Geocronologia U-Pb em zircão de rochas intrusivas e de embasamento na região do Vale do Jacurici, Cráton do São Francisco, Bahia

U-Pb zircon geochronology of intrusive and basement rocks in the Jacurici Valley region, São Francisco Craton, Bahia

RESUMO

O Complexo Jacurici, NE do Cráton do São Francisco, é constituído de vários corpos máficos-ultramáficos N-S mineralizados a Cr, possivelmente fragmentos de um único sill rompido durante deformação. Alguns trabalhos sugerem que está intruso no Bloco Serrinha, enquanto outros o inserem no Cinturão Salvador-Curaçá. O embasamento nessa região é dividido informalmente em paragnaisses e ortognaisses, o último supostamente mais jovem, considerando-se estar menos deformado. Petrografia revelou que alguns dos paragnaisses são álcali-feldspato granitos fortemente milonitizados. Os ortognaisses ocorrem no norte e consistem, ao menos em parte, de monzogranitos com deformação heterogênea, localmente de baixa temperatura. ­Datações U-Pb em zircão foram realizadas para cinco amostras representativas. Apenas três resultaram em boas idades concórdias. Uma rocha máfica produziu idade de 2102 ± 5 Ma e é petrograficamente similar aos metanoritos do Complexo Jacurici, sendo interpretada como registro dos primeiros pulsos do magmatismo máfico. Um monzogranito gerou idade de 2995 ± 15 Ma, sendo mais antigo do que o esperado, relacionado ao Bloco Serrinha. Álcali-feldspato granito produziu idade de 2081 ± 3 Ma. O Sienito Itiúba e os pegmatitos que cortam o Complexo Jacurici têm idades semelhantes. Considerando a falta de informações sobre a sequência supracrustal que hospeda as rochas alcalinas e máficas-ultramáficas intrusivas nas áreas de Ipueira e Medrado, é possível que parte do terreno pertença ao Cinturão Salvador-Curaçá. Sugerimos que o Complexo Jacurici possa ter sido intrudido após a colagem tectônica entre o Bloco Serrinha e a parte mais antiga do Cinturão Salvador-Curaçá e, portanto, poderia ser hospedado por ambos.

Palavras-chave:
Bloco Serrinha; Cinturão Salvador-Curaçá; Complexo Jacurici.

ABSTRACT

The Jacurici Complex, located in the NE of the São Francisco Craton, is constituted by several Cr-mineralized mafic-ultramafic N-S bodies, possible fragments of a single sill disrupted during deformation. Some works suggest it is intruded on the Serrinha Block while others consider it in the Salvador-Curaçá Belt. The basement on this region is informally divided into paragneisses and orthogneisses; the latter is supposed to be younger considering it is less deformed. Petrography revealed that some of the paragneisses are alkali-feldspar granite strongly milonitized. The orthogneisses occur at the north and consist, at least in part, of monzogranites with heterogeneous deformation, locally of low temperature. U-Pb zircon dating were performed for five representative samples. Just three provided good concordia ages. A mafic rock produced a 2102 ± 5 Ma age and it is petrographically similar to the metanorites described in the Jacurici Complex, being interpreted as the record of the first pulses of the mafic magmatism. A monzogranite yielded a 2995 ± 15 Ma age, older than expected, related to the Serrinha Block. The alkalifeldspargranite yielded a 2081 ± 3 Ma age. The Itiúba Syenite and the pegmatites that crosscut the JacuriciComplex have similar ages. Considering the lack of information about the supracrustal sequence that hosts the intrusive alkaline and mafic-ultramafic rocks at the Ipueira and the Medrado areas, it is possible that part of the terrain belongs to the Salvador-Curaçá Belt. We suggest that the Jacurici Complex could be intruded after the tectonic amalgamation between the Serrinha Block and the older part of the Salvador-Curaçá Belt and, therefore, could be hosted by both terrains.

Keywords:
Serrinha Block; Salvador-Curaçá Belt; Jacurici Complex

INTRODUÇÃO

A região do Vale do Jacurici está localizada no nordeste do Cráton do São Francisco no Estado da Bahia e é conhecida por hospedar o Complexo Máfico-Ultramáfico Vale do Jacurici que concentra o principal depósito de cromita do Brasil. Essa região localiza-se em uma zona limite entre dois importantes segmentos crustais: o Bloco Serrinha, a leste, e o Cinturão Salvador-Curaçá, a oeste. Nos últimos anos, diversos autores buscaram explicar o contexto geotectônico. Barbosa et al. (2003b), Barbosa e Sabaté (2003), Misi et al. (2012) e Barbosa et al. (2012) consideram o Complexo intrusivo nos terrenos granulíticos do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá. Por outro lado, Teixeira et al. (2000) eOliveira et al. (2004a; 2004b) entendem que as rochas máficas-ultramáficas estão inseridas nas sequências arqueanas de médio grau do Bloco Serrinha Mapeamento na escala 1:100.000 está sendo desenvolvido pela Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM) e mapeamentos em escala de maior detalhe têm sido realizados de forma sistemática pela Companhia de Ferro Ligas da Bahia (FERBASA), empresa que explora o distrito cromitífero do Vale do Jacurici e que busca entender as relações entre as rochas mineralizadas e o embasamento. No entanto, na região específica das intrusões máficas-ultramáficas, poucos dados geocronológicos estão disponíveis. Assim, este estudo buscou agregar novos dados geocronológicos U-Pb em zircão por LA-MC-ICP-MS de rochas adjacentes aos corpos mineralizados na região do Vale do Jacurici de modo a contribuir para o entendimento do posicionamento temporal dessas mineralizações e prover novos dados que apoiem as interpretações do contexto geológico regional.

CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

O Cráton do São Francisco (Fig. 1) é a unidade melhor exposta do Escudo Pré-Cambriano Brasileiro (Barbosa & Sabaté 2004). Segundo Barbosa et al. (2012),o embasamento do Cráton na Bahia sugere seis segmentos:

1. 1. o Bloco Gavião, no qual predominam terrenos gnáissicos e migmatíticos intercalados com greeenstone belts e granitoides;

2. 2. o Bloco Serrinha, no qual predominam rochas da fácies anfibolito;

3. 3. o Bloco Uauá, no qual no mesoarqueano foi gerado o Complexo Anortosítico Lagoa da Vaca cujas encaixantes são similares ao Bloco Serrinha;

4. 4. o Bloco Jequié, formado por rochas metamórficas de grau alto;

5. 5. o Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá constituído por rochas metamórficas orto- e para-derivadas, intensamente deformadas e, em grande parte, reequilibradas na fácies granulito; e

6. 6. o Cinturão Salvador-Esplanada, constituído majoritariamente por gnaisses, localmente migmatitos e granulitos.

Figura 1:
Mapa do Cráton do São Francisco mostrando a localização da área de estudo. (modifiado de Barbosa et al. 2003b).

A configuração atual do embasamento do Cráton do São Francisco é interpretada como produto da colisão paleoproterozoica de antigos blocos arqueanos (Gavião, Serrinha, Jequié e Itabuna-Salvador-Curaçá) que foram amalgamados em aproximadamente 2,0 Ga para formar o que é hoje o cráton. Segundo essa interpretação, a colisão ocorreu com movimento de quatro blocos no sentido NW-SE (Fig. 2A) marcado por falhas de empurrão e zonas transcorrentes tardias (Barbosa & Sabaté 2003).

Figura 2:
(A) Posições sugeridas para os blocos arqueanos no início da colisão paleoproterozoica. Extraído de Barbosa e Sabaté (2003). (B) Mapa geológico simplifiado do segmento norte do Cinturão-Itabuna-SalvadorCuraçá, destacando dentro da linha tracejada os corpos cromitíferos do Vale do Rio Jacurici. Extraído de Menezes Leal et al. (2012), modifiado de Teixeira et al. (2010).

A porção nordeste do Cráton do São Francisco, onde está localizada a área deste trabalho, é constituída de dois segmentos crustais, o Bloco Serrinha a leste e a porção norte do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá a oeste (Fig. 2B).

O Bloco Serrinha (Barbosa & Sabaté 2002, 2004) ou Núcleo Serrinha (Rios 2002) é uma importante unidade arqueana-paleoproterozoica, cuja configuração estrutural é considerada como resultado da tectônica do evento paleoproterozoico que atuou principalmente sobre o Complexo Santa Luz e o Greenstone Belt do Rio Itapicuru (Kosin et al. 2003).

O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá (Barbosa et al. 2003b)é um dos segmentos mais jovens do Cráton do São Francisco (Barbosa & Sabaté 2002) e consiste em uma faixa com cerca de 800 km de extensão formada essencialmente por rochas gnáissico-granulíticas arqueanas e paleoproterozoicas, altamente deformadas e metamorfizadas em decorrência da colisão dos blocos arqueanos em aproximadamente 2,0 Ga. É dividido em dois segmentos. A parte norte é conhecida por Cinturão Salvador-Curaçá (Santos & Souza 1985) ou Orógeno Salvador-Curaçá (Oliveira et al. 1999), enquanto que a parte sul é mencionada como Cinturão Granulítico da Costa Atlântica (Mascarenhas 1979), Cinturão Móvel da Costa Atlântica (Costa & Mascarenhas 1982) ou Cinturão Granulítico de Itabuna (Figueiredo 1989).

Bloco Serrinha

No Bloco Serrinha, são reconhecidas as seguintes unidades litoestratigráficas (Barbosa et al. 2012): Complexo Santa Luz, Rochas Máficas-Ultramáficas associadas ao Complexo Santa Luz, Greenstone Belt Serrinha/Rio Itapicuru e Rochas Granitoides.

Segundo trabalhos recentes de Barbosa et al. (2012) e Cunha et al. (2012), o Complexo Santa Luz é formado por um conjunto gnáissico-granítico-migmatítico mesoarqueano, disposto em um trend NNW-SSE, em grande parte metamorfizado na fácies anfibolito. Essas rochas gnáissicas e migmatíticas formaram-se entre 3,0 - 2,7 Ga, e no intervalo de 2,1 e 1,9 Ga foram deformadas e metamorfizadas, por vezes fundidas parcialmente (Melo et al. 1995).

As Rochas Máficas-Ultramáficas associadas ao Complexo Santa Luz ocorrem na porção sul e são constituídas por serpentinitos, harzbugitos serpentinizados, cromititos maciços e gabros, sendo todo o conjunto usualmente denominado de Peridotito Cromitífero de Santa Luz (Barbosa et al. 2012).

O Greenstone Belt Serrinha/Rio Itapicuru está estruturado segundo direção geral N-S com inflexão para E-W na porção sul e encontra-se inserido em rochas gnáissicas e migmatíticas do embasamento do Bloco Serrinha (Misi et al. 2012). Conforme proposto por Kishida (1979) e Silva et al. (2001), esse terreno é subdividido em três unidades litoestratigráficas, da base para o topo: Unidade Vulcânica Máfica, Unidade Vulcânica Intermediária a Félsica e Unidade Sedimentar. Segundo Misi et al. 2012), ainda no contexto da unidade sedimentar, ocorrem formações ferríferas e manganesíferas e chert laminado. Os dados geocronológicos apontam para idades paleoproterozoicas, sendo 2145 ± 8 Ma/2142 ± 6 Ma (U-Pb SHRIMP em zircões, Oliveira et al. 2010) para metabasaltos e 2081 ± 9 Ma (U-Pb SHRIMP em zircões, Oliveira et al. 2010) para andesitos e dacitos. Exceto nos limites, todo o conjunto encontra-se metamorfizado em fácies xisto verde (Cunha et al. 2012).

As rochas supracrustais do greenstone Belt do Rio Itapicuru foram intrudidas por diferentes magmas graníticos no riaciano-orosiniano (Cunha et al. 2012) que incluem granitoides sintectônicos do tipo IA, granitoides tardi- a pós-tectônicos calcialcalinos e, ocasionalmente, granitoides do tipo S (Misi et al. 2012).

Cinturão Salvador-Curaçá

As unidades litoestratigráficas da porção norte do Cinturão Salvador-Curaçá são a Suíte São José do Jacuípe, o Complexo Tanque Novo Ipirá, o Compexo Caraíba, as Rochas Máficas-Ultramáficas do Vale do Curaçá e Granitoides intrusivos (Oliveira et al. 2004a).

A Suíte São José do Jacuípe é uma associação máfica-ultramáfica localizada a sudoeste, imbricada tectonicamente nos complexos Tanque Novo Ipirá e Caraíba. A leste, é composta por biotita ou hornblenda norito, gabronorito e, subordinadamente, leucogabro. A oeste, são mais frequentes ferrogabro e ultramáficas peridotíticas e piroxeníticas (Kosin et al. 2003). Teixeira (1997) interpreta como rochas toleíticas de fundo oceânico. Silva et al. (1997) obteve idade (U-Pb SHRIMP em zircão) de 2,69 Ga para um xenólito de gabronorito incluso em enderbito TTG do Complexo Caraíba, indicando que a Suíte São José do Jacuípe seria arqueana.

O Complexo Tanque Novo-Ipirá é constituído por uma sequência vulcanossedimentar metamorfizada a alto grau. Foram descritas seis unidades (Melo et al. 1995; Kosin et al. 2003):

1. 1. biotita gnaisses aluminosos, kinzigíticos ou ricos em granada, migmatizados, associados a gnaisse bandado, calcissilicáticas, quartzito, formação ferrífera, rocha grafitosa e rochas metamáficas e metaultramáficas;

2. 2. calcissilicáticas e quartzito, metacalcário, anfibolito e formação ferrífera bandada;

3. 3. hornblenda-biotita gnaisse com bandas quartzo-feldspáticas, localmente granadíferas, intercalado com níveis anfibolíticos;

4. 4. gnaisse grafitoso associado a calcissilicáticas, com intercalações de quartzito ferruginoso, anfibolito, biotita gnaisse, gnaisse kinzigítico, gnaisse quartzo-feldspático e quartzito;

5. 5. gnaisse bandado (bandas granítico-granodioríticas e gabroico-dioríticas), com intercalações de gnaisse tonalítico, anfibolito e calcissilicáticas; e

6. 5. gnaisse quartzo-feldspático, com ou sem granada e rara biotita, associado a quartzito.

O Compexo Caraíba é constituído por ortognaisses tonalíticos (granulitos enderbíticos), granodioríticos (granulitos charnoenderbíticos), mais restritamente, graníticos (granulitos charnockíticos), trodhjemíticos (granulitos trodhjemíticos) e corpos lenticulares de granulitos gabro-dioríticos (Barbosa et al. 2012). O metamorfismo alcançou a transição da fácies anfibolito-granulito para fusão parcial (Kosin et al. 2003). Idades próximas de 2,1 Ga (Pb-Pb em zircão) foram interpretadas como de formação (Sabaté et al. 1994). No entanto, Silva et al. (1997) obtiveram idades de 2695 e 2634 Ma (U-Pb SHRIMP) para ortognaisses e concluíram como de cristalização, sendo a idade de 2072 Ma (bordas de zircão) associada ao metamorfismo granulítico.

As Rochas Máficas-Ultramáficas do Vale do Curaçá ocorrem intrusas nos complexos Caraíba e Tanque Novo Ipirá, constituem corpos de hiperstenitos e noritos, enclaves de peridotitos e anfibolitos e lentes de gabro e gabro norito (Teixeira et al. 2010; Menezes Leal et al. 2012; Misi et al. 2012). Alguns hospedam mineralizações sulfetadas de cobre (Teixeira et al. 2010) que vêm sendo exploradas há mais de 30 anos, atualmente lavradas pela Caraíba Metais S.A. Oliveira et al. (2004b) dataram noritos obtendo idades de 2580 ± 10 e 2103 ± 23 Ma (U-Pb SHRIMP), interpretadas, respectivamente, como de cristalização e pico do metamorfismo granulítico.

Granitoides paleoproterozoicos diversos ocorrem intrusivos no Cinturão Salvador-Curaçá. Apresentam ampla variedade composicional (sienitos, granitos, granodioritos, mozonitos), posicionados em regimes pré- a pós-tectônicos. O mais relevante é o maciço Sienítico de Itiúba, de grande expressão, que constitui um batólito alongado N-S com cerca de 150 km de extensão (Conceição 1990). No entendimento de Conceição e Otero (1996), teve colocação em regime transcorrente do tipo pull-apart .

Complexo Máfico Ultramáfico Vale do Jacurici

O Complexo Jacurici é formado por vários corpos máficos-ultramáficos estratificados dispostos em um trend N-S no Vale do Rio Jacurici, a leste da Serra de Itiúba. São compostos por rochas cumuláticas, parcialmente afetadas por metamorfismo de fácies anfibolito, que variam desde dunitos até ortopiroxenitos e gabronoritos (Marques & Ferreira Filho 2003). Pelo menos 15 desses corpos apresentam mineralizações econômicas de cromita. Detalhes sobre a constituição dos corpos mineralizados, evolução petrológica e metalogenética podem ser observados nos trabalhos de Deus e Viana (1982), Marques e Ferreira Filho (2003), Marques et al. (2003) e Dias et al. (2014). Oliveira et al. (2004b) dataram um norito (área de Medrado) e obtiveram idade de cristalização de 2085 ± 5 Ma (U-Pb SHRIMP).

Referente à evolução estrutural e metamórfica dessa área específica, poucos trabalhos foram conduzidos e continua sendo referência Marinho et al. (1986). Os seguintes eventos são reportados:

1. 1. Evento deformacional D1 responsável por dobramentos isoclinais e transposições, tendo como registro a foliação S1 paralela a S0, bem marcada nas rochas supracrustais hospedeiras (Granada Biotita Gnaisse) e nos ortognaisses granodioríticos (G1).

2. 2. Evento deformacional D2, que dobra (isoclinais e apertadas) a foliação S1 dos gnaisses bandados. Contemporâneo a esse evento haveria intrusão de granodioritos e tonalitos (G2).

3. 3. Evento deformacional D3, responsável pela estruturação do trend regional de direção NNE a NNW. Durante esse evento, intrudiram rochas graníticas a sieníticas (G3), cujo representante principal é o Sienito Itiúba.

Quanto ao metamorfismo, de modo geral, todas as rochas estariam granulitizadas à exceção das intrusões G3, que teriam sofrido apenas metamorfismo de fácies anfibolito com picos localizados na fácies granulito. Marinho et al. (1986) posicionam o Complexo máfico-ultramáfico Jacurici como no evento D1, anterior às injeções G1.

MATERIAIS E MÉTODOS

Foram realizados trabalhos de campo ao longo da área de ocorrência das rochas máfica-ultramáficas do Complexo Jacurici em uma extensão de 50 a 60 km, N-S. Essa etapa teve o apoio da FERBASA, tendo como base mapas de trabalho internos da empresa. A coleta de amostras foi direcionada para rochas adjacentes aos corpos máfico-ultramáficos e para rochas entendidas como pertencentes a um terreno de embasamento possivelmente mais jovem a norte. Os trabalhos de laboratório foram realizados no Laboratório de Geologia Isotópica da Universidade Federal do Rio Grande do Sul (LGI/UFRGS). Foram selecionadas 11 amostras, sendo 5 destinadas a análises isotópicas. Para petrografia, utilizou-se o Microscópio Leica DMLP. Para geocronologia, as amostras foram moídas, peneiradas e minerais pesados concentrados por bateia. Os minerais não magnéticos foram separados utilizando o separador eletromagnético Frantz. Zircões foram catados, montados em resina epoxy , lixados, polidos e fotografados. Imagens backscattering foram obtidas no Microscópio Eletrônico de Varredura JEOL JSM-6610LV do LGI/UFRGS. As análises isotópicas U-Pb em zircão foram obtidas através de ablação a laser (New Wave Excimer - k = 193 nm) em espectrômetro de massa multicoletor com plasma indutivamente acoplado modelo Neptune/Finnigan (LA-MC-ICP-MS).As determinações realizadas seguiram o procedimento de Bühn et al. (2009). A ablação foi realizada em spots 30 µm, frequência de 10 Hz e intensidade de 2 mJ/cm². Os dados foram adquiridos em 40 ciclos de 1 s, sendo utilizado padrão GJ-1 (Jackson et al. 2004) para correções de fracionamento de massa. A redução dos dados foi realizada em planilha Microsoft(r) Excel (cf . Bühn et al. (2009), que permite correções para branco, deriva do equipamento e chumbo comum. As incertezas associadas às razões são de 1 σ. As idades foram calculadas e os diagramas (95% de confiança) construídos utilizando o ISOPLOT 3.0 (Ludwig 2003).

RESULTADOS

Geologia local

A geologia da região do Vale do Rio Jacurici compreende aproximadamente 1500 km² e consiste de área complexa com rochas de idades estimadas entre arqueano e paleoproterozoico. Neste trabalho, o contexto geológico local está baseado nos trabalhos que vêm sendo desenvolvidos pela FERBASA e é tentativamente contextualizado em um mapa simplificado a partir das versões preliminares dos mapas 1:100.000 folhas Andorinha (SC.24-Y-B-II) e Pinhões (SC.24-V-D-V) da CPRM disponíveis no GEOBANK. A Fig. 3 representa essa simplificação e exibe os pontos descritos e amostrados.

Figura 3:
Mapa preliminar da geologia da região do Vale do Jacurici. Simplifiado de Costa (2014).

As unidades descritas pela CPRM na área são consideradas como pertencentes ao Complexo Santa Luz de idade mesoarqueana e são elas: ortognaisses migmatíticos metassomatizados, ortognaisses migmatíticos tonalíticos a granodiroríticos, rochas metamáficas e metaultramáficas, mármores calcítico a dolomítico e granada biotita gnaisse. Na escala do mapa, o Complexo Máfico-Ultramáfico Vale do Jacurici estaria hospedado na unidade de granada biotita gnaisse. A oeste dessa faixa, encontra-se a área de ocorrência das rochas granitoides intrusivas de idade riaciana, representadas pelo Maciço Sienítico Itiúba. No extremo noroeste, afloram rochas do Orógeno Salvador-Curaçá, representadas pelo Complexo Caraíba e Complexo Tanque Novo-Ipirá.

Os trabalhos desenvolvidos pela FERBASA definem informalmente três conjuntos principais como sendo as hospedeiras do Complexo. Um conjunto de migmatitos e gnaisses mais deformados (este de ocorrência restrita e não em contato direto com as ultramáficas), um conjunto de paragnaisses, e um conjunto definido como ortognaisses, estes últimos aflorantes na parte norte da área, considerados até o momento como mais jovens, devido à menor intensidade de deformação, e tidos como intrusivos nos paragnaisses e migmatitos. Na área do Complexo, particularmente em Medrado, ocorre uma sequência siliciclástica variada e mármores calcíticos a dolomíticos (com e sem olivina), claramente metassedimentar. O grupo denominado de paragnaisses incluiria também rochas quartzosas ricas em granada comuns na proximidade de Ipueira. Ainda, são consideradas como desse grupo rochas geralmente de coloração clara, fortemente milonitizadas, e com frequentes intercalações de rochas máficas (chamadas genericamente de anfibolitos), consideradas como parte do embasamento. A derivação sedimentar dessas rochas miloníticas específicas não é possível de ser definida em campo com clareza. A presença de poucos afloramentos e, principalmente, a intensidade de deformação milonítica obliteram muito a relação dessas rochas com as demais do embasamento.

Foram visitados e amostrados os litotipos considerados representantes destas três grandes unidades, sendo dedicada atenção na petrografia, para posterior datação geocronológica, apenas às rochas ortoderivadas e àqueles litotipos cuja definição entre orto- e para-derivados foi considerada difícil em campo. A necessidade de uma melhor definição da relação temporal entre os orto- e para-gnaisses é considerada como relevante pela FERBASA por entender que as rochas mineralizadas estão majoritariamente incluídas nos terrenos de paragnaisses. Posterior a todas as unidades, encontram-se os granitoides de natureza alcalina relacionados ao Maciço Itiúba que formam corpos de grande porte e com variável milonitização desde intensa até leve nas proximidades do Maciço até corpos isolados com milonitização leve a incipiente.

Assim, os pontos JR-08B e JR-08C são representantes do considerado como paragnaisses na região de Ipueira e consistem de rocha de coloração clara, localmente com foliação milonítica penetrativa e segregação de sílica e bandas ricas em mica branca. As amostras aqui coletadas e descritas representam as porções menos milonitizadas do conjunto e estão na região de contato com as ultramáficas. Rochas similares a essas são reportadas como aflorantes junto aos mármores na área da Mina de Medrado. Da mesma forma, o ponto JR-05A é considerado como desse grupo de paragnaisses, mas está localizado mais a norte do Complexo, na área de um pequeno corpo ultramáfico denominado de Teiú. O ponto JR-02D (Fig. 4C) consiste de uma rocha máfica intrusiva no grupo dos paragnaisses na área da cava de Riachão I, denominado genericamente de anfibolito e entendido como sendo parte do embasamento das rochas do Complexo Jacurici. Já o ponto JR-03A (Figs. 4A e 4B), da localidade de Praça, representa o grupo de ortognaisses considerados até o momento como intrusivo nos paragnaisses. Essa relação de intrusão é uma interpretação genérica de campo devido às características gerais como a aparência menos deformada das rochas. Representando os corpos entendidos como tardios, foram amostrados os pontos JR-01A (Fig. 4D) e JR-01B que afloram como um corpo isolado com características de rocha de composição mais alcalina variando localmente na intensidade de milonitização de leve a incipiente.

Figura 4:
Fotografis de aflramentos das rochas estudadas nos pontos. (A) JR03A - aspecto geral do aflramento. (B) Xenólito observado nas rochas do ponto JR03A. (C) JR02D - aspecto geral da rocha máfia. (D) JR01A - intrusiva alcalina.

No presente trabalho, excetuando-se algumas áreas restritas de gnaisses e migmatitos, pode-se observar a presença de bandamento apenas no ponto JR-05A. Nas demais áreas, o que se observa é uma deformação milonítica heterogênea de direção N-S com caráter pervasivo local. Também localmente há dobramentos apertados a isoclinais com forte transposição paralela a essa foliação.

Petrografia

A análise petrográfica permitiu observar que as rochas agrupadas como paragnaisses, mas que em campo apresentavam características duvidosas quanto a sua origem (JR-08B, JR-08C e JR-05A), são rochas ortoderivadas de natureza granítica. As descrições permitiram separar as amostras em dois grupos de acordo com a composição QAP (Fig. 5). Um constituindo monzogranitos e outro de composição mais alcalina variando de sienogranitos a álcali-feldspato granitos. A seguir serão descritas as características gerais desses dois grupos e da rocha máfica (JR-02D), reconhecida genericamente no campo como anfibolito, mas que se trata de um metagabronorito.

Figura 5:
Classificação das rochas félsicas encaixantes imediatas do Complexo Máfio-Ultramáfio Vale do Jacurici segundo Streckeisen (1976).

Monzogranitos

As rochas monzograníticas (JR-03A e JR-05A) comumente apresentam textura ígnea maciça a bandada, com mineralogia constituída por quartzo, K-feldspato, plagioclásio, biotita, opacos e zircão, sendo que localmente pode-se observar a presença da augita. Essa unidade é inequigranular, de textura média a fina composta principalmente por grãos subédricos a euédricos de K-feldspato, plagioclásio, quartzo e biotita. Existem contatos locais a 120° entre os grãos de quartzo da rocha, mas eles não são frequentes para gerar uma textura característica e dominantemente granoblástica. O quartzo ocorre sempre com extinção ondulante, os cristais são anédricos em sua maioria e os contatos entre os minerais são por vezes interlobados ou angulosos. Os grãos frequentemente formam subgrãos (Figs. 6A e 6B). O plagioclásio ocorre como grãos subédricos, de até 2,5 mm, que apresentam macla polissintética, muito localmente encurvada devido à deformação. O plagioclásio apresenta contatos retilíneos com outras fases minerais e alguns se encontram sericitizados, tanto nas bordas quanto internamente. O K-feldspato, pertitizado e microclínio, tem forma anédrica a subédrica e tamanho de até 5 mm. Apesar da forte alteração, os minerais podem ser reconhecidos através das suas texturas pertíticas e pela macla xadrez. A biotita, menor que 5%, normalmente está alterada e se apresenta de 2 formas: como agregados entre outras fases minerais marcando fluxo ígneo e como cristais subédricos de até 1,5 mm (Figs. 6C e 6D). O piroxênio presente é geralmente a augita, são cristais que ocorrem em agregados e apresentam coloração acinzentada a luz natural. Alcançam até 1,5 mm e são subédricos. Por vezes, estão fraturados e se observa orientação que marca a foliação da rocha. O zircão é mineral acessório nessa rocha e aparece incluso em K-feldspato e nos cristais de quartzo.

Figura 6:
JR-03A. (A) Aspecto macroscópico do monzogranito mais claro e menos deformado. (B) Quartzo recristalizado - luz polarizada. (C) Lamelas de biotita entre cristais de K-feldspato - luz polarizada. (D) K-fedspato alterado por argilização - luz polarizada.

A foliação é marcada pela orientação dos fenocristais de K-feldspatos, pelas bandas de variação granulométrica dos grãos e por alinhamento dos piroxênios, podendo ser considerada como de fluxo ígneo em alguns locais ou deformacional em outros onde o bandamento é bem visível em campo (JR-05A, Fig. 7A). Nas regiões onde a rocha encontra-se mais deformada, observa-se textura milonítica mais pronunciada com acentuada quebra de grãos. Fenocristais de K-feldspato com até 1 cm podem apresentar bordos mais intensamente quebrados formando uma cauda de destruição. A recristalização isolada dos cristais de quartzo em combinação com quebra dos feldspatos e a ocorrência de foliação incipiente em determinadas porções nessa unidade e bandamento pronunciado, mas sem forte recristalização em outras, indicam que a deformação processou-se em condições de baixa a no máximo média temperatura nas rochas da porção norte da área estudada, não sendo de alto grau e deixando, em muito locais, a trama ígnea praticamente intacta.

Figura 7:
JR-05A. (A) Aspecto macroscópico do monzogranito quando bandado. (B) Cristal de K-feldspato com inclusão de plagioclásio - luz polarizada. (C) Foliação da rocha dada pela orientação de augita e de outras fases minerais e também pela diferença granulométrica entre bandas - luz polarizada. (D) Grãos de piroxênio fraturados - luz polarizada.

Sienogranitos e álcali-feldspato granitos

Os sienogranitos e álcali-feldspato granitos (JR-01A, JR-01B, JR-08B, JR-08C) são texturalmente equigranulares a inequigranulares com textura variando de fina, média até grossa, localmente com foliação marcada por lamelas de biotita orientadas e por orientação de eixos maiores de quartzo (Figs. 8A e ). As amostras estudadas foram aquelas com menor intensidade de deformação milonítica, embora nessa unidade se observe no campo variação lateral para termos fortemente miloníticos. Essa unidade varia de equigranular a inequigranular. A textura ígnea está bem preservada e as rochas são compostas essencialmente por K-feldspato pertitizado, quartzo, biotita localmente bem alterada e raros grãos de plagioclásio e piroxênio. O feldspato alcalino pode ocorrer como cristais médios a finos, subédricos a anédricos de 0,2 - 2 mm, comumente com macla xadrez ou pertitas com exsoluções do tipo string finamente espaçadas (0,01 mm) (Figs. 9B e 9C). Geralmente os grãos não têm orientação preferencial e nem sinais de deformação. Alguns cristais estão intercrescidos com plagioclásio, onde se observa a formação de mirmequitas. Alguns grãos de microclínio se encontram com as clivagens argilizadas (Figs. 9B e 9C). O quartzo apresenta cristais anédricos intersticiais de até 0,8 mm, com extinção ondulante variável e sem orientação preferencial. Também ocorrem grãos anédricos maiores, de até 7 mm, com eixo maior orientado paralelamente à foliação e comumente com alguma recristalização. Alguns cristais são precoces e ocorrem como grãos globulares inclusos em outras fases minerais (Fig. 8D). O plagioclásio é muito raro, forma cristais subédricos a anédricos. Pode estar incluso como pertita, no quartzo ou incluir ortoclásio. A macla polissintética é contínua e finamente espaçada (Fig. 9D). A biotita forma lamelas de até 3 mm, que são orientadas paralelas à foliação ou ocorrem sem orientação preferencial. A mica branca ocorre restrita em contato reto com o quartzo e plagioclásio. O zircão ocorre como acessório incluso ou livre, titanita ocorre inclusa em feldspatos e opacos disseminados. Em raro local, justamente em zona próxima à área de contato com a ultramáfica, ocorre ortopiroxênio anédrico com até 0,7 mm, fraturado e parcialmente substituído por argilominerais e óxidos (Fig. 10D). A presença de ortopiroxênio poderia indicar composições charnoquíticas e um possível alto grau de metamorfismo para essas rochas; no entanto, os poucos cristais estão em clara feição de desequilíbrio. Devido a esse afloramento estar no contato com as rochas ultramáficas e esses granitos serem possivelmente intrusivos nas ultramáficas, não pode ser descartada a possibilidade de que os restos de ortopiroxênio encontrados sejam xenocristais.

Figura 8:
JR-01A. (A) Aspecto macroscópico de sienogranito com foliação magmática. (B) Biotita paralela à foliação da rocha. Cloritização pode ser observada - luz polarizada. (C) Porção de granulometria grossa mostrando a textura ígnea - luz polarizada. (D) Intercrescimento de K-feldspato e quartzo gerando mirmequitas. Ainda, quartzos precoces inclusos em K-feldspato - luz polarizada.

Figura 9:
JR-01B. (A) Aspecto macroscópico do álcali granito com textura equigranular. (B) Detalhe das clivagens argilizadas no microclínio - luz polarizada. (C) Pertita string com inclusão de quartzo precoce globular em extinção - luz polarizada. (D) Plagioclásio englobando parcialmente cristal de K-feldspato, que ainda possui inclusão de quartzo precoce globular. Todos estão inclusos em grande cristal de K-feldspato pertitizado - luz polarizada.

Figura 10:
JR-08B. (A) Aspecto macroscópico do álcali granito esbranquiçado com textura inequigranular. (B) Feldspato com fraturas preenchidas - luz polarizada. (C) Feldspato com fraturas preenchidas - luz natural. (D) Hiperstênio corroído e substituído - luz polarizada.

Metagabronorito

A rocha é equigranular média, com foliação muito incipiente marcada por diferença na proporção de hornblenda e plagioclásio (JR-02D, Fig. 11A). A mineralogia constitui-se de hornblenda, clinopiroxênio, plagioclásio, biotita e granada, com magnetita acessória. A hornblenda ocorre como cristais subédricos (até 2 mm), muitas vezes contornando ou incluindo parcialmente plagioclásio. Pode conter inclusões de clinopiroxênio e magnetita. O plagioclásio ocorre como prismas curtos (até 3 mm), varia de subédrico a euédrico e pode apresentar extinção ondulante e macla polissintética encurvada (Fig. 11B). O clinopiroxênio é prismático (0,25 a 2 mm), verde fraco a incolor, localmente fraturado. Pode estar incluso em plagioclásio como cristais arredondados (Fig. 11C) em textura reliquiar ígnea ou recristalizado em textura granoblástica. A granada ocorre como cristais euédricos de até 0,2 mm inclusos em plagioclásio ou como cristais maiores anédricos de até 2,5 mm contornados por hornblenda e piroxênio (Fig. 11D). A magnetita ocorre disseminada ou inclusa em plagioclásio, hornblenda e piroxênio. A recristalização parcial com textura granoblástica local e paragênese com granada e hornblenda indicam metamorfismo de fácies anfibolito. O protólito é provavelmente um gabronorito.

Figura 11:
JR-02D. (A) Aspecto macroscópico do anfiolito. (B) Plagioclásio com macla deformada - luz polarizada. (C) Clinopiroxênio arredondado incluso em plagioclásio - luz polarizada. (D) Contato interlobado de clinopiroxênio com plagioclásio e clinopiroxênio contornando granada.

Geocronologia U-Pb

Os estudos geocronológicos foram direcionados para as amostras JR-01A (álcali-granito), JR-02D (metagabronorito), JR-03A (monzogranito do terreno de "ortognaisses"), JR-05A e JR-08B (monzogranito e álcali-feldspato granito do terreno considerado "paragnaisses", respectivamente). Os dados foram obtidos a partir de grãos escolhidos de forma randômica, buscando analisar todas as tipologias de zircão. As amostras JR-01A e JR-05A continham apenas zircões metamictos e com alto chumbo comum, o que impediu a obtenção de informações confiáveis, sendo, portanto, desconsideradas.

A amostra JR-03A forneceu uma população de grãos de tamanho relativamente grande (100 - 200 µm), 3 x 1, euédricos com bordos levemente arredondados, bipiramidados e de cor amarelada. As imagens de backscattering (Figs. 12C e 12D) evidenciaram grãos homogêneos e fraturados (Figs. 12A e 12B). A partir de 17 pontos analíticos (Tab. 1), obteve-se uma idade de intercepto superior de 2992 ± 13 Ma com bordas tendendo a ser mais discordantes, porém sem definição de uma boa idade de intercepto inferior (Fig. 13A). Sete pontos forneceram uma idade concórdia de 2995 ± 15 Ma considerada como a idade de cristalização dessa rocha monzogranítica (Fig. 13B). A razão Th/U variou pouco, entre 0,27 e 0,61.

Figura 12:
Imagens de backscattering de zircões. (A e B) Amostra JR-03A-monzogranito. (C e D) Amostra JR-02Dmetagabronorito. (E e F): Amostra JR-08B-álcali granito.

Figura 13:
Diagramas da amostra JR-03A-monzogranito. (A) Diagrama mostrando idade de intercepto superior. (B) Diagrama concórdia mostrando a idade de cristalização do monzogranito.

Tabela 1:
Resultados isotópicos U-Pb por LA-MC-ICP-MS da amostra JR-03A.

• % Conc.: concordância entre as idades; f206: fração de 206Pb não radiogênico

A amostra de metagabronorito (JR-02D) forneceu poucos grãos, mas todos de boa qualidade. São grãos anédricos, médio a grandes (100 - 150 µm), 2 x 1 e de coloração rósea. Em imagens de backscattering , foi possível observar que são grãos homogêneos, sendo alguns porosos. Com 10 pontos analíticos (Tab. 2), foi obtida uma idade de intercepto superior de 2096 ± 12 Ma (Fig. 14A). Oito pontos fornecem uma idade de 2102 ± 5 Ma considerada como de cristalização dessa rocha máfica (Fig. 14B). A razão Th/U variou entre 0,23 e 1,21.

Figura 14:
Diagramas da amostra JR-02D-metagabronorito. (A) Diagrama mostrando idade de intercepto superior. (B) Diagrama de concórdia mostrando a idade de cristalização da rocha máfia.

Tabela 2:
Resultados isotópicos U-Pb por LA-MC-ICP-MS da amostra JR-02D.

• % Conc.: concordância entre as idades; f206: fração de 206Pb não radiogênico

A amostra de álcali-feldspato granito (JR-08B) forneceu aparentemente duas populações de zircões, uma de grãos amarelo-escuro geralmente maiores (150 - 250 µm) e outra de grãos translúcidos menores (150 - 200 µm). Alguns grãos exibem zonação magmática (Fig. 12E). Não houve diferenças analíticas nessas populações, sendo que parte dos grãos apresentaram chumbo comum, inviabilizando análises de boa qualidade em maior número. Alguns raros grãos exibiram núcleos herdados, porém metamictizados. Dezenove pontos analíticos (Tab. 3) determinaram uma idade de 2087 ± 9 Ma (Fig. 15A), sendo que 14 forneceram uma idade concórdia de 2081 ± 3 Ma considerada como de cristalização (Fig. 15B). Os grãos concordantes forneceram uma razão Th/U entre 0,50 e 1,53.

Tabela 3:
Resultados isotópicos U-Pb por LA-MC-ICP-MS da amostra JR-08B.

• % Conc.: concordância entre as idades; f206: fração de 206Pb não radiogênico

Figura 15:
Diagramas da amostra JR-08B-álcali granito. (A) Diagrama mostrando idade de intercepto superior. (B) Diagrama de concórdia mostrando a idade de cristalização do ácali-granito.

DISCUSSÃO E CONCLUSÃO

Os trabalhos de Barbosa et al. (2012) e Misi et al. (2012) sugerem que as rochas máficas-ultramáficas do Complexo Jacurici estão encaixadas nos terrenos granulíticos do Cinturão Salvador-Curaçá, possuindo foliação paralela a suas encaixantes e, apesar de deformadas, ainda preservam muitas feições texturais primárias (Barbosa et al. (2012). Por outro lado, Kosin et al. (2003) advogam que o Complexo Jacurici é intrusivo em rochas supracrustais metamorfizadas e ortognaisses tonalítico-granodioríticos do Complexo Santa Luz (Bloco Serrinha). Já Oliveira et al. (2004a) argumentam que o Complexo Jacurici não pode ser incluído no contexto do Complexo Caraíba (Cinturão Salvador-Curaçá), tendo em vista a idade 2983 ± 6 Ma (U-Pb SHRIMP em zircão - Oliveira et al. 2002) obtida para um ortognaisse denominado de G1 proveniente do Vale do Rio Jacurici, corroborando a ideia de colocação das rochas máficas-ultramáficas do Jacurici na ambiência tectônica do Bloco Serrinha. Um resumo das idades disponíveis para essa região encontra-se na Tab. 4.

Tabela 4:
Resumo de idades disponíveis para o Bloco Serrinha, Cinturão Salvador-Curaçá e Complexo Jacurici.

Bloco Serrinha
Unidade	Rocha	Idade (Ma)/Método	Interpretação	Referência
Complexo Santa Luz	Migmatitos (Paleossoma)	3085 ± 6/U-Pb SHRIMP (zircão)	Idade de formação	Oliveira et al. (2002)
Peridotito Cromífero Santa Luz	Gnaisse encaixante	2983 ± 8/U-Pb SHRIMP (zircão)	Idade de formação	Oliveira et al. (2007)
	Dique aplítico	2085 ± 12/U-Pb SHRIMP (zircão)	Idade de formação	Oliveira et al. (2007)
Greenstone Belt Serrinha/Rio Itapicuru	Metabasalto	2209 ± 60/Pb-Pb (monazita)	Idade de formação	Silva et al. (2001)
	Andesito da Unidade Vulcânica félsica	2109 ± 8/Pb-Pb	Idade de formação	Silva (1992)
	Metabasalto Maciço e Porfirítico	2145 ± 8/U-Pb SHRIMP (zircão)	Idade de formação	Oliveira et al. (2010)
	Metabasalto Maciço e Porfirítico	2142 ± 6/U-Pb SHRIMP (zircão)	Idade de formação	Oliveira et al. (2010)
Greenstone Belt Serrinha/Rio Itapicuru	Andesito- Dacito	2170 ± 60/Pb-Pb (monazita)	Idade de formação	Silva et al. (2001)
	Dacito	2081 ± 9/U-Pb (SHRIMP)	Idade de formação	Oliveira et al. (2010)
Cinturão Salvador-Curaçá
Unidade	Rocha	Idade (Ma)/Método	Interpretação	Referência
Complexo Caraíba	Granulito Enderbítico (núcleo do zircão)	2695 ± 12/U-Pb (SHRIMP)	Idade de formação	Silva et al. (1997)
	Granulito Enderbítico	2072 ± 15/U-Pb (SHRIMP)	Metamorfismo	Silva et al. (1997)
	Granulito Enderbítico	2098 ± 4/Pb (evaporação)	Idade de formação	Sabaté et al. (1994)
	Granulito Enderbítico	2101 ± 11/Pb (evaporação)	Idade de formação	Sabaté et al. (1994)
	Granulito Enderbítico	2632 ± 9/U-Pb	Idade de formação	Silva et al. (2002)
	Granulito Charnockítico (núcleo do zircão)	2634 ± 19/U-Pb (SHRIMP)	Idade de formação	Silva et al. (1997)
	Granulito Charnockítico (borda do zircão)	2072 ± 22/U-Pb (SHRIMP)	Metamorfismo	Silva et al. (1997)
	Granulito Tonalítico	2574 ± 6/U-Pb (SHRIMP)	Idade de formação	Sabaté et al. (1994)
Suíte São José do Jacuípe	Leucogabros	2583 ± 8/U-Pb	Idade de formação	Oliveira et al. (2003)
Rochas Máficas- Ultramáficas do Vale do Curaçá	Metanorito	2580 ± 10/U-Pb	Idade de formação	Oliveira et al. (2003)
Maciço Sienítico de Itiúba	Sienito	2084 ± 9/U-Pb (SHRIMP)	Idade de formação	Oliveira et al. (2004b)
		2095 ± 5/Pb-Pb	Idade de formação	Conceição et al. (2003)
Complexo Máfico-Ultramáfico Vale do Jacurici
Unidade	Rocha	Idade (Ma)/Método	Interpretação	Referência
Terreno de alto grau	Ortognaisse G1	2983 ± 6/U-Pb	Idade de formação	Oliveira et al. (2002)
Corpos Máficos-ultramáficos	Gabro	2085 ± 5/U-Pb (SHRIMP)	Idade de formação	Oliveira et al. (2004b)
Corpos Alcalinos Intrusivos	Pegmatito	2084 ± 6/U-Pb	Idade de formação	Marques et al. (2010)

Os trabalhos que vêm sendo desenvolvidos pela FERBASA posicionam as ultramáficas como intrusivas em um terreno genericamente chamado de paragnaisses que seria intrudido por ortognaisses, cuja maior expressão ocorre na parte norte da área. O terreno de paragnaisses seria, de certa forma, compatível com a unidade denominada de Granada Biotita Gnaisse pela CPRM e, portanto, posicionado no Complexo Santa Luz. No entanto, a diversidade de litotipos que estão presentes nessa faixa, em uma escala de maior detalhe, inclui mármores calcíticos a dolomíticos (com e sem olivina) e siliciclásticas diversas que não constituem gnaisses, mas sim rochas com milonitização. Isso deixa margem para discussão, não sendo descartada a ideia de que tais rochas possam pertencer ao Complexo Tanque Novo Ipirá, apenas com intensidade de metamorfismo mais baixa, ou a outra sequência.

Os resultados obtidos neste trabalho permitiram identificar que, nessas sequências entendidas inicialmente como de protólito exclusivamente sedimentar e que são imediatamente adjacentes às intrusivas máficas-ultramáficas do Complexo Jacurici, encontram-se monzogranitos e granitos alcalinos intrusivos que se confundem com outros protólitos por estarem também milonitizados. A idade obtida para o álcali-granito da área de Ipueira é de 2081 ± 3 Ma, compatível com a reportada para o maciço sienítico Itiúba (2084 ± 9 Ma, Oliveira et al. 2004b) e para pegmatitos que cortam as ultramáficas do Jacurici (2084 ± 6 Ma, Marques et al. 2010). Já, infelizmente, não foi possível datar o monzogranito da cava de Teiú (JR-05A).

Importante observar que, embora a idade reportada para as ultramáficas seja também desse intervalo (2085 ± 5 Ma, Oliveira et al. 2004b), os pegmatitos não apresentam deformação e cortam as ultramáficas com contatos retos, sem características de interação, mostrando que são necessariamente posteriores (Marques et al. 2010). Estima-se, através das feições estruturais e texturas, portanto, que as rochas graníticas são intrusivas no Complexo Jacurici. Como são mais suscetíveis à deformação, devido ao local de posicionamento em zonas de contato entre o Complexo e seu embasamento, seu caráter hidratado e a facilidade de sofrer reequilíbrios por terem temperatura de cristalização mais baixa, as rochas graníticas sofreram milonitização intensa nessa zona de contato. É ainda possível que a deformação tenha ocorrido em evento posterior a sua colocação durante reativações tardias da zona de cisalhamento, fato comum nesse tipo de estrutura geológica.

Já o terreno de ortognaisses, que seria mais jovem que os paragnaisses pelos trabalhos da FERBASA, no mapa da CPRM são descritos como ortognaisses migmatíticos do Complexo Santa Luz. No presente trabalho, entende-se que são monzogranitos com deformação heterogênea, estando bem preservados em vários locais e só localmente bandados. O pico metamórfico pode ter atingido grau alto localmente, mas no estudo realizado isso não foi verificado. A idade concórdia U-Pb em zircão do monzogranito da localidade denominada Praça indica cristalização em 2995 ± 15 Ma, compatível com as idades dos ortognaisses G1 de Oliveira et al. (2002), e o posiciona no Bloco Serrinha.

Quanto aos denominados anfibolitos que estão entremeados às rochas de embasamento, ao menos o amostrado na cava de Riachão I, revelou-se como sendo um metagabronorito similar às rochas máficas do Complexo Jacurici e com idade compatível a esse magmatismo. A datação U-Pb em zircão propiciou um concórdia em 2102 ± 5 Ma, que pode estar representando os primeiros pulsos do evento.

A partir da integração desses resultados, conclui-se que os ortognaisses considerados anteriormente como mais jovens que os paragnaisses são, ao menos em parte, rochas monzograníticas pouco deformadas, porém antigas e pertencentes ao Bloco Serrinha. Por outro lado, o Complexo Jacurici ocorre associado com uma sequência de rochas supracrustais não bem estudadas (Tanque Novo Ipirá ou outra sequência?) e fortemente relacionado com as intrusivas alcalinas representadas regionalmente pelo Sienito Itiúba e intrusões graníticas associadas, sendo contornado e cortado por pulsos desta natureza. Portanto, o Complexo Jacurici poderia ser interpretado como posicionado no Cinturão Salvador-Curaçá. Embora ainda reste muito a investigar nessa área complexa, entendemos que a colagem tectônica entre as rochas mais antigas do Cinturão Salvador-Curaçá e as do Bloco Serrinha já teria ocorrido quando das intrusões do magmatismo máfico-ultramáfico do Complexo Jacurici e do magmatismo alcalino do maciço sienítico Itiúba e intrusões graníticas associadas. Nesse contexto, não pode ser descartada a presença de rochas ultramáficas do Complexo nos dois terrenos, Cinturão Salvador-Curaçá e Bloco Serrinha.

AGRADECIMENTOS

C.J.S.S. agradece ao Programa de Pós-Graduação em Geociências da Universidade Federal do Rio Grande do Sul, no qual desenvolveu seu mestrado. Os autores agradecem à Mineração Vale do Jacurici S.A., do grupo FERBASA, na pessoa do Eng. José Ronaldo Sobrinho e dos geólogos Carlos J. C. de Carvalho, Francisco X. Bezerra, Eraldo B. Cabral e Harlem Henkel S. Cunha e a todo o corpo técnico da Fazenda Ipueira pelo apoio logístico. C.J.S.S. agradece aos colegas Ronei Giusti, Matheus Frenzel e João Rodrigo V. P. Dias pelo apoio e ao técnico Marcelo Campos pelas excelentes lâminas petrográficas. Os autores agradecem as observações oportunas dos revisores do BJG que constituíram importantes colaborações para a melhoria do trabalho.

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  Arquivo digital disponível on-line no site http://www.sbgeo.org.br

Datas de Publicação

• Publicação nesta coleção
  Set 2015

Histórico

• Recebido
  31 Jan 2015
• Aceito
  06 Jul 2015