3.1 – Introdução
O Cráton do São Francisco (CSF), segundo Almeida (1977), corresponde a um segmento crustal consolidado entre o Arqueano e o Paleoproterozóico, entre 3,4 Ga e 1,9 Ga, e o substrato original foi poupado das deformações e metamorfismo das colisões que ocorreram no Brasiliano (Barbosa et.al., 2003).
Abrange, principalmente, os Estados da Bahia e Minas Gerais, além dos Estados de Pernambuco, Sergipe e Goiás. Os seus limites são delineados por Cinturões de dobramentos gerados durante a orogênese Brasiliana designados de Faixa Araçuaí e Faixa Ribeira a sul; na margem oeste a Faixa Brasília; a Faixa Rio Preto a noroeste; e as Faixas Riacho do Pontal e Sergipana a norte e nordeste, respectivamente (Campos-Neto, 2000; Alkmim, 2001 apud Barbosa et. al., 2009) (Figura 3.1).
Figura 3. 1 – Mapa simplificado mostrando os limites do Cráton do São Francisco e as faixas marginais de idade Neoproterozóica. Legenda: BG: Bloco Gavião. Modificado de Cruz et al., (2004)
O CSF possui uma grande diversidade de ambientes geológicos, evidenciando um histórico evolutivo do Arqueano até o recente. A área de estudo encontra-se inserida na porção centro-leste do CSF (Figura 3.1), especificamente na área do domínio do Aulacógeno do Paramirim (Figura 3.2). O substrato do Aulacógeno do Paramirim é constituído pelo Bloco Gavião, um segmento crustal construído durante o Arqueano e Paleoproterozóico (Barbosa et.al., 2003), que compreende gnaisses, migmatitos, granitos, e sequências metavulcanossedimentares mais antigas do que 1,8 Ga (Figura 3.3), cortado por intrusões ácidas e básicas com idades aproximadas de 1,75 Ga (Barbosa et.al. 2009) (Figura 3.4) e 1,5 Ga (Brito, 2007), respectivamente. Sotoposta a essas unidades ocorrem rochas metassedimentares de idades paleo/meso e neoproterozócas, pertencentes aos Supergrupo Espinhaço e São Francisco, respectivamente (Palmeira, 2010).
Figura 3. 2 – Localização da área estudada no domínio do Aulacógeno do Paramirim. Legenda: BG: Bloco Gavião, BJ: Bloco Jequié, ZCBC: Zona de cisalhamento Brumado-Caetité, ES: Espinhaço Setentrional, CD: Chapada Diamantina, SRP: Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí). Fonte: Modificado de Cruz e Alkimim, 2006
Figura 3. 3 – Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os principais terrenos Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares. Fonte: Modificado de Silva & Cunha (1999).
3.2 – Unidades Litoestratigráficas
No Aulacógeno do Paramirim ocorrem litotipos de idade arqueana a neoproterozóica, além de coberturas Cenozoicas associadas, como mostrado na coluna estratigráfica (Figura 3.5). Algumas rochas de idade arqueana a paleotroterozóica representam o embasamento do Aulacógeno do Paramirim e estão inseridas totalmente no Bloco Gavião e correspondem a bacia na qual houve a sedimentação das rochas metassedimentares dos Supergrupos
Espinhaço (paleo/mesoproterozóico) e São Francisco (neoproterozóico). Existem ainda intrusões ácidas e máficas que cortam esses dois Supergrupos.
Figura 3. 4 – Esboço geológico do Bloco Gavião na região de Brumado. Fonte: Modificado de Bastos-Leal (2000)
Figura 3. 5 – Coluna estratigráfica com as principais unidades geológicas regionais. Fonte: Modificado de Arcanjo (2005)
3.2.1 – Embasamento do Aulacógeno
O embasamento do Aulacógeno do Paramirim está totalmente inserido no Bloco Gavião, que foi redefinido por Barbosa & Sabaté (2002, apud Barbosa et.al. 2009). É essencialmente constituído por gnaisses de composição tonalítica-trondjhemítica-granodiorítica (TTG), por vezes migmatizados, anfibolitos e granulito, todas de idade arqueana a paleoproterozóica (Bastos Leal et.al,, 1998), contendo ainda remanescentes de sequências metavulcanossedimentares dispersas, consideradas arqueanas a paleoproterozóica (Silva & Cunha, 1999), denominadas de Riacho de Santana; Boquira; Urandi; Licínio de Almeida; Guajeru; Ibitira-Ubiraçaba; Umburanas; Brumado e Contendas-Mirante. Existem na região granitoides de idade paleoproterozóica de filiação calcioalcalina intrudindo as unidades citadas acima.
3.2.1.1 – Gnaisse, Granulitos e Migmatitos
Com base nos dados isotópcos, petrológicos e geocronológicos, foram identificados dois tipos de TTG´s. Essas rochas são formadas por plagioclásio, quartzo, microclina, biotita e muscovita e como minerais acessórios apatita, titanita, epidoto, sericita e zircão (Bastos Leal et.al., 1998). O primeiro grupo corresponde aos TTG´s do paleoarqueano com idades U-Pb SHRIMP em zircões entre 3,4-3,2 Ga (Barbosa & Sabaté, 2003), 207Pb/206Pb em zircões de 3,3 Ga (Bastos Leal et. al., 1998) e 207Pb/206Pb em zircões e monazitas de 3,33 Ga (Santos Pinto et. al., 1998), correspondendo aos maciços de Sete Voltas, Boa Vista/Mata Verde, Bernanda, Aracatu e Lagoa da Macambira (Martin et. al, 1991, Nutman & Cordani, 1993, Santos-Pinto et. al., 1995, Bastos Leal et. al., 1996 apud Bastos Leal et. al. 1998).; e o segundo grupo são TTG´s do mesoarqueano com idades U-Pb SHRIMP em zircões entre 3,2-3,1 Ga (Barbosa & Sabaté, 2003), 207Pb/206Pb em zircões de 3,202 - 3,146 Ga (Bastos Leal et. al., 1998),207Pb/206Pb em zircões e monazitas de 3,24; 3,25 e 3,15 Ga (Santos Pinto et. al., 1998),correspondendo aos granitoides de Serra do Eixo, Mariana e Piripá (Martin et. al., 1991, Marinho, 1991, Santos-Pinto 1996, Cunha et. al., 1996, Bastos Leal, 1998 apud Barbosa
& Sabaté 2003), sendo diferenciado do primeiro grupo devido a evidência de contaminação crustal (Santos Pinto et.al., 1998).
A partir da fusão parcial dessa crosta continental antiga (Santos- Pinto, 1996 apud Barbosa & Sabaté, 2003) de composição granítica, granodioritica, migmatitica, os minerais formadores da rochas são plagioclásio, quartzo, biotita e microclima e como minerais acessórios minerais opacos, zircão e titanita (Bastos Leal et. al.,1998), estando equilibrada na fácies anfibolito (Barbosa & Sabaté, 2003), exibindo idades Rb/Sr em 2.9-2.7 Ga (Brito Neves et. al., 1980, Costa et. al., 1985, Santos-Pinto 1996 apud Barbosa et. al,. 2009), correspondendo ao granito Malhada de Pedra, Lagoa do Morro e Serra dos Pombos (Bastos Leal et. al.,1998).
O Complexo Santa Isabel constitui-se por rochas anfibolítica e granulíticas gnaissificadas e migmatitos, alternados com níveis de gnaisses kinzigíticos, enclaves anfibolíticos, gabróicos, dioríticos e noríticos, além de remanescentes de rochas calcissilicáticas, formações ferríferas bandadas, serpentina-mármores e rochas ultrabásicas com texturas do tipo spinifex (Arcanjo et.al., 2005). Segundo Mascarenhas & Garcia (1989, apud Arcanjo et.al, 2005), as idades Rb/Sr variam entre 2,7 e 3,0 Ga e a idade modelo Sm/Nd segundo Leal (1998, apud Arcanjo et.al, 2005) é de 3,1 Ga.
3.2.1.2 – Sequências Metavulcanossedimentares
Apesar das sequencias metavulcanossedimentares apresentarem idades incertas, estimou-se uma faixa entre o Arqueano e o paleoproterozoico para a deposição das mesmas (Silva & Cunha, 1999). De acordo com esses autores a maioria dessas sequências apresentam rochas vulcânicas ultramáficas e máficas além de quartzitos, calcissilicáticas, carbonáticas e formações ferríferas. Ainda de acordo com Silva & Cunha (1999), essas sequências encontram-se metamorfizadas nas fácies xisto verde a anfibolito. As principais sequências reconhecidas no Bloco Gavião são Umburanas, Contendas-Mirante, Brumado, Licinio de Almeida, Urandi, Boquira, Guajeru, Riacho de Santana, Mundo Novo e Ibitira-Ubiraçaba (Figura 3.3).
A sequência vulcanossedimentar de Umburunas é um Greenstone Belt composto por três unidades litoestratigráficas (Cunha & Fróes, 1994), que
represetam três ciclos vulcânicos distintos. A unidade inferior é composta na base por rochas metakomatiíticas acompanhadas por metabasaltos toleíticos e metadacitos representando o primeiro ciclo vulcânico. Eles são intercalados por quartzitos com conglomerados horizontais, metassedimentos quimicos-pelíticos (BIF´s, cherts, metacarbonatos e rochas calssicilicáticas) e vulcanitos félsicos atribuídos ao segundo ciclo vulcânicos. De acordo com os mesmos autores, a unidade intermediária é dominantemente composta por metavulcânicas félsicas do terceiro ciclo vulcânico e rochas vulcânicas epiclásticas. A unidade superior é constituída essencialmente por metacarbonatos. Esta sequência é dominantemente metamorfisada na facíes xisto verde.
A sequência Ibitira-Ubiraçaba compreende uma faixa continua, em forma de ferradura, que bordeja a estrutura dômica definida por ortognaisses migmatiticos (Arcanjo et.al., 2005). É composto por gnaisses bandados que alternam-se com níveis de biotita/hornblendagnaisses, gnaisses quartzo-feldspáticos e anfibolitos. Nessa sequência são comuns intercalações de formações ferríferas bandadas, fácies silicato (grunerita/cummingtonita) e óxido (magnetita/hematita), que às vezes gradam para metacherts e para rochas calcissilicáticas localmente granadíferas (Arcanjo et. al. 2005). Ocorrem ainda níveis de talco-tremolita mármores, xistos ultramáficos, ricos em antofilita e quartzitos, localmente com fuchsita (Arcanjo et. al. 2005). Os biotita gnaisses bandados apresentam elevado percentual de biotita e quartzo, e localmente granada, diopsídio, actinolita-tremolita e hornblenda; ocorrem níveis subordinados de quartzitos, rochas calcissilicáticas e anfibolitos (Arcanjo et, al, 2005).
3.2.1.3 – Granitoides Riacianos-Orosirianos
A granitogênese riaciana-orosiriana no Bloco Gavião é representada por corpos intrusivos nas sequencias metavulcanossedimentares e nos terrenos gnaisses-migmatíticos Arqueanos, podendo ser dividida em dois grupos: o primeiro grupo composto pelos granitoides Espirito Santo e Iguatemi com idades 207Pb/206Pb em zircão 2012±25 Ma e 2030±75 Ma e Sm/Nd (TDM)
entre 2,9 e 3,1 Ga (Bastos Leal et.al., 2000 apud Menezes Leal et.al., 2005) apresentam um caráter peraluminoso (Figura 3.5) e estão situadas no limite
entre os campos das rochas cálcio-alcalina de alto potássio e shoshoniticas (Figura 3.6) (Menezes Leal et.al., 2005); e o segundo grupo composto pelos granitoides de Caculé e Rio do Paulo com idades 207Pb/206Pb em zircão 2019±32 Ma e 1959±50 Ma e Sm/Nd (TDM) entre 2,63 e 2,74 Ga (Bastos Leal
et.al., 2000 apud Menezes Leal et.al., 2005) apresentam características metaluminosas com leve tendência a peraluminosas (Figura 3.6) e o granitoide de Caculé apresenta-se no campo das rochas shoshoniticas enquanto o granitoide de Rio do Paulo estão no campo das cálcio-alcalinas de alto potássio (Figura 3.7) (Menezes Leal et.al., 2005).
Comparando os dois grupos de granitoides com a utilização de diagramas multielementares, normalizados para o manto primitivo, os granitoides do primeiro grupo apresentaram valores mais elevados de Rb e U e menores valores para Ba, Sr, Hf e Zr quando comparados aos do segundo grupo (Figura 3.8), esses padrões são semelhantes aos de granito tipo-S e granito tipo-I, respectivamente (Menezes Leal et.al., 2005).
Figura 3. 6 – Distribuição dos granitoides do Bloco Gavião e do Lineamento Contendas- Jacobina no Diagrama Al2O3/(Na2O+K2O) vs. Al2O3/(CaO+Na2O+K2O), em proporções moleculares. Legenda: IG: Iguatemi; ES: Espirito Santo; RP: Rio do Paulo; CA: Caculé; LCJ: Lineamento Contendas-Jacobina; BG: Bloco Gavião Fonte: Menezes Leal et.al., (2005).
Figura 3. 7 – Diagrama K2O vs. SiO2 (% em peso) de Le Maitre (1989) com os limites composicionais de Peccerillo & Taylor (1976) para os granitoides: Maciço do Rio Paulo (quadrados vazados), Caculé (quadrados preenchidos), Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos preenchidos). Fonte: Menezes Leal et.al., (2005).
Figura 3. 8 – Padrão composicional dos elementos traços para os granitoides a) Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos preenchidos); b) Rio Paulo (quadrados vazados), Caculé (quadrados preenchidos). Valores normalizados para o manto primordial segundo Taylor e McLennan (1985). Fonte: Menezes Leal et.al., (2005).
Ainda segundo Menezes Leal et. al.(2005) o padrão de distribuição de ETR para os maciços do primeiro grupo, são semelhante entre si, normalizados para o condrito, exibem enriquecimento em ETRL em relação aos ETRP,
apresentam fracionamento moderado e acentuadas anomalias negativas de Eu. Os padrões exibidos nesses granitoides são semelhantes aqueles apresentados para os plútons de Lagoinha, Caetano e Serra da Franga (Figura
3.9 a); para o padrão ETR dos granitoides do segundo grupo, esses mostram- se moderadamente fracionado (Rio do Paulo) enquanto o Caculé apresenta-se pouco fracionado e também exibem enriquecimento de ETRL em ralação aos
ETRP e mostram anomalia de Eu negativo. Os padrões exibidos nesses
granitoides, embora enriquecidos, guardam um paralelismo em relação aos granitoides alcalinos do fácies Cara Suja, Gameleira e Campo Formoso (Figura 3.8 b).
No diagrama Rb vs. (Yb+Ta) (Figura 3.10) é possível observar uma tendência ao campo sin-colisional para os granitoides do primeiro grupo, enquanto os do segundo grupo apresentam-se no campo dos granitos de arco, para o maciço Rio do Paulo, e intraplaca, para o maciço Caculé (Menezes Leal et. al. 2005).
No diagrama isotópico ԐNd(t) vs. ԐSr(t) os granitoides apresentaram valores de ԐNd(t) entre -4,9 e -14,9 e ԐSr(t) entre +0,3 e +180 (Figura 3.11), segundo Menezes Leal et. al. (2005) as variações isotópicas nos granitoides podem ser atribuídas ao envolvimento de componentes mantélicos e crustais na gênese destas rochas e/ou heteroneidades da fonte crustal do magma destes granitoides.
Figura 3. 9 – Padrão de distribuição dos ETR, normalizados para os condritos: a) para os granitoides de Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos preenchidos), o campo sombreado representa o padrão ETR dos granitoides de Lagoinha, Caetano e Serra da Franga, dados compilados de Cuney et. al. (1990) e Santos-Pinto (1996). b) para os granitoides de Rio Paulo (quadrados vazados), Caculé (quadrados preenchidos), o campo sombreado representa o padrão ETR dos granitoides de Cara Suja, Gameleira e Campo Formoso, dados compilados de Cuney et. al. (1990) e Santos-Pinto (1996). Fonte: Menezes Leal et.al., (2005)
Figura 3. 10 – Diagrama Rb (ppm) vs. (Yb+Ta) de Pearce et. al. (1984) para as os granitoides. VAG- Arcos Vulcanicos, ORG – Dorsais Oceânicas, WPG – Intraplacas e SYN-COL – Sin- Colisionais. Maciço do Rio Paulo (quadrados vazados), Caculé (quadrados preenchidos), Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos preenchidos). Fonte: Menezes Leal et.al., (2005)
Figura 3. 11 – Diagrama isotópico ԐNd(t) vs. ԐSr(t) para os granitoides transamazônicos do Bloco Gavião e demais intrusões associadas ao Lineamento Contendas-Jacobina. Maciço do Rio Paulo (quadrados vazados), Caculé (quadrados preenchidos), Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos preenchidos). Fonte: Menezes Leal et.al., (2005).
3.2.2 – Suíte Intrusiva Lagoa Real
A suíte intrusiva Lagoa Real é um batólito de composição granítico- sienítica no, que foi intrudido durante a tafrogênese estateriana, estando localizada na margem setentrional do Orógeno Araçuaí. A variação litológica compreende meta-granitoides, que foram deformados em zonas de cisalhamento dando origem a ortognaisses.
Um exemplo desta litologia é o granitoide de São Timóteo que compreende sienitos a granitos isotrópicos e levemente foliados com granulação média a grossa, pegmatoidal/porfirítica podendo ocorrer também enclaves máficos (Arcanjo et al, 2005). Tal granitoide foi datado em 1,75 Ga segundo metodologia U/Pb (Turpin et al., 1988; Cordani et al., 1992 apud Cruz et.al., 2007) e Pb/Pb por Cruz et al. (2007).
Os ortognaisses são caracterizados por granulação média a grossa e composição sienítica a granítica, com hornblenda e/ou biotita. Os augengnaisses são caracterizados pela granulação média a grossa, porfiroclástica. A composição destas rochas varia de quartzosienítica a granítica (Arcanjo et al, 2005). O magma gerador do complexo relaciona-se a um magma metaluminoso e calci-alcalino de alto K devido à fusão de uma crosta ígnea com contribuição sedimentar (Teixeira, 2000 apud Arcanjo et al, 2005).
3.2.3 – Supergrupo Espinhaço
O Supergrupo Espinhaço é representado por uma megasequência de sedimentos siliciclásticos e vulcanitos depositados no intervalo que abrange 1,8 até 1,0 Ga (Loureiro et al, 2009). Esta sequencia foi depositada em um par de rifts superpostos que evoluíram conjuntamente (Schobbenhaus, 1996). O espinhaço Setentrional e a Chapada Diamantina Ocidental são as sub-bacias desse sistema de rifts Paleo-Mesoproterozóicos.
Os rifts evoluíram ao longo de três fases tectônicas que resultaram na deposição de rochas diversificadas. Para o segmento da Chapada Diamantina e o segmento Espinhaço Setentrional, respectivamente, observa-se: 1) A fase pré-rift é identificada pelos preenchimentos de origem eólica constituindo a Fm.
Serra da Gameleira e o grupo Oliveira dos Brejinhos. 2) Durante a fase sin-rift foram depositadas rochas vulcânicas e subvulcânicas ácidas assim como intrusões graníticas correspondendo, respectivamente, a Formação Novo Horizonte (Chapada Diamantina) assim como a Formação São Simão no Espinhaço Setentrional (Guimarães et. al., 2008). Em seguida depositaram-se sequencias siliciclásticas constituindo depósitos lacustres de leques aluviais, flúvio-deltáicos e eólicos que, no caso da Chapada Diamantina, corresponde as Formações Lagoa de Dentro e Ouricuri do Ouro sendo ambos integrantes do Grupo Rio dos Remédios (Guimarães et. al., 2008).
Na fase pós-rift ocorrem depósitos de origem eólica da Formação Mangabeira e marinhos rasos da Formação Açuruá sendo ambas integrantes do Grupo Paraguaçu, assim como foram depositados a supersequência Tombador Caboclo (Guimarães et. al., 2008). Já no Espinhaço Setentrional ocorreram deposições de metarenitos da Formação Fazendinha, filitos e dolomitos da Formação da Serra da Garapa e metarenitos de plataforma da Formação Boqueirão.
3.2.4 – Intrusões Máficas
Estas rochas ocorrem como intrusões na forma de sills e diques. A composição remete gabros, diabásios, dioritos e actinolitos de coloração cinza- escuro a esverdeado, de granulação média a fina e textura ofítica a subofítica. Apesar da isotropia, podem apresentar foliação devido a fluxo magmático (Arcanjo et al., 2005). Estas idades foram obtidas para estas intrusões. Identificou-se a idade de 1200 e 500 Ma pelo método K-Ar (Sá et al, 1976 apud Arcanjo et. al., 2005). Estas idades podem ser o registro de 2 pulsos extensionais ocorridos durante a evolução do rift espinhaço (Arcanjo et. al., 2005).
Estas rochas tem ampla distribuição regional atingindo desde o Espinhaço Setentrional até a Chapada Diamantina. No Espinhaço Setentrional esta litologia ocorre como diques e soleiras intrusivas nos Grupos São Marcos, Santo Onofre e Oliveira dos Brejinhos (Loureiro et al, 2009). O mesmo autor define a litologia máfica como gabróica com granulometria de média a grossa. A precipitação mineral permitiu a geração de textura cumulática e a
composição varia entre ortopiroxênio, clinopiroxênio, olivina e plagioclásio. As idades encontradas foram de 1492 Ma por U/Pb em zircões. Já na Chapada Diamantina, as intrusões ocorrem até a Formação Ouricuri do ouro sendo a litologia leucogabróica de granulometria fina com foliação gerada por processos deformacionais (Loureiro et al, 2009).
3.2.5 – Supergrupo São Francisco
As unidades estratigráficas que compõe este supergrupo distribuem-se como coberturas sedimentares (Grupo Macaúbas e Bambuí na bacia do São Francisco e Formação Bebedouro e Salitre no Grupo Uma, na Chapada Diamantina).
Esta unidade se encontra sobreposta ao Supergrupo Espinhaço e engloba as rochas terrígenas e carbonáticas que foram depositadas num ambiente marinho com influência glaciogênica (Barbosa et. al., 1996). Foi dividido em domínio ocidental e oriental.
Na bacia do São Francisco, os Grupos Macaúbas e Bambuí são os principais representantes sendo que o Grupo Macaúbas é constituído por sedimentos glaciogênicos enquanto o Grupo Bambuí caracteriza rochas siliciclásticas e calcários interestratificados (Barbosa et. al,, 1996).
Já a Chapada Diamantina é composta pelo Grupo Una que engloba a Formação Bebedouro. É constituída por diamictitos de origem glacial. Essa unidade é sobreposta pela Formação Salitre, composta por litofácies carbonáticas depositadas em ambiente marinho raso em planíce de maré (Barbosa et al, 1996).
3.3 – Evolução Deformacional
A área de estudo encontram-se no denominado Cráton do São Francisco (Almeida, 1977), este, tendo sido originado a partir de colisões de placas de idades arqueanas, que foram metamorfisadas em fácies xisto verde, anfibolito e granulito, tendo sua configuração atual a partir do evento Paleoproterozóico (Barbosa et al, 2003).
O Bloco Gavião, sendo a placa mais antiga do Cráton, com idade aproximada de 3.4 Ga até 3.1 Ga (Bastos Leal et al, 1998), foi formado desde o paleo-arqueano até o Paleoproterozóico marcado pela formação de núcleos de granitoides com sucessivos episódios de plutonismo TTG, com idades que variam entre 3.15 e 3.42 Ga (Martin et. al., 1991, Nutman & Cordani, 1993, Santos-Pinto et al., 1995, Bastos Leal et al, 1996 apud Bastos Leal et al, 1998). De acordo com idades obtidas pelo método Sm-Nd entre 3.2 e 3.7Ga houve reciclagem crustal ainda não bem identificada durante a gênese desses terrenos TTG (Marinho et al, 1992, Santos-Pinto, 1996, Sate et al., 1996, Cunha et al., 1996 apud Bastos Leal et al, 1998).
Para Arcanjo et al (2005) a evolução arqueana do Bloco Gavião pode ser subdividida em 4. Nos dois primeiros estágios, uma crosta siálica primitiva foi gerada e em seguida houve deposição de sequencias vulcanosedimentares algumas tipo Greenstone Belts. Num terceiro estágio teria havido uma orogenia com subducção de placas oceânicas com formação de prisma acrescionário, no quarto e último estágio foi subdividido em dois períodos, sendo que no primeiro em torno de 2.400 a 2.300 Ma houve orogenia desenvolvendo a faixa móvel Urandi-Paratinga, e o segundo período do quarto estágio, em torno de 2.200 a 2.000 Ma, teria ocorrido o espessamento crustal com a fusão parcial da porção inferior da crosta primitiva, migmatizando-a, e posteriormente, teria ocorrido um período de relaxamento após a compressão do orógeno (Figura 3.12).
Já segundo Barbosa et al (2003), dados geológicos/geocronológicos permitiram agrupar placas arqueanas sugerindo que quatro blocos (Bloco Gavião, Bloco Jequié, Bloco Serrinha e Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá) colidiram durante o Paleoproterozóico (Figuras 3.13 e 3.14) com uma cinemática geral no sentido NW-SE, que teria seu auge colisional por volta de 2.1 a 2.0 Ga.
Esta colisão teria resultado, nas fases iniciais, numa sobreposição tectônica do Bloco Itabuna-Salvador- Curaçá no Bloco Jequié e o Bloco Jequié sobreposto no Bloco Gavião (Barbosa et al 2003). Num período posterior de relaxamento pós-compressional, intrusões tardias de charnokitos intrudiram na parte norte do bloco Jequié e corpos graníticos intrudiram os outros blocos, ainda segundo Barbosa et al (2003).
Em torno de 1750 Ma, durante a trafogênese estateriana houve a formação de uma bacia flexural no Cráton, evoluindo para um rift intracratônico ou aulacógeno. A continuidade distensional WSW-ENE ocasionou na implantação do rift espinhaço na plataforma Transamazônica, onde teve início deposicional de sedimentos do Grupo Paraguaçu e Oliveira dos Brejinhos, controlada por sistemas horst-graben (Guimarães et. al. 2008).
Figura 3. 12 – Interação entre Corredor do Paramirim e o Orógeno Araçuai. Fonte: Arcanjo et.
Figura 3. 13 – Seção geológica estrutural regional das unidades geotectônicas após a colisão paleoproterozóica dos blocos Arqueanos. Região Nordeste Fonte: Modificado de Barbosa & Sabaté (2003).
Figura 3. 14 – Estruturação regional das unidades geotectônicas após a colisão paleoproterozóica dos blocos Arqueanos. Região Sul-Sudeste. Fonte: Modificado de Barbosa & Sabaté (2003).
Um evento extensional posterior, no início do Neoproterozóico, ocasionou uma nova tafrogênese resultando num soerguimento e erosão parcial dos sedimentos do Espinhaço/Chapada controlada por subsidência flexural da crosta instalando o rift Santo Onofre, acompanhado por intrusões de rochas básicas, sendo esta fase de direção geral N-S (Guimarães et. al. 2008).
Já por volta de 650 Ma, a deformação neoproterozóica, compressiva com campo de encurtamento WSW-ENE provocou a inversão do Rift
Espinhaço, associado a zonas de cisalhamento dúctil, afetando o supergrupo Espinhaço e São Francisco (Cruz & Alckmin, 2006, Guimarães et. al. 2008).
A inversão do Rift do Espinhaco ocorreu devido a indução a partir de esforços de deformação das faixas Brasília e Rio Preto (Alkimim, 1993), esta levou a formação do Aulacógeno do Paramirim (Figura 3.15) com nucleação de zonas de cisalhamento com história de reativações sucessivas (Cruz et.al., 2007).
Figura 3. 15 – Interação entre o Corredor do Paramirim e o Orógeno Aracuai. Fonte: Alkimin