EVOLUÇÃO TECTÔNICA

2.4. EVOLUÇÃO TECTÔNICA

Para o Arqueano-Paleoproterozóico, Arcanjo et. al. (2002) sugere que a evolução tectônica da área teria iniciado por volta de 3.300 Ma, com a formação de uma crosta siálica primitiva constituída por protólitos do Complexo Gnáissico-Migmatítico. Posteriormente, entre 3.300 e 3.200 Ma, ocorreu a fragmentação da crosta siálica primitivas com a deposição de associações vulcanossedimentares (protólitos dos complexos Ibitira-Ubiraçaba, Ibiajara, Boquira e Riacho de Santana). Entre 3.000 e 2.700 Ma ocorre um processo orogenético devido a subducção de uma placa oceânica sobre outra placa oceânica primitiva, com a primeira sofrendo fusão parcial, tendo por consequência a geração de plútons TTG‟s (protólitos do embasamento pré-espinhaço e do Complexo Santa Isabel). Nesse período houve a construção de um prisma acrescionário, além de deformação tangencial e metamorfismo nas fácies xisto verde e anfibolito. (Fig.2.3).

Ainda de acordo com Arcanjo et. al. (2002) entre 2.400 e 2.300 Ma ocorreu novo processo orogenético, com uma deformação tangencial e o metamorfismo atingindo a fácies granulito (consolidação do complexo Santa Isabel). Por fim, entre

2.200 a 2.000Ma, ainda de acordo com aqueles autores, ocorreu intenso espessamento crustal promovendo a fusão parcial da porção inferior da crosta siálica gerando retrabalhamento (migmatização) de litologias existentes. Posteriormente ocorre o período de relaxamento pós-compressional do orógeno com geração de magmatismo híbrido (componente mantélica de natureza alcalina com produto da fusão parcial de crosta TTG), produzindo intrusões granitóides (batólito de Guanambi e granitos de Boquira e Veredinha) (Fig 2.3).

Figura 2.3- Modelo evolutivo proposto por Arcanjo et. al. (2002), para o arqueano-paleoproterozóico do bloco Gavião.

Para Delgado et. al. (2004), a evolução tectônica dos terrenos TTG‟s do bloco Gavião é marcada por diversos episódios magmáticos. Os dados isotópicos e químicos indicam que os componentes mais antigos dessas suítes foram cristalizados a partir de magmas juvenis de derivação mantélica, enquanto os mais jovens apresentam variados graus de contaminação por material crustal (Delgado et. al. 2004). As idades U-Pb de cristalização magmática dessas rochas mostram a existência de sucessivos episódios de acresção ocorridos entre 3,4 e 3,0 Ga, coerente com as idades-modelo TDM, distribuídas no intervalo de 3,1 a 3,6 Ga. No intervalo 3,17–3,15 Ga, intrudem no Bloco Gavião, granodioritos porfiríticos de tendência calcialcalina intrusivos nos ortognaisses TTG paleoarqueanos do domo de Sete Volta (Martins et. al. 1991, 1997).

Para as sequências metavulcanossedimentares, Barbosa et. al. (2003), defende que estes foram gerados com a produção inicial de rochas vulcânicas continentais com idades em torno de 3,3 Ga (Sub-Vulcânicas ácidas do Contendas-Mirante). Estes vulcanitos, após a separação das bordas das bacias intracratônicas e “oceanização”, foram superpostos por komatiitos basais, basaltos toleiíticos com

pillow-lavas, rochas piroclásticas e sedimentos químico-exalativos com idade da

ordem de 3,2 Ga (Formações Ferríferas Bandadas). Em seguida as supracrustais foram soterradas por sedimentos detríticos com idades mínimas de 3,0-2,8 Ga (Sedimentos Detríticos dos Greenstone Belts de Umburanas e de Guajerú) (Barbosa

et al 2003).

Ainda de acordo com Barbosa et. al. (2003), a crosta

granítica/granodiorítica/migmatítica, predominante no Bloco Gavião, está equilibrada na fácies anfibolito e exibe idades de 3,4 a 2,7 Ga (Ex: Granito Malhada de Pedra). As idades mais jovens são interpretadas como produto da fusão parcial da crosta continental antiga, TTG (Santos-Pinto 1996) durante o fechamento das bacias intracratônicas antes referidas.

A evolução das bacias que comportam o Supergrupo Espinhaço é motivo de controvérsia entre vários autores. Para Costa & Inda (1982), a área onde está instalada o Supergrupo Espinhaço é interpretada como um aulacógeno. Segundo este autor a evolução deste aulacógeno estaria marcada por uma alternância entre períodos de soerguimento e subsidência, acompanhados ou seguidos de deformação, metamorfismo e erosão das unidades já depositadas. Inicialmente em 1.750Ma ocorre a individualização da fossa aulacogênica com a formação de um par

antéclise-sinéclise, cujo limite é marcado por uma zona de ruptura que representa o eixo do aulacógeno. Nesta fase a sedimentação ocorreu majoritariamente na região de sinéclise, com a região da antéclise permanecendo soerguida neste estágio. Entre 1.700Ma e 1.400Ma ocorre à deposição da parte inferior do Supergrupo Espinhaço, representado por sedimentação vulcanogênica. O fim deste episódio foi marcado por levantamento de blocos, deformações e erosão, tendo do espinhaço inferior como de unidades do embasamento.

Já entre 1400Ma e 1000Ma ocorre a deposição das unidades do Espinhaço Médio em um novo processo de subsidência onde ocorre um alargamento do sítio sedimentar para leste, o qual engloba parte da área da sinéclise adjacente. O final desta fase estaria marcado por uma nova tectogênese e metamorfismo, sendo seguida por intrusões fissurais pós-orogênicas de rochas básicas na forma de sills, lacólitos e diques, com idades em torno de 1.100Ma e 1.000Ma. Esse metamorfismo teria sido o responsável pela a xistificação das unidades do Grupo Rio dos Remédios. Após um período de erosão das unidades antigas ocorre a deposição dos sedimentos que formaram as unidades do Espinhaço Superior. Nesta fase ocorre um alargamento do sitio deposicional na direção leste e oeste. Posteriormente ocorre uma nova fase de metamorfismo e deformação afetando todas as unidades constituintes do Supergrupo Espinhaço. Para em seguida ocorrer a deposição dos sedimentos do Supergrupo São Francisco.

Para Shobbenhaus (1996), a partir de dados de integração regionais e de dados geocronológicos a evolução do Supergrupo Espinhaço se deu a partir do desenvolvimento de duas tafrogênese superpostas, seguidas por fases de subsidência flexural. O primeiro processo de tafrogênese ocorreu entre 1750Ma e o segundo a 1000Ma. A fase inicial deste rifteamento é marcada por um vulcanismo essencialmente félsico associado a uma sedimentação detrítica continental, ainda nesta fase ocorreu à geração de granitos (Suíte Lagoa Real) que intrudiu o embasamento pré-espinhaço.

Ainda de acordo com Shobbenhaus (1996) entre 1000 Ma e 900Ma ocorreu outro processo de rifteamento, (Rifteamento Macaúbas) onde o arqueamento crustal devido a fase extensional, levou ao levantamento e erosão parcial da cadeia do Espinhaço, sendo que em algumas áreas o nível de exumação alcançou as unidades basais ou provocou a sua erosão total. Nesta fase também ocorre à intrusão de rochas básicas no Supergrupo Espinhaço e no embasamento. De

acordo com esse autor, as deformações que afetaram as rochas dos Supergrupos Espinhaço e São Francisco seriam neoproterozóicas, diferente do que foi proposto por Costa & Inda (1982).

De acordo com Dominguez (1996) a evolução do Supergrupo Espinhaço estaria associado a uma bacia poli-histórica do tipo sucessora. Segundo este autor a evolução do Supergrupo Espinhaço se inicia por volta de 1,7 Ga, com uma fase de estiramento crustal, onde foram gerados rochas efusivas e seus correspondentes plutônicos no andar inferior do Supergrupo São Francisco, associado a uma sedimentação que formariam os depósitos dos grupos Borda Leste e Paraguaçu. O fim desta fase é marcada por um soerguimento gerando uma discordância de caráter regional que afetou toda a bacia. Após esse episódio de soerguimento ocorreu um novo processo de subsidência gerando a sedimentação dos depósitos dos grupos Serra Geral e Chapada Diamantina. Por fim após inúmeros processos de variações do nível do mar ocorre uma glaciação que formou os depósitos do Supergrupo São Francisco.

Para Guimarães et. al. (2008) o Supergrupo Espinhaço também se desenvolveu a partir de duas bacias superpostas durante o paleo e mesoproterozóico, denominadas de bacias do Espinhaço Setentrional e da Chapada Diamantina. Segundo este autor no paleoproterozóico, durante a tafrogênese estateriana, ocorreu adelgaçamento da crosta continental da região (embasamento pré-Espinhaço) e formação de uma bacia flexural, sendo que em seguida há deposição de sedimentos continentais eólicos cujas relações de contato com as unidades Pré- Espinhaço e sinrifte são de caráter discordante erosivo e angular (Fig. 2.4).

Figura 2.4- Modelo evolutivo proposto por Guimarães et. al. (2008), da fase pré-rifte nas bacias do Espinhaço Oriental e Chapada Diamantina.

Em resposta ao prosseguimento das condições do regime extensional sobre a crosta arqueano-paleoproterozóica ocorria à formação da fase inicial do rifte, Essa extensão da crosta reativou lineamentos estruturais já existentes e gerou fraturamentos nas direções NNW-SSE e WNW-ESE. Posteriormente ocorreu fusão parcial da crosta dando origem a um magmatismo anorogênico, alcalino potássico, documentado por representantes plutônicos metaluminosos (Suíte Intrusiva Lagoa Real) e vulcânicos/subvulcânicos (no domínio do Espinhaço Setentrional e na Bacia Espinhaço Oriental) (Guimarães et. al. 2008) (Fig 2.5).

Figura 2.5 - Modelo evolutivo proposto por Guimarães et. al. (2008), da fase sin-rifte nas bacias do Espinhaço Oriental e Chapada Diamantina.

Ainda segundo Guimarães et. al. (2008), no Mesoproterozóico ocorreu a instalação de uma sinéclise alongada na direção N-S, gerando uma nova fase extensional, controlada por subsidência flexural da crosta. Nessa bacia foram armazenados sedimentos siliciclásticos e carbonáticos, depositados sobre superfície discordante erosiva, em ambientes continental costeiro eólico-fluvial e marinho plataformal (Superseqüência Tombador/Caboclo). A passagem das unidades marinhas para as unidades continentais é gradacional (Fig 2.6).

Figura 2.6- Modelo evolutivo proposto por Guimarães et. al. (2008), para a Bacia da Chapada Diamantina.

Posteriormente ocorre geração e intrusão, no pacote vulcanossedimentar, de diques e sills máficos, de filiação toleítica continental, cujas idades situam-se em torno de 1.500Ma (Guimarães et. al. 2008) (Fig 2.7). No Neoproterozóico Danderfer (1990, 2000), Cruz (2004), Cruz & Alkmim (2006) e Guimarães et. al. (2008) sugerem que houve o fechamento do Oceano Macaúbas (ca 620Ma, Pedrosa Soares,) com geração da Faixa Araçuaí, parte brasileira do orógeno Araçuaí Oeste Congo, situada no limite sudeste do Cráton do São Francisco. Nesse episódio houve a inversão parcial do Aulacógeno do Paramirim. A essa fase associa-se a estruturação dobras e zonas de cisalhamentos que afetam os terrenos arqueano-paleoproterozóicos do embasamento.

Figura 2.7- Modelo evolutivo proposto por Guimarães et. al. (2008), para à inversão das bacias do Espinhaço e Chapada Diamantina no Neoproterozóico.

CAPÍTULO 3 – ASPECTOS RELEVANTES SOBRE OS GRANITOS