão, apatita e allanita (acessórios). Não foi possível classificar o