UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA
JOSÉ ELVIR SOARES ALVES
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E
CAVALGAMENTOS DA SERRA DO ESPINHAÇO SETENTRIONAL, CAETITÉ, BAHIA
Orientadora: Profª. Drª. Simone Cerqueira Pereira Cruz
Salvador
2008
JOSÉ ELVIR SOARES ALVES
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E
CAVALGAMENTOS DA SERRA DO ESPINHAÇO SETENTRIONAL, CAETITÉ, BAHIA
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia.
Orientadora: Profª. Drª. Simone Cerqueira Pereira Cruz
TERMO DE APROVAÃO Salvador
2008
Alves, José Elvir Soares Alves
Mapeamento Geológico e Análise Estrutural Multiescalar do Cinturão de
Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional, Caetité, Bahia
Mapa geológico:
Alves, J.E.S, 2008
Orientação: Dr
aSimone Cerqueira Pereira Cruz
Monografia
JOSÉ ELVIR SOARES ALVES
MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL MULTIESCALAR DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E
CAVALGAMENTOS DA SERRA DO ESPINHAÇO SETENTRIONAL, CAETITÉ, BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
Simone Cerqueira Pereira Cruz - Orientadora
Doutora em Geologia Estrutural / Tectônica - Universidade Federal de Ouro Preto Universidade Federal da Bahia
Adriano Marques Martins
Bacharel em Geologia – Universidade Federal da Bahia CPRM - Companhia de Pesquisa e Recursos Minerais Ângela Beatriz de Menezes Leal
Doutora em Geologia – Universidade de São Paulo Universidade Federal da Bahia
Salvador, 17 de julho de 2008
Ao meu Irmão Antenor Alves Silva Junior (in memorian) por acreditar e apostar em minha capacidade.
Saudades eternas!!!!
AGRADECIMENTOS
Primeiramente agradeço a Deus pela saúde e alegria de viver, aos meus pais Antenor e Rita, que sempre me deram total apoio tanto na parte moral como na material, mesmo longe se preocupam e rezam por mim. AMO MUITO vocês meus pais, aos meus irmãos Alex e Ester pela minha infância movimentada e divertida, e os momentos alegres nas minhas visitas a Juazeiro com os almoços em família, e a toda minha família, principalmente as minhas tias Cleide, Joanice(in memorian) e Nalva e os meus tios Sena e Tarcísio pelo conhecimento e sabedoria que sempre tentaram me passar.
A minha noiva Karine pela paciência e companheirismo nesta reta final onde a pressão se torna cada vez mais forte e as pessoas que estão mais próximas são as mais atingidas, ela sempre me apoiou de forma incondicional. Te amo muito!!!!
A minha orientadora Simone Cruz, pelo conhecimento e apoio passado ao longo dos trabalhos tanto no campo como no escritório com companheirismo e dedicação ao longo do desenvolvimento desta monografia sempre com atenção e cobrança.
A Companhia Baiana de Pesquisa Mineral (CBPM) pelo apoio de campo e pela confecção das lâminas, através da geóloga Violeta, dando um suporte necessário no campo.
A Bahia Mineração LTDA (BML) pela disponibilização das amostras de furos de sondagem.
Ao laboratório de Metalogênese pela disponibilidade do microscópio para a retirada das fotomicrografias.
Ao colega Punk que me acompanhou no campo, me ajudando muito na medida das estruturas e nas discussões geologias para o entendimento de alguma situação.
A professora Ângela Leal pela dedicação que conduz o departamento de geologia e ministra suas aulas de metamórfica, e suporte me prestado nas dúvidas sobre descrição das lâminas.
Ao amigo de infância Ricardo, conhecemos o verdadeiro amigo na hora da dificuldade, pois amigo é aquele que divide todos os momentos, bons ou ruins.
Ao diretório acadêmico de Geologia da UFBa, pelas discussões e luta pelos
interesses dos estudantes para uma melhoria em nossa instituição.
A ENEGE - Executiva Nacional dos estudantes em Geologia pela oportunidade de fazer parte e ajudar na reativação com a chapa Agora Vai!!!
Aos amigos de rocha espalhado Brasil a fora; Carol, Cristão, Grazi, Jesus, Joaninha, Luana, Melado, Mikuin, Passarinho, Stalone, Vivian entre outros, valeu pelas farras em ENEGEO, Congresso e encontros esporádicos.
Aos amigos da UFBa pela amizade e vida em conjunto, tanto pelos corredores como nas festas, reuniões e matérias, são eles Aninha, Alô, Cristiano, Manu, Rambo, Sâmia, Tiago, Taty, Ximenes, Zilda e vários outros.
A minha irmãzinha Thanany pela amizade e companheirismo ao longo dos anos onde dividimos o mesmo teto, churrascos, festas e madrugadas de estudo.
Ao comando da geologia; Diegão, Du, Leo(mestre), Pará, Segundo, Seis, Xurume, Renato e Zeólogo, pela amizade conquistada a cada encontro e cada ano.
Aos professores Ângela, Flávio, Lourdes, Luis Rogério, Marcão, Osmário, Xavier, Simone, Telésforo, Vilton e Haroldo Sá. Pois de alguma forma, tiveram uma grande participação na minha formação de forma direta e indireta.
A CPRM e CRA pela oportunidade de estágio, agregando mais conhecimento e experiência na minha vida profissional, ao GPA pela oportunidade no início do curso com uma bolsa de iniciação científica através da Professora Débora Rios.
Ufa!!!! Acabei...
Gerreiros são pessoas
são fortes, são frágeis
Gerreiros são meninos
por dentro do peito
Precisam de um descanso
Precisam de um remanso
Precisam de um sonho
que os tornem perfeitos
Luis Gonzaga Jr,
RESUMO
O cinturão de dobramentos e cavalgamentos do Espinhaço Setentrional envolve as unidades do supergrupo Espinhaço, de idade paleo-mesoproterozóica, plutônicas do Complexo Lagoa Real, de idade 1.75 Ga e o embasamento do Bloco Gavião. O objetivo geral desta monografia é proceder ao mapeamento geológico das cercanias da cidade de Caetité, com ênfase na caracterização do arcabouço estrutural e estudo do metamorfismo nas unidades da Formação Mosquito. Neste contexto, as unidades mapeadas foram: i) metarenitos e metaconglomerados da Formação Salto;
ii) augen-gnaisses e sienitos do Complexo Lagoa Real; iii) associação de formação ferrífera, rochas cálcio-silicáticas, quartzitos e xistos da Formação Mosquito. A paragênese mineral metamórfica progressiva sin a tardi-tectônica observados na Formação Mosquito é marcada por: estaurolita, anfibólio, cianita, biotita verde, quartzo, opacos, calcita, quartzo, sugerindo condições de fáceis anfibolito em intervalo entre 520 e 660ºC, na zona da estaurolita. Por outro lado, a paragênese retrograda tardi-tectônica é marcada por calcita, clorita, quartzo, anfibólio (actinolita) sugerindo condições de fácies xisto verde com intervalos 300 e 400ºC, na zona de clorita. Nas unidades da Formação Salto, a presença da sericita fina sugere condições de metamorfismo de fácies xisto verde a subxisto-verde. Neste sentido, o metamorfismo diminui de leste para oeste. O levantamento estrutural revelou a existência de três fases deformacionais. A primeira fase (Fn-1) é marcada por foliação milonítica. Segunda fase (Fn) foi dividida em dois estágios, o primeiro, Fn', é marcado por rampas de empurrão com vergência para W, boudins de quartzos, dobras intrafoliais e de arrastos; o segundo, Fn'', está representado por dobras regionais que estão associadas a zona de cisalhamento, em modelo clássico de cinturões de dobramentos e cavalgamentos. A última fase, Fn+1, é marcada por dobras em kinkbands e de crenulaçao, com desenvolvimento de clivagem. A assimetria das primeiras sugerem vergência para leste. A evolução deformacional da área está relacionada com regimes compressivos e distensivos que se sucederam, em que o embasamento esteve envolvido na deformação da cobertura metassedimentar.
Palavras-chaves: Formação Mosquito, metamorfismo e rampas de empurrão.
ABSTRACT
The folding and thrusting belts of Espinhaço Setentrional involves the units of Espinhaço Supergroup, with age of paleo-mesoproterozoic, plutonics from Lagoa Real Complex, with age of 1.75 Ga and the basement of Gavião Block. The general objective of this monograph is to proceed to the geological mapping in the surrounding cities of Caetité, with emphasis on the characterization of the structural pattern and study of the metamorphism from units of Mosquito Formation. In this context, the units mapped were: i) metarenites and metaconglomerate of Salto Formation; ii) the augen-gneiss and sienites of Lagoa Real Complex; iii) association of iron-formation, calcium-silicates rocks, quartzites and schist of Mosquito Formation. The sin to tardy-tectonic progressive metamorphic mineral paragenesis observed in the Mosquito Formation is marked by: staurolite, amphibole, cianite, green biotite, opaques quartz, calcite, quartz, suggesting that the condition of anfibolite´s facies in interval between 520 and 600ºC, in the staurolite zone. By the other hand, the tardy-tectonic retrograde paragenesis by the calcite, chlorite, quartz, amphibole (actinolite) suggesting a condition to green schist facies with a interval of 300 and 400ºC, in the chlorite zone. In the units of Salto Formation, the presence of a thin sericite suggest that the condition of metamorphism of green schist facie to green-subschist. In this sense, the metamorphism gets minor from east to western.
The structural survey shows the existence of three deformation phases. The first phase (Fn-1) is marked by a milionitic foliation. The second phase (Fn) was divide in two stages, the first one, Fn´, is marked by thrusting slopes with the vergence to W, quartz´s boudins, intrafoliaceous of dragging, the second, Fn’’, is represented by regional folding that are associated with the sharing zones, the classic model of belts of folding and thrusting. The last phase, Fn+1, is marked by kinkbands and crenulation folds. The asymmetry of the first ones, suggest that the vergence is to east. The deformational evolution of this area is related with the compressive regimen and distensive that are succeeded, in that the basement was involved in the deformation of metasedimetary cover.
Palavras-chaves: Formação Mosquito, metamorphism and nappes.
SUMÁRIO
AGRADECIMENTOS ...28
RESUMO 31 ABSTRACT ...32
SUMÁRIO 33 LISTA DE FIGURAS ...35
LISTA DE TABELA...39
LISTA DE FOTOGRAFIA...40
LISTA DE FOTOMICROGRAFIA...42
LISTA DE ABREVEATURAS E SIGLAS...44
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO... 23
1.1 Aspectos iniciais... 23
1.2. Área selecionada para estudo... 25
1.3. Contextualização e apresentação do problema ... 25
1.4. Objetivos ... 27
1.5. Justificativa... 27
1.6. Método de trabalho... 28
1.6.1 Revisão Bibliográfica... 28
1.6.2 Fotointerpretação... 28
1.6.3 Trabalhos de Campo... 28
1.6.4 Estudos petrográficos e petrológicos ... 28
1.6.5 Tratamento dos dados estruturais ... 28
1.6.6 Análise dos dados e elaboração da monografia... 29
1.7.Organização da monografia ... 29
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL... 30
2.1. Introdução ... 30
2.2.Unidades Litoestratigráficas ... 33
2.2.1.Embasamento... 33
2.2.2. Complexo Lagoa Real... 37
2.2.3. Supergrupo Espinhaço... 38
2.2.4. Intrusivas básicas... 43
2.2.5. Supergrupo São Francisco... 43
2.3. Evolução tectônica do Bloco Gavião e do Corredor do Paramirim ... 44
CAPÍTULO 3 - RESULTADOS DO MAPEAMENTO GEOLÓGICO E DA ANÁLISE ESTRUTURAL... 51
3.1 Introdução ... 51
3.2. Unidades litoestratigráficas ... 52
3.2.1. Formação Mosquito (Complexo Urandi-Licínio de Almeida).... 52
a) Cálcio-silicáticas com mármores e xistos subordinados ... 53
b) Itabiritos ... 58
c) Xistos ... 61
3.2.2. Complexo Lagoa Real ... 66
3.2.3. Supergrupo Espinhaço ... 69
3.2.4. Coberturas Cenozóicas... 70
3.3. Aspectos do Metamorfismo ... 71
3.4. Arcabouço Estrutural ... 73
CAPÍTULO 4 - CONCLUSÕES... 79
Referências ... 81
Apendice ... 89
1- Mapa geológico da área de trabalho com escala 1:32.500 ... 89
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1 – O Cráton do São Francisco, suas faixas marginais o Aulacógeno do Paramirim. Fonte: Cruz (2004)... 24 Figura 1.2 – Arcabouço geológico do Corredor do Paramirim. ES- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional, CD- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Chapada Diamantina, SRP- Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí), BG- Bloco Gavião, BJ- Bloco Jequié.
Fonte: Cruz (2004)... 25 Figura 1.3 – Mapa de situação e localização da área de estudo... 27 Figura 1.4 – Localização dos afloramentos na área de trabalho... 29 Figura 2.1 – O Orógeno Araçuaí na região central do Paleocontinente Gondwana (modificado de Alkmim et al.2006). FA, traços estruturais da Faixa de Dobramentos Araçuaí (sensu Almeida 1977); ZI, zona de interferênciado Orógeno Araçuaí com o Aulacógeno do Paramirim. Crátons: A, Amazônico; K, Kalahari; PP-RP, Paraná-Paranapanema-Rio de la Plata; SF-C, São Francisco- Congo; SL-OA, São Luís - Oeste Africano. Extraído de Pedrosa-Soares et al.
(2007)... 32 Figura 2.2 - Compartimentos tectônicos do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental:
SE: Cinturão de Cavalgamentos da Serra do espinhaço Meridional; CA: Zona de cisalhamento da Chapada Acauã; S: Zona de dobramentos de salinas; MN:
Corredor transpressivo de Minas Novas; RP Saliência do Rio Pardo e zona de interação com o Aulacógeno do Paramirim; BG: Bloco de Guanhães; DS Zona de Cisalhamento de Dom Silvério; I: Zona de Cisalhamento de Ttapebi; NC:
Núcleo cristalino; OC: Faixa Oeste-Congolesa. Extraído de Alkmim et al.
( 2007)... 33
Figura 2.3 - Cinturões de dobramentos do Espinhaço Setentrional e da
Chapada Diamantina, que por sua vez envolvem o embasamento mais antigo que 1.8 Ga, um conjunto de plutônicas de 1.75 Ga, rochas metassedimentares dos supergrupos Espinhaço e São Francisco e as intrusivas básicas... 34 Figura 2.4 – Esboço geológico do BG na região de Brumado (Adaptado de Barbosa & Dominguez 1996). 1. Coberturas Fanerozóicas; Neoproterozóico: 2.
Faixa de Dobramento Araçuaí-Piripá. 3. Supergrupo São Francisco (Grupo Una); Mesoproterozóico: Supergrupo Espinhaço. 4. Grupo Paraguaçu e Chapada Diamantina. 5. Complexo Ígneo-metamórfico Lagoa Real;
Paleoproterozóico: 6. Granitóides (granitos, granodioritos e monzogranitos);
CA-Caculé, ES-Espírito Santo, IG-Iguatemi, RP-Rio do Paulo, SF-Serra da Franga, UM-Umburanas, GA-Gameleira, PS-Pé de Serra, RPE-Riacho de Pedras, LG/Lg-Lagoa Grande/lagoinha; Arqueano: 7. Rochas charnockíticas e Enderbíticas do Bloco Jequié. 8. Greenstone Belt de Contendas-Mirante. 9.
Sequências greenstone belt do Bloco Gavião (GBU-Greenstone belt
Umburanas, IB-Complexo Ibitira-Brumado). 10. Granitóides (tonalitos, granitos,
granodioritos), (LM-Lagoa da Macambira, MP-Malhada de Pedras, SE- Serra do
eixo, MA- Mariana, BE-Bernarda, SV-Sete Voltas, SP-Serra dos Pombos, LMO-
Lagoa do Morro, BV/MV-Boa Vista/Mata Verde, JU-Jussiape). 11. Terrenos
gnáissicos-migmatitícos da suíte TTG (tonalitos, trondhjemitos, granodioritos)
com a presença subordinada de rochas paragnaisses - Zonas de
Cisalhamentos. Fonte: Bastos Leal (1998)... 36
Figura 2.5 - Mapa esquemático do Estado da Bahia mostrando as principais
seqüências vaulcanossedimentares do tipo Greenstone Belts. Modificado de
Silva & Cunha (1999)... 37
Figura 2.6 - Coluna estratigráfica esquemática da região pesquisada por
Rocha, mostrando o embasamento, os principais sistemas deposicionais e os
ambientes tectônicos. Fonte: Rocha (1991)... 41
Figura 2.7 - Compartimentação tectônica da Chapada Diamantina Ocidental
(Guimarães J.T. 2005)... 43
Figura 2.8 – Perfis esquemáticos do modelo evolutivo do Corredor do
Paramirim durante o Arqueano/Paleoproterozóico segundo Arcanjo (2000).
Fonte: Arcanjo et al. (2000). ... 46 Figura 2.9 - Posições postuladas dos blocos arqueanos e início da colisão Paleoproterozóica - Extraído de Barbosa et al., (2003)... 47 Figura 2.10 - Modelo evolutivo esquemático dos riftes Espinhaço e Santo Onofre postulado por Schobbenhaus (1996) e parcialmente adaptado por Danderfer F
o(2000) as gerações dos Granitos. Extraído de Pedrosa-Soares (2007)... 48 Figura 2.11 – Ilustração dos estágios (a)de colisão, por volta de 560 Ma, e (b) de colapso gravitacional, após movimento lateral da porção sul do orógeno, por volta de 500 Ma. Extraído de Pedrosa-Soares (2007)... 50 Figura 3.1 – Imagem SRTM mostrando a geomorfologia da área... 51 Figura 3.2 – Coluna mostrando o empilhamento estratigráfico, Rochas
metassedimentares do embasamento do Bloco Gavião. CC – Rochas cálcio-
silicáticas, FF- Formações ferríferas... 53 Figura 3.3 - Diagrama petrogenético para o sistema Fe, h, Al, Si em rochas pelíticas. Fonte: Burcher & Frey (2002). Em verde está marcado as condições associadas com o metamorfismo progressivo das rochas estudadas... 66 Figura 3.4 – Mapa metamórfico da área de trabalho... 73 Figura 3.5 - Diagrama estereográfico sinóptico dos pólos da foliação S
n.
Hemisfério inferior. N= número de medidas. ... 76 Figura 3.6 – Diagrama estereográfico da Lxn da fase Fn. Hemisfério inferior.
N= número de medidas... 76
Figura 3.7 - Diagrama estereográfico sinóptico dos pólos da Lb crenulação da
fase Fn+1... 77
Figura 3.8- Diagrama estereográfico sinóptico dos pólos da clivagem de
crenulação fase Fn+1... 78
Figura 3.9 - Diagrama estereográfico sinóptico dos pólos da fraturas
desenvolvidas sobre a clivagem de crenulação da fase Fn+1...
78
Figura 3.10 – Blocos diagramas mostrando a evolução das fases de
deformação a) Fase Fn’; b) Fase Fn’’ e c) Fase Fn+1... 79
LISTA DE TABELAS
Tabela 2.1 – Propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo
Espinhaço na Chapada Diamantina (Guimarães et al. 2005)... 40
Tabela 3.1 – Reações metamórficas progressivas, ocorrentes nos xistos... 72
Tabela 3.2 – Mostra de forma abrangente a relação entre as fases de
deformação, estruturas... 74
LISTA DE FOTOGRAFIAS
Fotografia 3.1 – Vista paranorâmica de afloramento de rocha cálcio-silicática
na área urbana da cidade de Caetité. Ponto J01 (coord UTM 771932 8443596)..
54Fotografia 3.2 – Corpos itabiríticos da área de trabalho. Afloramento ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938...
58Fotografia 3.3 – Quartzo-cianita-granada xisto da Formação Mosquito. Ponto J13, coordenada UTM 769828/8444056. ...
61Fotografia 3.4 – Superfície com óxido de manganês em xistos da Formação Mosquito. Foto tirada a 200m a leste do ponto J18...
61Fotografia 3.5 – Moscovita quartzito que ocorre intercalado com os xistos da Formação Mosquito. Afloramento J02, coordenada UTM 773791/8443382...
65Fotografia 3.6 – Augen-gnaisse Lagoa Real de composição sienítica sem alteração. Ponto J-10, coordenadas UTM 771433/8447450...
67Fotografia 3.7 - Augen-gnaisse Lagoa Real de composição sienítica. Ponto J
04, coordenadas Foro UTM 776218/8444960...
67Fotografia 3.8 – Foto geral do afloramento da Formação Salto. Ponto J12,
coordenada UTM 768870/8444104. ...
70Fotografia 3.9 – Detalhe da rocha do afloramento da Formação Salto
mostrando níveis micáceos mb-mica branca . Ponto J12, coord. UTM
768870/8444104...
70Fotografia 3.10 – Solo eluvionar gerado a partir de augen-gnasse do Complexo
Lagoa Real. Ponto J-05, coordenada UTM 775857/8445134. ...
71Fotografia 3.11 – Solo laterítico com presença de oxido de manganês. Ponto J- 17, coordenada UTM 770355/8444686. ...
71
Fotografia 3.12 – Dobras intrafoliais sin-Fn’ em rochas cálcio-silicáticas do complexo Licínio de Almeida, envolvendo a foliação Sn-1. Ponto J-01,
coordenada 71932/8443596...
74
Fotografia 3.13 – Rampa de empurrão intraestratais com vergência para W.
Ponto J-01, coordenada 771932 / 8443596...
75Fotografia 3.14 – Boudin sin-Fn’ desenvolvido em nível quartzoso imerso em
rocha cálcio-silicática. Ponto J-01, coord. 71932 /8443596...
75Fotografia 3.15 – Dobras assimétricas sin-Fn+1 observado na Formação Salto.
77LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS
Fotomicrografia 3.1 - Textura lepidoblástica marcada pela biotita em rochas cálcio-silicáticas. Base da Foto = 1,2mm aumento 50x. Ponto J-08, coordenada 768917 / 8450938. bt-biotita, qtz-quartzo. Nicóis cruzados. ... 55 Fotomicrografia 3.2 – Grãos de cal-calcita e qtz-quartzo em rochas cálcio- silicáticas. Base da Foto 1,22 mm. Ponto J-08 coordenada 768917 / 8450938.
Nicóis cruzados... 56 Fotomicrografia 3.3 – Níveis quartzosos em itabiritos da Formação Mosquito.
Notar a presença de cal-calcita e op-opaco. Base da Foto = 1,2mm. Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938. Nicóis cruzados... 59 Fotomicrografia 3.4 – Textura granoblástica e lepidoblástica em domínios quartzosos e grão de hornblenda paralelizados com a foliação principal em xistos da Formação Mosquito. Base da Foto 1,2mm, aumento 50x. Amostra 55 em furo de sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938. qtz- quartzo e anf-anfibólio. Nicóis cruzados... 62 Fotomicrografia 3.5 – Cristais de anfibólio crescendo associado com a calcita em xistos da Formação Mosquito. Base da Foto 1,2mm, aumento 50x. Amostra 55 em furo de sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938.
cal-calcita, anf-anfibólio. Nicóis cruzados... 62 Fotomicrografia 3.6 – Imagem de grão de bt-biotita que cresce cortando a foliação principal marcada pelo anf-anfibólio em xistos da formação mosquito.
Base da Foto 1,2mm aumento 50x. Amostra 55 em furo de sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938. Nicóis cruzados... 63 Fotomicrografia 3.7 – Grãos de st - estaurolita em xistos da Formação Mosquito. Base da Foto 1,2mm aumento 50x. Amostra 55 em furo de sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917/8450938. Nicóis cruzados. ... 64
Fotomicrografia 3.8 – Grão de granada em xistos da Formação Mosquito. A
sua morfologia sugere crescimento sin a tardi-tectônico. Base da Foto 1,2mm aumento 50x. Amostra 55 em furo de sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917 / 8450938. Nicóis cruzados...
64
Fotomicrografia 3.9 – Seção mostrando bt-biotita prismática com características ígneas e em contatos retos com o K-fdsp-feldspato (microclina).
Base da foto 1,2mm, aumento 50x. Amostra 55 em furo de sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917 / 8450938. Nicóis cruzados... 69
Fotomicrografia 3.10 – bt-Biotita prismática associada com plg-plagioclásio,
apresentando contatos retos e curvos. Notar a presença de cristais de zc-zircão
inclusos no plagioclásio. Base da Foto 1,2mm, aumento 50x. Amostra 55 em
furo de sonda da BML, Ponto J08, coordenada UTM 768917 / 8450938. Nicóis
cruzados... 69
Fotomicrografia 3.11 – Duas direções de clivagem de crenulação em amostra
de xisto da Formação Mosquito. Base da Foto 1,2mm aumento 50x. Ponto J-08,
coordenada UTM 768917 / 8450938. Nicóis cruzados... 77
LISTA DE ABREVEATURAS E SIGLAS Anf Anfibólio
BG Bloco Gavião
BJ Bloco Jequié
Bt Biotita Cal Calcita
CC Calcio-silicáticas
CSF Cráton do São Francisco
FF Formação ferrífera
Fn, Fn’,Fn’’ e Fn+1 Fases de deformação
Gnt Granada K-fdsp Feldspato
Lb Linha de charneira de dobra
Lx Linha de estiramento mireral
Op Opacos
Plg Plagioclásio
Qtz Quartzo
SRP Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí)
St Estaurolita
Zc Zircão
CAPITULO 1 - INTRODUÇÃO
O Cráton do São Francisco representa a porção da placa homônima em que o embasamento cristalino foi poupado das deformações brasiliana (Almeida 1977).
Está circundado por um conjunto de faixas móveis, denominadas a leste de Faixa Brasília, a norte, Rio Preto e Riacho do Pontal, a noroeste a Faixa Sergipana e a sudeste, a Faixa Araçuaí (Figura 1.1). É constituído por um conjunto de rochas gnáissico-migmatíticas de idades que datam o arqueano (Bastos Leal 1988; Bastos Leal et al. 1996, 1997, 1998), seqüências vulcanossedimentares de idades arqueana-paleoproterozóica (Cunha, J. C. & Silva, M. G. 1999) e por um conjunto de plutônicas paleoproterozóicas (Bastos Leal 1988). No Paleo e no Neoproterozóico, tais unidades serviram como substrato para a sedimentação de rochas vulcânicas e terrígenas do Supergrupo Espinhaço e marinhas a glácio-marinhas do Supergrupo São Francisco, respectivamente. A consolidação do seu substrato deve-se a um evento colisional desenvolvido no final do Paleoproterozóico entre os blocos Gavião, Serrinha e Jequié (Barbosa & Sabaté 2002).
Notadamente em seu interior, uma faixa com orientação, aproximadamente,
NS, delimita o Aulacógeno do Paramirim (Pedrosa-Soares et al. 2001), uma
estrutura distensional que corresponde, in totum, ao Aulacógeno do Espinhaço, de
Moutinho da Costa & Inda (1982). No Neoproterozóico, a interação entre o
Aulacógeno do Paramirim e a Faixa Araçuaí levou à estruturação de um corredor de
deformação, o Corredor do Paramirim (Alkmim et al. 1993) (Figura 1.2), cuja zona de
máxima inversão posiciona-se a sul do paralelo 13º S.
FAIXA RIACHO DO PONTAL
Figura 1.1 – O Cráton do São Francisco, suas faixas marginais o Aulacógeno do Paramirim. Fonte:
Cruz (2004).
A evolução estrutural do Corredor do Paramirim é marcada pela superposição de fases deformacionais e pelo aumento do grau metamórfico em direção a sul (Cruz & Alkmim 2006). Neste contexto, zonas de cisalhamento reversas a destral- reversas de idade neoproterozóicas são nucleadas no embasamento e possivelmente representam reativações de estruturas antigas (Cruz 2004, Cruz &
Alkmim 2006, Guimarães et al. 2006, Cruz et al. 2007). A identificação dessas zonas levou Cruz & Alkmim (2006) propor que a porção sul do Corredor do Paramirim fosse excluída do Cráton do São Francisco e inserida na porção setentrional do Orógeno Araçuaí. No cenário regional desse compartimento do Orógeno Araçuaí, tais zonas circundam domínios com estruturas dômicas que foram pouco ou nada deformadas pelas estruturas do corredor em questão. Além disso, essas estruturas hospedam depósitos de ferro e manganês, além de cálcio-silicáticas, xistos e mármores cujo
Salvador
ATLÂNTICO OCEANO
FAIXA BRASÍLIA
ORÓGENO
ARAÇUAÍ FAIXA RIO
PRETO
0 200km
EMBASAMENTO (>1,8 GA) COBERTURAS PROTEROZÓICAS COBERTURAS FANEROZÓICAS
CINTURÕES BRASILIANOS
N
AULACÓGENO DO PARAMIRIM CRÁTON DO
SÃO FRANCISCO
Área de Trabalho
significado geológico ainda é motivo de controvérsia. Em especial, na região de Caetité, Bahia, tais rochas foram agrupadas na Formação Mosquito (Rocha 1991, Barbosa & Dominguez 1996). Essa monografia pretende contribuir com o estudo da evolução metamórfica da dessa formação, assim como com o entendimento das relações geométricas entre as estruturas nucleadas durante a evolução do Corredor do Paramirim na região de Caetité, Bahia.
CD
Monte Alegre do Piauí
12 00`o
SRP
41 00`o 43 00`o
BJ
BG
14 00`o
ES
Macaúbas
Piripá Supergrupo Espinhaço
Embasamento (> 1.8 Ga) Complexo Lagoa Real Supergrupo São Francisco Coberturas mesozóicas Coberturas cenozóicas
0 150 km
Corredor do Paramirim
O AULACÓGENO DO
PARAMIRIM
Caetité
Área de Trabalho
Figura 1.2 - Arcabouço geológico do Corredor do Paramirim. ES- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional, CD- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Chapada Diamantina, SRP- Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí), BG- Bloco Gavião, BJ- Bloco Jequié. Fonte: Cruz (2004).
1.2. Área selecionada para estudo
A área de estudo possui 56 km
2e está localizada nas proximidades da cidade
de Caetité, imediatamente a norte, na região sudoeste do Estado da Bahia (Figura
1.3).
1.3. Contextualização e apresentação do problema
O Corredor do Paramirim representa a porção invertida do Aulacógeno homônimo, no Neoproterozóico (Cruz & Alkmim 2006). Compreende as unidades do embasamento mais antigo que 1.8 Ga, incluindo rochas gnáissicas-migmatiticas e seqüências vulcanossedimentares (Cunha & Silva 1999), as rochas plutônicas do Complexo Lagoa Real e do Supergrupo Espinhaço, de idade paleoproterozóicas (Turpin et al. 1988, Cordani et al. 1992, Pimentel et al. 1994, Cruz 2004), um conjunto de rochas básicas intrusivas, de idade mesoproterozóica (Guimarães et al.
2005), e as unidades do Supergrupo São Francisco, do Neoproterozóico. O levantamento estrutural, no corredor em questão realizado por Cruz (2004) e Cruz &
Alkmim (2006) demonstrou uma história evolutiva complexa, que se inicia com o desenvolvimento de zonas de cisalhamento e dobras com orientação, aproximadamente, segundo E-W, e vergentes para NNW. O principal registro dessa deformação é a zona de cisalhamento Brumado-Caetité (Figura 1.2).
Posteriormente, essas estruturas foram truncadas por um conjunto de zonas de cisalhamento e dobras posicionadas, em geral, segundo NS. Tais estruturas foram responsáveis pela geração do cinturão de dobramentos e cavalgamentos da Chapada Diamantina e do Espinhaço Setentrional, tendo culminado com a inversão do Aulacógeno do Paramirim. Seus registros podem ser encontrados nas unidades do embasamento e de preenchimento do aulacógeno, conferindo-lhes, portanto, uma idade neoproterozóica. Tais falhas foram reativadas no Meso e Neoproterozóico (Danderfer-F
o2000) e responsáveis por colocar as unidades do embasamento sobre o Supergrupo Espinhaço, no Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional (Figura 1.2).
Na borda leste do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do
Espinhaço Setentrional, especialmente na região de Caetité, afloram um conjunto de
formações ferríferas, cálcio-silicáticas, mármores e cianita-granada-estaurolita xistos
que, de acordo com Moraes et al. (1980) pertencem à seqüências
vulcanossedimentares do embasamento. Entretanto, para Rocha (1990) tais rochas
correspondem às unidades basais do Supergrupo Espinhaço. Além da controvérsia
quanto ao seu posicionamento estratigráfico, tais unidades hospedam um arcabouço
estrutural complexo, ainda pouco conhecido. Além disso, poucas são as informações
a cerca do registro metamórfico associado com essas deformações.
Figura 1.3 – Mapa de situação e localização da área de estudo
Diante do exposto, surgem as seguintes questões: qual o registro deformacional-metamórfico da Formação Mosquito no Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da serra do Espinhaço Setentrional? Qual a relação estrutural entre essas rochas, as do Complexo Lagoa Real e as do Supergrupo Espinhaço?
Responder a essas questões representa, além de contribuir com uma controvérsia histórica, que trata da delimitação das deformações brasilianas ao longo do Corredor do Paramirim, contribuirá para o entendimento da evolução metamórfica associada com as deformações presentes na borda leste da Serra do Espinhaço Setentrional, na região de Caetité. Apesar do imenso volume de solo, alguns afloramentos puderam ser identificados permitindo a realização do presente trabalho e a contribuição no sentido de esclarecer as questões acima relacionadas.
1.4. Objetivos
O objetivo geral desta monografia é proceder ao mapeamento geológico das
cercanias da cidade de Caetité, com ênfase na caracterização do arcabouço
estrutural e estudo do metamorfismo nas unidades da Formação Mosquito.
Como objetivos específicos têm-se:
a) Identificar as unidades aflorantes na área de estudo e o seu arcabouço estratigráfico;
b) Levantar o arcabouço estrutural com vistas a identificar as fases deformacionais e as relações entre as unidades;
c) Realizar o estudo da evolução metamórfica da Formação Mosquito;
d) Elaborar em módulo de evolução deformacional contemplando as informações obtidas.
1.5. Justificativa
Apesar da área de estudo ter sido palco de diversos trabalhos de mapeamento ao longo dos últimos 30 anos, tais como os produzidos por Moraes et al. (1980), Rocha (1990) e Souza et al. (1994), controvérsias importantes ainda existem a cerca do empilhamento litoestratigráfico das unidades aflorantes, da sua evolução deformacional e metamórfica. Desta forma, essa monografia vem contribuir de forma significativa para o entendimento da evolução geológica da área com vistas a elucidar o papel das deformações brasilianas na estruturação das unidades na borda leste da Serra do Espinhaço Setentrional, assim como os aspectos relacionados com o metamorfismo associado a essas deformações.
1.6. Método de trabalho
Para cumprir os objetivos propostos serão realizadas as seguintes atividades:
1.6.1 Revisão Bibliográfica
O levantamento em questão foi realizado através da aquisição e leitura de artigos, projetos e resumos científicos que abordem a área de trabalho.
1.6.2 Fotointerpretação
Foi realizado trabalho de Fotointerpretação utilizando fotos aéreas da
AERODATA (06/88) e CONAN (06/87) na escala 1:32.500.
1.6.3 Trabalhos de Campo
Para atingir os objetivos propostos foram realizados oito dias efetivos de campo. Durante esses trabalhos procedeu-se à identificação das unidades, o levantamento do arcabouço estrutural e a coleta de amostras para estudos petrográficos e a visita e descrição de 27 afloramentos (Figura 1.4). A área de trabalho possui poucas exposições de rocha, tendo em vista o espesso manto de intemperismo. Entretanto os afloramentos são de ótima qualidade.
Figura 1.4 – Localização dos afloramentos na área de trabalho
1.6.4 Estudos petrográficos e petrológicos
Para esses estudos foram preparadas um total de 46 seções delgadas, sendo
que 19 foram coletadas em afloramentos e outras 27 foram fornecidas pela Bahia
Mineração LTDA. Neste caso, tratam-se de amostras de furo de sonda.
1.6.5 Tratamento dos dados estruturais
Os dados estruturais coletados em campo foram organizados em planilha Excel e transformados em diagramas estereográficos utilizando o programa STEREONET (versão 3.2, for Windows).
1.6.6 Análise dos dados e elaboração da monografia
Todos os dados geológicos obtidos em campo e em laboratório foram organizados e interpretados. Em seguida, procedeu-se à elaboração da monografia em apreço.
1.7 Organização da monografia
A presente monografia foi organizada em quatro seções. Na primeira seção é
apresentada a introdução, que consta da apresentação do problema, objetivos,
justificativa e método de trabalho. A segunda seção apresenta os aspectos da
Geologia Regional, ao passo que a terceira seção mostrará os resultados do
mapeamento geológico, abordando a descrição das unidades nas escalas meso e
macroscópicas, os resultados do estudo do metamorfismo e do arcabouço estrutural
e a evolução tectônica da área de estudo. A quarta e última seção apresenta as
conclusões do trabalho.
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL
2.1. Introdução
O Orógeno Araçuaí-Oeste Congo localiza-se na província Mantiqueira. No Brasil, esse Orógeno se estende desde o estado de Minas Gerais até o litoral Atlântico, entre os paralelos 15° e 21°S, ao passo que na África encontra-se entre os paralelos 2° e 10° S (Figura 2.1). Em sua contraparte brasileira, especificamente em relação ao Cráton do São Francisco, posiciona-se em seu limite sudoeste, estando a sua evolução relacionada com a tectônica brasiliana (Almeida 1977). Em domínios continentais, esse orógeno interceptou unidades do embasamento mais antigo que 1.8 Ga, em especial, o Bloco Gavião, posicionado em seu limite mais a norte. A evolução do Orógeno Araçuaí levou à inversão de riftes e estruturas aulacogênicas, dentre elas, o Aulacógeno do Paramirim. Este aulacógeno abrigou a sedimentação dos supergrupos Espinhaço e São Francisco, que evoluiu desde o paleoproterozóico até o Neoproterozóico (Schobbenhaus 1996, Danderfer–Filho 2000) e representa o braço abortado de um sistema que, a sul, teria evoluído para uma margem passiva (Pedrosa-Soares et al. 2001). Durante as colisões neoproterozóica toda a margem passiva foi envolvida nas deformações, tendo o front orogenético avançado em direção às porções mais externas, a norte, e sido responsável pela inversão parcial do Aulacógeno do Paramirim.
De acordo com Alkmim et al. (2007) (Figura 2.2.), no Orógeno Araçuaí podem ser encontrados dez compartimentos tectônicos, quais sejam: o Cinturão de Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional; a Zona de Cisalhamento da Chapada Acauã; a zona de dobramentos de Salinas; o Corredor Transpressivo de Minas Novas; a Saliência do Rio Pardo e sua zona de interação com o Aulacógeno do Paramirim; o Bloco de Guanhães; a Zona de Cisalhamento de Dom Silvério e estruturas associadas; a Zona de Cisalhamento de Itapebi e estruturas associadas;
o núcleo cristalino (a zona interna de alto grau que representa o núcleo do orógeno);
e o Cinturão Oeste-Congolês.
Figura 2.1 - O Orógeno Araçuaí na região central do Paleocontinente Gondwana (modificado de Alkmim et al. 2006). FA, traços estruturais da Faixa de Dobramentos Araçuaí (sensu Almeida 1977);
ZI, zona de interferênciado Orógeno Araçuaí com o Aulacógeno do Paramirim. Crátons: A, Amazônico; K, Kalahari; PP-RP, Paraná-Paranapanema-Rio de la Plata; SF-C, São Francisco-Congo;
SL-OA, São Luís - Oeste Africano. Extraído de Pedrosa-Soares et al. (2007)
A área de trabalho encontra-se inserida na porção norte do Orógeno Araçuaí,
no compartimento denominado de Saliência do Rio Pardo (Figura 2.2). A norte, a
Saliência do Rio Pardo conecta-se com o Corredor do Paramirim, que corresponde à
porção do Aulacógeno do Paramirim que foi invertida durante a deformação
brasiliana e abriga os cinturões de dobramentos do Espinhaço Setentrional e da
Chapada Diamantina, que por sua vez envolvem o embasamento mais antigo que
1.8 Ga, um conjunto de plutônicas de 1.75 Ga, rochas metassedimentares dos
supergrupos Espinhaço e São Francisco e as intrusivas básicas (Figura 2.3). Assim,
a Saliência do Rio Pardo corresponde à porção do Corredor do Paramirim cujas
deformações são marcadas por estruturas E-W que foram desenvolvidas por efeito- reflexo associado com as colisões entre a Placa São Franciscana e Amazônica.
Neste capítulo serão apresentadas as unidades que compõem o Corredor do Paramirim assim como serão apresentados alguns modelos de evolução tectônica regional.
Área de Trabalho
Figura 2.2 - Compartimentos tectônicos do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental: SE: Cinturão de Cavalgamentos da Serra do espinhaço Meridional; CA: Zona de cisalhamento da Chapada Acauã; S:
Zona de dobramentos de salinas; MN: Corredor transpressivo de Minas Novas; RP Saliência do Rio Pardo e zona de interação com o Aulacógeno do Paramirim; BG: Bloco de Guanhães; DS Zona de Cisalhamento de Dom Silvério; I: Zona de Cisalhamento de Ttapebi; NC: Núcleo cristalino; OC: Faixa Oeste-Congolesa. Extraído de Alkmim et al. ( 2007).
Faixa Riacho do
Figura 2.3 - Cinturões de dobramentos do Espinhaço Setentrional e da Chapada Diamantina, que por sua vez envolvem o embasamento mais antigo que 1.8 Ga, um conjunto de plutônicas de 1.75 Ga, rochas metassedimentares dos supergrupos Espinhaço e São Francisco e as intrusivas básicas.
2.2 .Unidades Litoestratigráficas
Nesta seção serão descritas as unidades litoestratigráficas que compõem o Corredor do Paramirim.
2.2.1.Embasamento
Contido no Bloco Gavião, o embasamento é dividido em unidades gnáissico- migmatíticas correspondendo aos TTGs e em seqüências vulcanossedimentares com as associações vulcano-máfico e vulcano-ultramáfico, formações ferríferas,
ORÓGENO ARAÇUAÍ
Faixa Sergipana Pontal
Faixa Rio Preto
N
CD
Aulacógeno do Paramirim
Salvador ES
Oceano Atlântico Faixa
Brasilia 0 200 km
Coberturas Fanerozóicas
Coberturas Proterozóicas Cinturões Brasiliano
Embasamento (>1.8 Ga)
Corredor do Paramirim
rochas carbonáticas, cálcio-silicáticas e sedimentação terrígena metamorfizadas (Bastos Leal 1998).
De acordo Moraes et al. (1980), Bastos Leal (1998), Arcanjo et al. (2000), Barbosa & Sabaté (2002), no Bloco Gavião as rochas gnáissico-migmatíticas estão metamorfisados nas fácies anfibolito e granulito. Segundo Bastos Leal et al (1998), em locais isolados e relacionados com zonas de cisalhamento regionais foram observados efeitos de retro-metamorfismos para a fácies xisto verde. A partir de idades U/Pb em zircões, Bastos Leal et al. (1998) reconheceu dois grandes grupos de rochas no Bloco Gavião (Figura 2.4). O primeiro grupo constitui a crosta continental TTG (tonalítico-trondhjemítico-granodiorítica), com idades entre 3,2–3,4 Ga. Os dados Sm/Nd (Tdm) e valores de ε
Nd(t)variaram entre (-0,1 a -6,5) sugerem protólitos ainda mais primitivos na gênese destas rochas com idades entre 3,2 – 3,7 Ga, sendo sua gênese ainda não claramente definida (Martin et al.1991; Santos- Pinto 1996; Sato 1998). As modelagens geoquímicas realizadas por (Martin et al.1991) sugerem que a origem destas rochas foi por fusão de basaltos toleíticos, enriquecendo-a os anfibolitos com granada ou eclogitos como resíduos.
As rochas de composição granodioríticas e granítica representam um segundo evento, ocorrido no Bloco Gavião com idade entre 3,15 - 3,20 Ga. Estas rochas, possuem idades Sm/Nd (TDM) com variação apresentada de 3,1 e 3,6 Ga e ε
Nd(t)(-2,0 e -8,5), sugerindo processos de reciclagem continental arqueanos no Bloco Gavião (Santos-Pinto 1996; Basto Leal 1998; Barbosa 1997).
Ainda de acordo com Bastos Leal (1998), no Mesoarqueano o Bloco Gavião foi palco de colocação plutônica com composição granítica e granodiorítica, com idades de cristalização obtidas pelo método (Rb/Sr e Pb/Pb, rocha total) por volta de 2,8 Ga. Tais rochas teriam sido originada por processos de reciclagem continental de terrenos TTG’s com formação Paleoarqueana (Marinho et al. 1991; Bastos Leal et al. 1998). Estas rochas são contemporâneas as intrusões cácio-alcalinas de composição enderbíticas-charnoquíticas no bloco Jequié apresentando idades (Pb/Pb e Rb-Sr) variando entre 2,9 e 2,7 sendo associada à mecanismo de subducção de crosta oceânica para oeste (Barbosa 1997)
.No Bloco Gavião a granitogênese paleoproterozóico está representada por
corpos de composição que variam desde tonalitos até álcali-granitos com textura
porfirítica e granulometria variada (Sabaté et al. 1990; Bastos Leal & Teixeira 1994;
Fróes et al. 1994; Santos-Pinto et al. 1994). Tais corpos ocorrem lineados e ou foliados, cortando as rochas mais antigas e unidades vulcanossedimentares, descritas a seguir.
Figura 2.4 – Esboço geológico do BG na região de Brumado (Adaptado de Barbosa & Dominguez 1996). 1. Coberturas Fanerozóicas; Neoproterozóico: 2. Faixa de Dobramento Araçuaí-Piripá. 3.
Supergrupo São Francisco (Grupo Una); Mesoproterozóico: Supergrupo Espinhaço. 4. Grupo Paraguaçu e Chapada Diamantina. 5. Complexo Ígneo-metamórfico Lagoa Real; Paleoproterozóico:
6. Granitóides (granitos, granodioritos e monzogranitos); CA-Caculé, ES-Espírito Santo, IG-Iguatemi, RP-Rio do Paulo, SF-Serra da Franga, UM-Umburanas, GA-Gameleira, PS-Pé de Serra, RPE-Riacho de Pedras, LG/Lg-Lagoa Grande/lagoinha; Arqueano: 7. Rochas charnockíticas e Enderbíticas do Bloco Jequié. 8. Greenstone Belt de Contendas-Mirante. 9. Sequências greenstone belt do Bloco Gavião (GBU-Greenstone belt Umburanas, IB-Complexo Ibitira-Brumado). 10. Granitóides (tonalitos, granitos, granodioritos), (LM-Lagoa da Macambira, MP-Malhada de Pedras, SE- Serra do eixo, MA- Mariana, BE-Bernarda, SV-Sete Voltas, SP-Serra dos Pombos, LMO-Lagoa do Morro, BV/MV-Boa Vista/Mata Verde, JU-Jussiape). 11. Terrenos gnáissicos-migmatitícos da suíte TTG (tonalitos, trondhjemitos, granodioritos) com a presença subordinada de rochas paragnaisses - Zonas de Cisalhamentos. Fonte: Bastos Leal (1998).
De acordo com Cunha & Silva (1999) no Bloco Gavião ocorrem seqüências vulcanossedimentares, tendo sido reconhecidas as de Umburanas, Urandi-Licínio de Almeida, Guajeru, Ibitira-Ubiraçaba e Brumado (Figura 2.5).
Figura 2.5 - Mapa esquemático do Estado da Bahia mostrando as principais seqüências vulcanossedimentares do tipo Greenstone Belts. Modificado de Silva & Cunha (1999).
Para esses autores, tais seqüências representam remanescentes de Greenstone Belts Arqueanos. Em algumas delas, como é o caso do Greenstone Belt de Umburanas, foram reconhecidas estruturas do tipo spinifex. De acordo com Cunha
& Fróes (1994), para esse greenstone pode ser identificadas três unidades, que
refletem três ciclos vulcânicos distintos: (i) a base da unidade está composta, por rochas de natureza komatiítica associadas a metabasaltos de origem toleítica e a metadacitos. Essas unidades estão recobertas por quartzitos com níveis conglomeráticos, com presença de pelitos e metassedimentos (BIF, cherts, metacarbonatos, cálcio-silicáticas) e pulsos secundários de metavulcânicas félsica, que foi atribuído ao segundo ciclo vulcânico; (ii) a Unidade intermediária é dominada por metavulcânicas félsicas do terceiro ciclo vulcânico, com a presença subordinada aos fluxos máficos de rochas piroclásticas e epiclásticas; e (iii) a Unidade Superior, constituiu essencialmente de metacarbonatos. Os dados geocronológicos obtidos através do método Sm-Nd e Pb-Pb (zircão primário) e U-P (SHRIMP) demonstraram idade de cristalização em torno de 2.7 Ga para as vulcânicas félsicas da unidade intermediária e de 3.0 Ga para as vulcânicas máficas (Cunha et al., 1996b).
Menor detalhamento é feito para os outros Greenstone Belts do Bloco Gavião. Em especial, como Seqüência Vulcanossedimentar Licínio de Almeida foi agrupada toda a faixa de xistos, cálcio-silicáticas e formações ferríferas que se posiciona na margem leste da serra do Espinhaço Setentrional, exatamente à porção denominada de Formação Mosquito e apresentada em Rocha (1991) (Figura 2.6).
2.2.2. Complexo Lagoa Real
O Complexo Lagoa Real corresponde ao conjunto sienitos e sienogranitos (Cruz 2004) de idade 1.750 Ga (Cordani et al. 1992, Cruz 2004), além de ortognaisses miloníticos derivados dos sienitos e sienogranitos, anfibolitos, oligoclasitos, epidositos, microclinitos e albititos mineralizados em urânio, que ocorrem encaixadas em ortognaisses migmatíticos e em seqüências vulcanossedimentares do Bloco Gavião (Lobato 1985, Lobato & Fyfe 1990, Arcanjo et al 2000, Cruz 2004). Os sienitos e sienogranitos desse complexo representam o magmatismo anorogênico tipo A da fase de abertura do Aulacógeno do Paramirim (McReath & Sabaté. 1987). Durante o evento brasiliano (Pimentel et al. 1994, Cruz 2004, Cruz & Alkmim 2006), tais rochas foram submetidas à deformações em zonas de cisalhamento compressionais, originando corpos lenticulares gnaisses, albititos, oligoclasitos e microclinitos mineralizados em urânio (Lobato, 1985; Costa et al.
1985; Arcanjo et al. 2000, Cruz 2004, Cruz & Alkmim 2006).
2.2.3. Supergrupo Espinhaço
Regionalmente, as unidades do Supergrupo Espinhaço estão inseridas em dois domínios fisiográficos: Serra do Espinhaço e Chapada Diamantina. O início evolução da bacia que abrigou os sedimentos desse supergrupo ocorreu no Estateriano por volta de 1,75 Ga (Brito Neves et al. 1979) e evoluiu até o Toniano, em cerca de 850 Ma (Schobbenhaus 1993, 1996). Diversas propostas já foram aventadas para explicar o empilhamento estratigráfico do Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina (Tabela 2.1). Além disso, propostas de correlação entre as unidades desse supergrupo que afloram nas serras do Espinhaço Setentrional e na Chapada Diamantina também já foram apresentadas por diversos autores, tais como Dominguez (1996) e Danderfer Filho (2000).
No Espinhaço Setentrional, Rocha (1991) e Dominguez & Rocha (1989) prepuseram uma estratigrafia representada pelos Grupos Borda Leste, na base, e Serra Geral, no topo. Para esses autores, o Grupo Borda leste é constituído pelas formações Mosquito que está sotoposta às formações Pajeú, Bom Retiro e Riacho do Bento. A Formação Mosquito é composta na base por quartzitos com laminação paralela, xistos, com granada e cianita. Sotoposto aos quartzitos ocorrem filitos interestratificados de ambiente marinho plataformal com influência de tempestades.
As intercalações do quartzito e filito vão diminuindo para o topo, predominado filitos com formações ferromanganesíferas bandadas.
O grupo Serra Geral foi definido por Dominguez & Rocha (1989) e Rocha (1991) (Figura 2.6). Segundo esses autores, o seu contato com o Grupo Borda Leste se faz através de uma discordância erosiva. Na base esse grupo está representado por sedimentos flúvio-eólicos da Formação Salto, constituída por quartzitos com estratificações cruzadas acanalada e lentes de seixos estirados de xistos, quartzitos e de rochas da formação ferríferas. Tais sedimentos foram depositados em ambiental fluvial. Em direção ao topo, as camadas são compostas por quartzitos finos a médios, com laminação plano-paralela que gradam para quartzitos com estratificação cruzada de grande porte de origem eólica.
Acima da Formação Salto ocorre a Formação Sítio Novo (Rocha 1991), sendo
esta constituída por três litofácies. A primeira é composta por quartzitos médios,
sericíticos com um grande volume de estratificações do tipo acanaladas; a segunda
possui quartzitos com granulação mais fina, coloração avermelhada e presença de
sericita, que ocorre intercalados com camadas finas de filito grafitoso de coloração cinza e com estruturas plano paralelas; a terceira é composta por quartzitos de granulação de média a fina sendo com estratificação cruzada do tipo hummocky e marcas onduladas de granulação grossa do tipo ripple (Rocha 1991).
Tabela 2.1 - Propostas de colunas estratigráficas para o Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina (Guimarães ET al.2005).
Na Chapada Diamantina diversas propostas foram sugeridas para explicar o empilhamento estratigráfico do Supergrupo Espinhaço (Tabela 2.1). A partir de 1978 foram identificados três grupos principais, denominados de Grupo Rio dos Remédios, Grupo Paraguaçu e Grupo Chapada Diamantina. No Grupo Rio dos Remédios foi incluído um conjunto de rochas vulcânicas ácidas a intermediárias constituídas por riolitos, riodacitos (Barbosa & Dominguez 1996) com idade de 1.75 Ga (Babinski et al. 1999).
Para Inda & Barbosa (1978), Barbosa & Dominguez (1996) e Schobenhaus
(1996), o Grupo Paraguaçu (Derby 1906 apud Barbosa & Dominguez 1996) é
constituído da base para o topo por conglomerados e arenitos fluviais (Formação
Ouricuri do Ouro), que gradam para quartzitos e metarenitos finos bem
selecionados, com estratos cruzados de grande porte, ambiente eólico (Formações
Mangabeira e Lagoa de Dentro, que por sua vez são sobrepostos por ardósias e
metassiltitos laminados com gretas de contração e marcas de ondulação assimétrica, de ambiente marinho (Formação Açuruá de Inda & Barbosa 1978 e Barbosa & Dominguez 1996). Recentemente, Guimarães et al. (2005) reconheceu a Formação Serra da Gameleira (conglomerados fluviais) que ocorrem sotoposta ao Grupo Rio dos Remédios (Tabela 2.1).
Figura 2.6 - Coluna estratigráfica esquemática da região pesquisada por Rocha, mostrando o embasamento, os principais sistemas deposicionais e os ambientes tectônicos.
Legenda: 1 a 3 Estratificação cruzada: 1- Acanalada pequeno porte; 2- Acanalada grande porte; 3 – Hummocky; 4 – Laminação plano-paralela; 5 – Laminação plano-paralela com marcas onduladas; 6 – Formação ferromagnesiana bandada; 7 – Quartzitos; 8 – Filitos; 9 – Granitóides; 10 – Anfibolitos; 11 – Gnaisses; 12 – Formação ferromanganesífera do embasamento. Modelo deposicionais: A – Ambiente marinho profundo (possível talude), com lobos turbidíticos; B – Ambiente litorâneo (shoreface), com tempestade; C – Ambiente continental flúvio-eólico; D – Plataforma marinha rasa, com tempestades.
Fonte: Rocha (1991).
A partir do conhecimento existente na época, o Grupo Chapada Diamantina
foi subdividido nas Formações Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu por Inda &
Barbosa (1978) e Barbosa & Dominguez (1996). Por ouro lado, Schobbenhaus (1996) e Guimarães et al. (2005) propuseram que essa formação fosse excluída do Grupo Chapada Diamantina. Segundo Dominguez (1993), a Formação Tombador é composta por arenitos e conglomerados preenchendo depressões do embasamento cristalino arqueano a paleoproterozóico. Ainda segundo esse autor, esta formação compreende fácies fluviais e eólicas. As fluviais são caracterizadas por ciclos com granodecrescência ascendente e as eólicas, por granulometria bimodal, estratificações cruzadas de médio porte e superfícies de deflação. Silveira et al., (1989) e Silveira (1991) colocam que os arenitos da formação Tombador gradam para lamitos e arenitos finos da Formação Caboclo. Essa formação teria sido depositada em ambiente de plataforma rasa e o aumento da profundidade da lâmina d’água teria favorecido à formação de estratificação cruzada espinha de peixe, que caracterizam a invasão marinha da Formação Caboclo (Silveira et al., 1989 e Silveira 1991).
As rochas da Formação Morro do Chapéu estão estratificamente posicionadas acima da Formação Caboclo, sendo composta na base por conglomerados e arenitos conglomeráticos com estratificação cruzada acanalada de origem fluvial, que grada no sentido do topo arenitos bem selecionados com estratificação cruzada de médio porte e lamitos com camadas ondular de forma lenticular, sendo interpretado como deposição de ambiente estuarino (Silveira 1991 apud Barbosa & Dominguez 1996). O topo dessa formação consiste em uma sucessão dominada por lobos deltáicos, esta formação é superposta pelos sedimentos glaciais e carbonáticos do Grupo Una, do Supergrupo São Francisco.
Com relação ao modelo de evolução da Bacia que abrigou os sedimentos do
Supergrupo Espinhaço, o modelo de um sistema de riftes, evoluído a partir de
1,7Ga, para a deposição de Supergrupo Espinhaço no Estado da Bahia é aceito sem
restrições (Guimarães et al., 2005). O início dessa evolução é marcado por
magmatismo datado pelo método U-Pb em zircão em 1748Ma e 1752Ma,
respectivamente por Babinsky et al. (1994) e Schobbenhaus et al. (1994). Danderfer
Filho (2000) e Danderfer & Dardenne (2002) advogam a existência de sete eventos
sucessivos de bacias que teria se iniciado no paleoproterozóico e proceguido até o
Toniano. Guimarães et al. (2005), por outro lado, sugere uma história evolutiva mais
simples marcada pela presença de um rifte oriental, que teria abrigado a
sedimentação das unidades da Formação Gameleira e dos grupos Rio dos Remédios e Paraguaçu (Figura 2.7).
Figura 2.7 - Compartimentação tectônica da Chapada Diamantina Ocidental( Guimarães et al. 2005).
2.2.4. Intrusivas básicas
De acordo com Correa-Gomes et al., (1996), na província Chapada
Diamantina-Paramirim podem ser reconhecidas três gerações filoneanas de diques,
relacionadas a intrusões dos blocos Paramirim e Gavião com idades entre 1,3 Ga a
0,6 Ga. Guimarãres et al. (2005) coloca que os diques e sills máficos são corpos
que estão distribuídos regionalmente, onde intrudiram as unidades das formações
Tombador e Caboclo. De acordo com esses autores, as dimensões dos diques são
bastante variáveis, podendo estender seu comprimento em até dezenas de
quilômetros. Esses autores estudaram um corpo de rocha básica que aflora na
localidade de Lagoa do Dionísio, a norte da Chapada Diamantina. Trata-se de um gabro isotrópico de textura inequigranular composto por cristais de plagioclásio saussitirizado e augita parcialmente tremolitizada, sendo de filiação toleítica. As idades U-Pb obtida por aqueles autores em zircões dessas rochas foi de 1496,1±3,2 Ma. De acordo com esses autores, essa idade é muito próxima ao que foi encontrado por Babinski et al. (1999) em dique de anfibólio-gabro na região de Brotas de Macaúbas sendo U-Pb em zircão com idade 1514 Ma.
2.2.5. Supergrupo São Francisco
Distribuído amplamente no Estado da Bahia, o Supergrupo São Francisco aflora na Bacia do São Francisco e na Chapada Diamantina, representado pelos grupos Macaúbas e Una, respectivamente (Barbosa & Dominguez 1996).
Na Bacia do São Francisco está representado pelo Grupo Macaúbas, que compreende um conjunto de metassiltitos com níveis de metarenitos de granulação grossa, além de diamictitos (Barbosa & Dominguez 1996). Na Chapada Diamantina, os estudos realizados por Misi (1979) e Chang et al.(1988) demonstram que o Grupo Una é composto por sedimentos siliciclásticos e calcários interestratificados, chegando a alcançar mais de mil metros de espessura. Segundo Barbosa &
Dominguez (1996) o Grupo Una é composto pela Formação Bebedouro (diamictitos associados com geleiras) e pela Formação Salitre (engloba rochas carbonáticas, tais como calcarenitos, calcilutitos, dolomitos, estromatólitos, arenitos, siltitos associadas com ambiente marinho).
2.3. Evolução tectônica do Bloco Gavião e do Corredor do Paramirim
A área de trabalho possui uma evolução tectônica complexa, cujos estudos desenvolvidos nas últimas décadas apontam para uma evolução desde o arqueano ao paleoproterozóico (Figura 2.8).
No Arqueano de acordo com Arcanjo et al. (2000), ocorreram 3 estágios de
evolução, primeiro estágio inicia em 3.300Ma com formação da crosta siálica
primitiva, constituída por protólitos do Complexo Gnáissico-Migmatítico e por
segmentos do Complexo Paramirim. O segundo estágio ocorreu entre 3.300 a
3.200Ma com a fragmentação da crosta siálica primordial e com a estruturação de
sistema de rifts na direção predominante WNW-ESE; ocorre a deposição de associações vulcanossedimentares (protólitos dos complexos Ibitira-Ubiraçaba, Ibiajara, Boquira e Riacho de Santana; sendo os dois últimos estão representados na (Figura 2.8), com seqüências mais completas com evolução em direção a S-SW, culminando nesta porção com geração de assoalho oceânico. O terceiro e último estágio ocorreu entre 3.000 a 2.700Ma (Figura 2.8 B) iniciando com orogênese, com subducção de placa oceânica sob placa oceânica para N-NE, fusão parcial da placa oceânica subductada, com produção de plútons TTG, protólitos de porções dos complexos Santa Isabel e Paramirim (Apo e Apm); neste contexto houve a formação de um prisma acrescionário. A evolução finaliza com o desenvolvimento de deformação tangencial e metamorfismo nas fácies xisto verde e anfibolito.
No Paleoproterozóico, de acordo com Arcanjo et al. (2000) ocorreu um estágio dividido em duas fases. A primeira fase ocorreu entre 2.400 a 2.300 Ma (Figura 2.8 C), a partir da qual se inicia a orogênese com deformação tangencial e cavalgamentos para W-SW, reorientando as estruturas pretéritas para NNW-SSE. O metamorfismo atinge fácies granulito em alguns setores como o Complexo Santa Isabel. A segunda fase ocorreu de 2.200 a 2.000 Ma (Figura 2.8 D) com espessamento crustal promove a fusão parcial da porção inferior da crosta siálica, gerando migmatização e retrabalhando as litologias existentes, seguido de um período de relaxamento pós-compressional do orógeno com geração de magmatismo híbrido (componente mantélica de natureza alcalina+produto da fusão parcial de crosta TTG) produzindo intrusões granitóides metaluminosas de filiação calcialcalina de alto K (Batólito de Guanambi e granitos de Boquira e Veredinha).
Por outro lado, através de dados estruturais, metamórficos e radiométricos,
Barbosa & Sabaté (2002) sugerem que durante o Paleoproterozóico o Bloco Gavião
teria participado das colisões que estruturaram o Orógeno Itabuna Itabuna-Salvador-
Curaçá (Figura 2.9). As colisões ocorreram com movimentos dos blocos no sentido
NW para SE, sendo deduzida através de falhas de empurrão e zonas transcorrentes
tardias. A diferença entre os modelos de Arcanjo et al. (2000) e Barbosa & Sabaté
(2002) é que para os segundos autores no Paleoproterozóico as colisões no Bloco
Gavião ficaram restritas à seu limite leste, ao passo que Arcanjo et al. (2000)
defendem um cinturão de dobramentos e cavalgamentos entre os blocos Gavião e
Guanambi-Correntina.
Figura 2.8 – Perfis esquemáticos do modelo evolutivo do Corredor do Paramirim durante o Arqueano/Paleoproterozóico. Fonte: Arcanjo et al. (2000).
Figura 2.9 - Posições postuladas dos blocos arqueanos e início da colisão Paleoproterozóica.
Extraído de Barbosa et al., (2003)
No Paleoproterozóico um sistema de riftes continentais e aulacógenos teriam evoluído e abrigado a sedimentação do Supergrupo Espinhaço, assim como um conjunto de vulcânicas e plutônicas ácidas e básicas teriam se posicionado na crosta (Moutino da Costa & Inda, Schobenhaus 1993, 1996) (Figura 2.10). Para Schobenhaus (1993, 1996), em tempos neoproterozóicos, uma segunda bacia teria se instalado e abrigado os sedimentos do Supergrupo São Francisco (Figura 2.10).
Um conjunto de rochas alcalinas anorogênica da província Salto da Divisa datada
por Silva et al. (2002) (U/Pb em zircão) e apresentando idade por volta de 880 Ma
marcam essa segunda fase de rifteamento. Para Danderfer-Filho (2000), a evolução dos supergrupos Espinhaço e São Francisco está relacionada com a superposição de oito episódios de formação de bacias, que se instalaram entre 1.750 e 680 Ma.
Figura 2.10 - Modelo evolutivo esquemático dos riftes Espinhaço e Santo Onofre postulado por Schobbenhaus (1996) e parcialmente adaptado por Danderfer Fo (2000).
