UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA Instituto de Geociências
CURSO DE GEOLOGIA
DANTE DA SILVA PALMEIRA
PETROGRAFIA DO SIENOGRANITO BROCO:
EVIDÊNCIA DE FUSÃO CRUSTAL NO GREENSTONE BELT IBITIRA-UBIRAÇABA, IBIASSUCÊ, BAHIA
Salvador-Ba 2010
DANTE DA SILVA PALMEIRA
PETROGRAFIA DO SIENOGRANITO BROCO:
EVIDÊNCIA DE FUSÃO CRUSTAL NO GREENSTONE BELT IBITIRA-UBIRAÇABA, IBIASSUCÊ, 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
Co-Orientadora: Profª. Drª. Angela Beatriz Menezes Leal
TERMO DE APROVAÇÃO
Salvador-Ba
2010
DANTE DA SILVA PALMEIRA
PETROGRAFIA DO SIENOGRANITO BROCO: EVIDÊNCIA DE FUSÃO CRUSTAL NO GREENSTONE BELT IBITIRA-
UBIRAÇABA, IBIASSUCÊ, BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
BANCA EXAMINADORA
SIMONE CERQUEIRA PEREIRA CRUZ - Orientadora Doutora em Geologia Estrutural / Tectônica
Universidade Federal de Ouro Preto
VIOLETA DE SOUZA MARTINS- Examinadora
Mestre em Petrologia, Metalogênese e Exploração Mineral Universidade Federal da Bahia
JOFRE DE OLIVEIRA BORGES- Examinador Geólogo
Universidade Federal da Bahia
“Nada é impossível para aquele que persiste”
Alexandre o Grande
Dedico este trabalho aos meus pais Dourival de Oliveira Palmeira e Tânia Regina da Silva Palmeira e meu irmão Davi da Silva Palmeira
Momento tão importante para mim e foram muitos a que eu tenho a agradecer por eu terminar essa grande jornada. Primeiramente a Deus, que me deu forças e tranqüilidade para superar as adversidades que eu passei durante este período, depois minha família, meu pai Dourival de Oliveira Palmeira, minha mãe Tânia Regina da Silva Palmeira e meu irmão Davi da Silva Palmeira que contribuíram e sempre me apoiaram em tudo, desde o inicio até o fim, a vitoria não é minha é vocês também. Depois a minha namorada Débora, apesar do pouco tempo de convivência, ela tem sido muito especial em minha vida, obrigado.
Agradeço também aos meus colegas de faculdade. Cleiton, Antonia, Ulisses, Cleison, Joel, Tati, Rodolfo, Dário, Erisson, Verônica, Anderson, Gisele, entre outros colegas, foram muitas à dificuldade mais que soubemos superar e também muitos momentos de alegria, obrigado meus amigos, que levo para o resto da vida.
Aos funcionários do IGEO, principalmente aos da biblioteca, sempre me auxiliando no que era necessário, assim também como todos os professores, obrigado. A professora doutora Simone, obrigado pela paciência e compreensão e ajuda na elaboração deste trabalho.
Agradeço também ao Geólogo Mestre, Mário Gonçalves, um grande profissional com quem aprendi grandes lições, tanto na geologia como na vida.
A todos vocês eu agradeço, valeu muito obrigado.
A área de estudo localiza-se nas cercanias da cidade de Ibiassuçê, na região centro-oeste do Estado da Bahia. Do ponto de vista tectônico, posiciona-se no Bloco Gavião, na porção nordeste do Cráton do São Francisco tendo como rocha encaixantes rochas metapelíticas do Greenstone Belt Ibitira Ubiraçaba. Essas rochas estão truncadas pela zona de cisalhamento Iguatemi, que é uma das estruturas arqueanas que foram reativadas durante a evolução do Corredor do Paramirim. Nesta área foi encontrado granitóide tipo S nunca antes relatado na literatura, cujas relações de campo sugerem que se tratam de produtos da fusão de metassedimentos do greenstone citado, o qual foi denominado de Granitóide Broco. O mapeamento geológico deste corpo e de suas encaixantes imediatas, assim como a identificação da mineralogia, texturas e aspectos deformacionais presentes nele são os objetivos deste trabalho. Como método de trabalhou realizou-se o levantamento bibliográfico, visita de campo para aquisição de dados e contextualização do corpo, além de um estudo petrográfico e microestrutural para a identificação as suas características. O estudo feito determinou que o protólito deste corpo é um sienogranito e identificou duas tectonofácies: (i) baixa deformação, que é caracterizado pelo isotropismo e pela preservação das estruturas ígneas do protólito; (ii) média à alta deformação, que se caracteriza pela presença de foliação e pelo desenvolvimento expressivo de uma trama granoblástica, milonítica e porfiroclástica. Em ambas as tectonofácies, a substituição do k-feldspato por mica branca e do plagioclásio pela mica branca e epídoto sugerem a presença de reações retrometamórficas. A evolução deste corpo esteve ligado a um processo de fusão dos metapelitos, com a geração de uma rocha sienogranítica com granada e biotita que posteriormente foi submetida à deformação na fácies anfibolito e em seguida em fácies xisto verde (retrometamorfismo), neste caso marcado pela geração de mica branca e epídoto.
Palavras-Chaves: Granitos tipo-S, kinzigito, zona de cisalhamento, greenstone belt, mapeamento, anatexia.
The study area situated around of the city of Ibiassuçê, in the region center- west of the State of the Bahia, inside of the Block Gavião one of the four subdomain that compose the São Francisco Cráton, where this block is constituted by granites-gneiss and migmatites, as well as for sequences vulcano-sedimentary and metassedimentary. More specifically the study area meets in one of these sequences, greenstone Belt Ibitira Ubiraçaba, inside of the structural feature known zone of Iguatemi shear that is one of the structures that had been reactivated during the evolution of the Corredor do Paramirim. In this area they had been found granitoids type S never before told in the literature whose relations of field suggest that they are about products of the anatexis of metassediments of greenstone cited, which were called of granitoid Broco, where the geologic mapping of this body and its immediate enclosing, and the identification of mineralogy, deformational textures and aspects in it is the objective of this work.
For the accomplishment of this work it was proceded following methodology, bibliographical survey, visit of field for acquisition of data and contextualization of the body, beyond a petrographic and microstructural study for the identification its characteristics. The study done it determined that the protholites of this body is a sienogranite and identified two facies one of low deformation that is characterized by the isiotrophism and microscopically by the preservation of the igneous structures of the protholites and facies of average to the high deformation that characterizes for the presence of foliation and microscopically for the presence of deformation structures and for the presence of retrometamorphism reactions.
Finally the evolution of this body was on to a process of fusing of the metapelites, with the generation of a protholites, later being submitted to a deformation in facies amphibolite and finally suffering a process from retrometamorphism it represents for the metamorphic mineral generation.
Key-Words: Granites type-S, kinzigite, shear zone, greenstone, mapping, anatexis.
AGRADECIMENTOS...vi
RESUMO... vii
ABSTRACT……….. viii
SUMÁRIO... ix
LISTA DE FIGURAS...xi
LISTA DE FOTOS... xiii
LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS...xiv
LISTA DE TABELAS... xvi
CAPÍTULO 1- INTRODUÇÃO... 16
1.1. CONSIDERAÇÕES INICIAIS... 16
1.2. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE PESQUISA... 18
1.3. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA... 18
1.4. OBJETIVOS... 19
1.5. JUSTIFICATIVA... 19
1.6. MÉTODO DE TRABALHO ...20
CAPITULO 2-GEOLOGIA REGIONAL ...21
2.1. INTRODUÇÃO...21
2.2. UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS... 22
2.2.1. Embasamento... 22
2.2.2. A Suíte Intrusiva Lagoa Real... 30
2.2.3. SuperGrupo Espinhaço... 31
2.2.4. Rochas Intrusivas Básicas... 35
2.3. GEOLOGIA ESTRUTURAL... 37
2.4. EVOLUÇÃO TECTÔNICA...38
CAPÍTULO 3 – ASPECTOS RELEVANTES SOBRE OS GRANITOS TIPO S... 45
3.1. CARACTERÍSTICAS GERAIS... 45
3.2. MODELOS E CONTROLES ENVOLVIDOS NA GERAÇÃO DOS GRANITOS TIPO S... 48
CAPÍTULO 4- GEOLOGIA DO SIENOGRANITO BROCO...50
4.1. INTRODUÇÃO...50
4.2. ROCHAS ENCAIXANTES DO SIENOGRANITO BROCO... 50
4.2.1. Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba... 50
4.2.2. Suíte Intrusiva Lagoa Real... 54
4.2.3. Coberturas Tércio-Quaternárias...55
4.3. GEOLOGIA DO GRANITÓIDE BROCO... 55
4.3.1. Fácies de Baixa Intensidade de Deformação ...57
4.3.2. Fácies de Média a Alta Intensidade de Deformação...62
4.3.3. Geologia Estrutural e Tectônica do Sienogranito Broco ...69
CAPÍTULO 5- CONCLUSÕES ...71
REFERÊNCIAS ...72
ANEXOS ...79
Figura 1.1 - Mapa esquemático mostrando os compartimentos geotectônicos do Cráton do São Francisco...16 Figura 1.2-Mapa de localização da área de estudo...18 Figura 2.1- Mapa geológico simplificado do Cráton do São Francisco...21 Figura 2.2 – Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os principais terrenos Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares...24 Figura 2.3- Modelo evolutivo para o arqueano –paleoproterozóico do bloco Gavião...39 Figura 2.4- Modelo evolutivo da fase pré-rifte nas bacias do Espinhaço Oriental e Chapada Diamantina...42 Figura 2.5 - Modelo evolutivo proposto da fase sin-rifte nas bacias do Espinhaço Oriental e Chapada Diamantina...43 Figura 2.6- Modelo evolutivo da Bacia Chapada Diamantina...44 Figura 2.7- Modelo evolutivo para a Inversão das bacias do Espinhaço e Chapada Diamantina...44 Figura 3.1-Seção esquemática transversal do Himalaia mostrando a desidratação e fusão parcial de zonas que produzem os leucogranitos...48 Figura 4.1 - Mapa geológico com as unidades presentes na área de estudo e encaixantes do Granitóide Broco...51 Figura 4.2 – Detalhe do mapa geológico com as encaixantes do Granito Broco..52 Figura 4.3 – Detalhe do mapa geológico com as encaixantes do Granito Broco..52 Figura 4.4- Composição modal da fácies de baixa deformação...62 Figura 4.5- Composição modal da fácies de média à alta deformação...69 Figura 4.6-Modelo para explicar a formação do Sienogranito Broco...70
Foto 4.1- Paragnaisses do Greenstone Ibitira-Ubiraçaba...53 Foto 4.2- Contato transicional entre o granito Broco e as rochas metapelíticas do Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba...56 Foto 4.3- Contato transicional entre o granito Broco e as rochas metapelíticas do Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba. Notar a presença de diques preenchidos pelo granitóide em foco...56 Foto 4.4- Vista do aspecto isotrópico do granito Broco com xenocristais de biotita e granada...57 Foto 4.5- Aspecto macroscópico da fácies de alta intensidade de deformação com foliação marcada pelo estiramento do quartzo e da biotita...63
Fotomicrografia 4.1- Microestrutura Mimerquita na fácies pouco deformada do granitóide Broco. ...58 Fotomicrografia 4.2 – Grãos de quartzo (Qtz) nos interstícios entre os grãos de K- feldspato (Kfs) e plagioclásio (Pl)...58 Fotomicrografia 4.3- Plagioclásio (Pl) geminado alterado para mica branca (Mb)...60 Fotomicrografia 4.4- Plagioclásio (Pl) geminado alterado para mica branca (Mb)...60 Fotomicrografia 4.5- Xenocristal de biotita (Bt) associado com feldspato (Kfs)...61 Fotomicrografia 4.6- Xenocristal de granada (Grt) fortemente fraturado- Plagioclásio (Pl) geminado alterado para mica branca (Mb). ...62 Fotomicrografia 4.8 - Microestrutura granofiríca reliquiar. Qtz- Quartzo, Kfs- K- feldspato...65 Fotomicrografia 4.9 – Microestruturas granoblástica poligonal associada com a presença de microclina (Mi) e quartzo (Qtz)...65 Fotomicrografia 4.10- Detalhe da moscovita (Ms) associada com a microclina (Mi)...65 Fotomicrografia 4.11 – Grão de moscovita (Ms) associado com K-feldspato (Kfs)...65 Fotomicrografia 4.12 - Microestruturas granoblástica poligonal associada com a presença de microclina (Mi) e quartzo (Qtz)...66 Fotomicrografia 4.13 – Microestrutura porfiroclástica, núcleo-manto e milonítica envolvendo porfiroclasto de quartzo (Qtz)...66 Fotomicrografia 4.14- Microestruturas granoblástica poligonal associada com a presença de plagioclásio (Pl) e quartzo (Qtz)...67 Fotomicrografia 4.15 - Agregado de xenocristais de biotita (Bt) em contato com K-feldspato (Kfs).)...67 Fotomicrografia 4.16- Detalhe da biotita (Bt) associada com o mineral opaco (Mo)...67
(Bt)...67 Fotomicrografia 4.18 - Xenocristal de biotita em contato com epídoto (Ep) e K- feldspato (Kfs) sericitizado. Qtz- Quartzo...68 Fotomicrografia 4.19 - Grão de alanita (Al) associado com biotita (Bt)...68
Tabela 3.1. Classificação das rochas granitóides baseados no cenário tectônico...45 Tabela 3.2. Principais minerais presentes nos Granitos tipo S...46 Tabela 3.3. Composição química de alguns corpos graníticos do tipo S ao redor do mundo...47 Tabela 4.1. Composição mineralógica modal da fácies de baixa deformação do Granito Broco...59 Tabela 4.2. Composição mineralógica modal da fácies de média à alta deformação do Granito Broco...64
CAPÍTULO 1- INTRODUÇÃO
1.1. CONSIDERAÇÕES INICIAIS
O Estado da Bahia está totalmente inserido no Cratón do São Francisco e apresenta uma geologia bastante complexa, tendo litologias que variam desde do arqueano até idades recentes. O Cratón do São Francisco corresponde a um segmento crustal consolidado no Paleoproterozóico, cujo substrato mais velho que 1,8 Ga foi poupado de deformação e metamorfismo durante as colisões que culminaram com a aglutinação de Godwana Ocidental no Neoproterozóico (Almeida 1977). Esse cráton é a mais bem exposta e estudada unidade geotectônica da plataforma sul-americana (Barbosa et. al.2003) e no estado da Bahia podem ser individualizados quatro compartimentos geotectônicos: Bloco Gavião, Bloco Jequié, Bloco Serrinha e Bloco Itabuna- Salvador- Curaçá (Barbosa
& Sabaté 2002) (Fig. 1.1).
Figura. 1.1 - Mapa esquemático mostrando os compartimentos geotectônicos do Cráton do São Francisco. Modificado de (Barbosa Sabaté 2002)
é constituído por terrenos granitos-gnaisses e migmatitos, assim como por seqüências vulcanossedimentares e metassedimentares denominados de Umburanas, Licínio de Almeida, Urandi, Ibitira-Ubiraçaba, Boquira, Brumado Guajeru, Riacho de Santana-Urandi (Inda & Barbosa 1978, Soares et. al. 1990, Cunha et al, 1996, Bastos-Leal et al 1998, Silva & Cunha 1999, Arcanjo et. al.
2000),de idades inda incerta, entre o arqueano e o paleoproterozóico (Silva &
Cunha 1999). Além disso, tem-se coberturas de idades meso a neoproterozóicas, dos Supergrupos Espinhaço e São Francisco (Barbosa & Dominguez, 1996).
As sequências vulcanossedimentares tais como Umburanas, Riacho de Santana, Ibitira-Ubiraçaba representam testemunhos de Greenstones Belts.
Nestas sequências foram identificados os primeiros e mais espetaculares registros no território baiano, de derrames komatíiticos com texturas spinifex bem preservadas (Cunha & Fróes 1994, Cunha et. al.1996, Silva & Cunha 1999). Na região compreendida entre as cidades de Caetité e Brumado, tem-se o Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba, inserida no Complexo Ibitira Brumado, que é composta por rochas anfibolíticas de derivação basáltica e gabróica, intercaladas com metassedimentos químicos (formações ferríferas bandadas, mármores, rochas calcissilicáticas); rochas metaultrámaficas; metapelitos, quartzitos e vulcanitos félsicos milonitizados. Todas essas litologias formam intrudidas por corpos graníticos (Barbosa et. al. 1996). Esta sequência está inserida na feição estrutural que é a Zona de Cisalhamento Iguatemi (Sabaté 1996), que é uma das estruturas que foram reativadas durante a evolução do Corredor do Paramirim (Cruz 2004, Cruz & Alkmim 2006). De acordo com Cruz (2004), o seu traçado apresenta-se segundo NNE-SSW entre as cidades de Caculé e Ibitira. Nessa região, hospedados no Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba foram encontrados granitóides tipo S nunca antes relatados na literatura cujas relações de campo sugerem que se tratam de produtos da fusão dos metapelitos.
O Presente trabalho visa contribuir com o entendimento da geologia do Bloco Gavião, especialmente com o estudo da granitogênese a ele associado.
1.2. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE PESQUISA
A área de pesquisa localiza-se nas cercanias da cidade de Ibiassuçê, na região centro-oeste do Estado da Bahia, distante da cidade Salvador cerca de 625Km (Fig 1.2).
Figura 1.2-Mapa de localização da área de estudo.
1.3. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA
A zona de cisalhamento Iguatemi é uma das estruturas que foram reativadas durante a evolução do Corredor do Paramirim (Cruz 2004, Cruz &
Alkmim 2006) e está hospedada no Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba. De acordo com Cruz (2004), o seu traçado apresenta-se segundo NNE-SSW entre as cidades de Caculé e Ibitira. A norte dessa cidade essa zona se bifurca em dois ramos principais, um que segue com a mesma direção e outro que inflexiona na direção ENE-WNW e que segue em direção à cidade de Ibitira. Entre o município de Ibitira e Iguatemi, a zona de cisalhamento em foco posiciona-se segundo
apresenta uma largura média de 8 km e, em seu domínio mais a norte, trunca as rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço, na Chapada Diamantina.
A partir da análise estrutural multiescalar, Mesquita (2007) estudou a evolução estrutural na zona de cisalhamento de Iguatemi, entre as cidades de Caculé e Ibiassucê e identificou duas fases deformacionais. A primeira, de caráter sinistral reverso e a segunda de caráter destral reverso. Nas cercanias da cidade de Ibiassucê, a zona em foco corta rochas metapeliticas ricas em granada e biotita que foram fundidos e geraram um granito S denominado genericamente de Granitóide Broco. Em afloramento, é notável a relação de contato entre os granitóides e as unidades metapelíticas, que sugerem que a sua formação esteja relacionado com fusões de rochas metassedimentares. Neste sentido, surgem as seguintes questões: qual a constituição petrográfica do Granitóide Broco? Qual a sua expressão cartográfica? Responder a essas perguntas contribuirá para o estudo da evolução tectônica do Bloco Gavião.
1.4. OBJETIVOS
O Presente trabalho tem como objetivo geral, desenvolver o estudo petrográfico do Granitóide Broco. Os objetivos específicos foram:
a) Proceder ao mapeamento geológico do Granitóide Broco e de suas encaixantes imediatas.
b) Identificar a mineralogia, microestruturas e aspectos deformacionais.
1.5. JUSTIFICATIVA
Apesar de ser uma unidade bem estudada, ainda existem muitos questionamentos a respeito das litologias que compõem o Bloco Gavião, assim como com relação à sua evolução tectônica. Recentemente, o mapeamento geológico realizado por Cruz et. al. (2009) levou à identificação de um granitóide que é o produto da fusão de sedimentos do Greenstone Belt de Ibitira-Ubiraçaba na zonas de cisalhamento Iguatemi. A caracterização petrográfica do Granitóide
rochas, que possivelmente são muito pouco conhecidas nesse setor da crosta baiana.
1.6. MÉTODO DE TRABALHO
Para o desenvolvimento metodológico deste trabalho foram realizadas as seguintes atividades:
a) Pesquisa bibliográfica, procurando informações, sobre a geologia do Bloco Gavião e as características relacionadas com granitóides do tipo S.
b) Trabalho de campo, totalizando 8 dias, realizada no segundo semestre de 2008. Nessa atividade procedeu-se à contextualização do corpo, a verificação da sua relação com as encaixantes imediatas e a coleta de amostras para estudos os petrográficos.
c) Estudo petrográfico e microestrutural com descrição macroscópica e microscópica das amostras coletadas na etapa de campo, visando a caracterização litológica, a identificação dos aspectos texturais e a determinação da mineralogia.
d) Elaboração da Monografia com a integração de todos os dados e interpretações obtidas nas outras etapas do trabalho.
2.1. INTRODUÇÃO
No Cratón do São Francisco distinguem-se duas áreas de exposição do embasamento, respectivamente, na porção nordeste e no extremo sul, bem como duas áreas de cobertura, a bacia do São Francisco e o Aulacógeno do Paramirim (Alkmim et. al. 2003) (Figura 2.1).
Figura 2.1- Mapa geológico simplificado do Cráton do São Francisco (Modificado de Alkmim et. al.
. 1993). Fonte Almeida 2004
Em suas margens foram edificadas cinco faixas orogênicas: Brasília, Rio Preto, Riacho do Pontal, Sergipana e Araçuaí que correspondem às porções externas do Sistema Orogênico Tocantins, da Província Borborema e do Orógeno Araçuaí (Campos-Neto 2000, Alkmim. et. al.2001).
A área de estudo encontra-se inserida na porção sul do Bloco Gavião, uma entidade construída no arqueano e no paleoproterozóico (Marinho 1991, Santos- Pinto 1996, Basto-Leal 1998, Basto Leal et al. 1998, 2003) que compreende gnaisses, migmatitos, granitos e Sequências Metavulcanossedimentares mais antigas do que 1.8 Ga. O Bloco Gavião representa o embasamento do Aulacogéno do Paramirim (Pedrosa-Soares 2001), ou Aulacogéno do Espinhaço (Inda e Costa 1982), que corresponde a bacia no qual se depositaram os sedimentos do Supergrupo Espinhaço e São Francisco, de idades paleo/meso e neoproterozóicas, respectivamente.
2.2. UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS 2.2.1. Embasamento
a) Gnaisses e Migmatitos
Compreende ortognaisses e migmatitos de coloração, em geral, cinza, com idades que variam desde 3.4 a 2.6 Ga (Marinho 1991, Santos-Pinto 1996, Basto- Leal 1998, Basto - Leal et. al. 1998, Arcanjo et. al. 2000, dentre outros) e composição variando entre tonalitos e granodioritos com eventuais granitos. São comuns os enclaves máficos (anfibolitos), que estão concordantes com o bandamento gnáissico (Arcanjo et. al. 2002). De acordo com esse autor, predomina uma paragênese mineral que inclui hornblenda e processos de migmatização indicativos de fácies anfibolito alto. Uma segunda paragênese na fácies anfibolito baixo e xisto-verde está relacionada a zonas de cisalhamento (Cruz 2004).
O Bloco Gavião vem sendo alvo de estudos geocronológicos e geoquímicos, podendo ser citado o trabalho de Bastos-Leal (1998) e Bastos-Leal et al. (1998) que datou alguns dos corpos de maior expressão desse bloco, quais sejam, o Granitóide Lagoa de Macambira, nas imediações da cidade de Ibitira, e o Granodiorito Malhada das Pedras, situados na porção sudoeste do estado da Bahia, nas imediações da cidade homônima. De acordo com aquele autor, o granito Lagoa de Macambira
consiste em um corpo de forma oval, de coloração cinza clara e granulação fina, fracamente foliado. Apresenta enclaves de rochas máficas. Sua composição mineralógica é definida por plagioclásio, quartzo, microclina, biotita, muscovita, epídoto, zircão e apatita como acessórios. Quimicamente este corpo é caracterizado como de natureza calcio-alcalina, de baixo à médio K. Uma idade 207Pb/206Pb de 3146 ± 24 obtida por aquele autor foi interpretada como sendo a associada com a cristalização do corpo. A idade modelo Sm/Nd TDM também obtida por aquele autor foi 3,34 Ga.
De acordo com Bastos-Leal (1998) e Bastos-Leal et al. (1998), o Granodiorito Malhada das Pedras é um corpo de coloração cinza claro a rosa claro, com cristais de granulação de média a grossa, porfirítico, foliados e algumas vezes lineados, neste caso devido a presença de zonas de cisalhamento regionais. Enclaves de migmatitos, ortognaisses e rochas máficas são bastante comuns. A composição mineralógica consiste em plagioclásio, quartzo, biotita, microclina, com minerais opacos, apatita e zircão como acessórios. Quimicamente é caracterizado como de natureza calcio-alcalina de médio a alto K. Idades Rb/Sr obtidas por aqueles autores em 2840 ± 134 Ma foram interpretada como estando associada com a colocação do corpo na crosta. A idade Sm/Nd TDM encontrada foi 3,27 Ga.
No Bloco Gavião predominam rochas metamorfizadas em fácies anfibolito.
Entretanto, na porção oeste do bloco, na região de Guanambi, ele é constituído por gnaisses e migmatitos de fácies granulítica e anfibolítica, onde são comuns inclusões paleossomáticas de rochas anfibolíticas, básicas, ultrabásicas e veios ou bolsões neossomáticos de composição granítica e sienítica. Essas rochas foram agrupadas no Complexo Santa Isabel (Barbosa & Costa, 1973). Os ortognaisses granulíticos são cinza esverdeados, de granulação média e composição tonalítica a granodiorítica, localmente granítica, sempre com hiperstênio. Abrigam enclaves de anfibolitos, gabros/dioritos e noritos e, muito raramente, de rochas calcissilicáticas e ultrabásicas (Arcanjo et. a.l 2002). De acordo com esses autores, os migmatitos granulíticos apresentam a mesma composição dos ortognaisses de igual natureza.
Resultados geocronológicos prévios nos ortognaisses e migmatitos granulíticos evidenciam idades Rb-Sr (isócronas de referência, em rocha total) de ca. 3,0 Ga e ca. 2,7 Ga (Mascarenhas & Garcia, 1989), e idade modelo Sm-Nd (TDM) de ca. 3,1 Ga.
b) Sequências Metavulcanossedimentares.
As sequências metavulcanossedimentares do Bloco Gavião apresentam idades incertas e são agrupadas como unidades arqueanas à paleoproterozóicas (Silva & Cunha 1999). De acordo com esses autores, as unidades constituintes foram metamorfizadas em condições que variam de xisto verde a anfibolito. As principais sequências reconhecidas no Bloco Gavião são Licínio de Almeida, Urandi, Boquira, Ibitira-Ubiraçaba, Guajeru, Riacho de Santana, Brumado, Contendas Mirantes, Umburanas (Figura 2.2).
Figura 2.2 – Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os principais terrenos Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares. Fonte: Modificado de Silva & Cunha (1999).
A Sequência Licínio de Almeida apresenta rochas anfibolíticas de derivação basáltica e gabróica, que estão intercaladas com metassedimentos químicos (BIFs,
mármores, rochas calcissilicáticas), rochas metaultramáficas, rochas carbonáticas, com predominância de calcita-mármores e mármores dolomíticos, formações ferríferas bandadas metamorfizadas na fácies anfibolito, quartzitos bandados e quartzito calcissilicáticos e vulcanitos félsicos milonitizados intrudidos por pequenos corpos graníticos (Cruz et. al. 2009).
A Seqüência Urandi compreende metabasitos, metapelitos com quartzitos ferruginosos e com destaque para a presença de formações ferríferas e manganesíferas, cherts e mármores (Figueiredo 2009). O metamorfismo é da fácies anfibolito.
Para a Sequência Boquira os trabalhos realizados por Rocha (1985) e Arcanjo et. al. (2002) constataram a ausência de rochas vulcânicas associadas e a sua natureza essencialmente metassedimentar. Estes autores descrevem como principais tipos litológicos desta seqüência, as formações ferríferas bandadas, das fácies óxido e silicato. A fácies óxido é composta por quartzo-hematita e quartzo- magnetita, ao passo que nas fácies silicato são descritas quartzo-cummingtonita- antofilita-actnolita. Rocha (1985) interpreta a Seqüência de Boquira como decorrrente do preenchimento de uma bacia epicontinental de águas rasas, com presença de organismos anaeróbicos, interpretação esta utilizada pelo mesmo autor para as seqüências de Licínio de Almeida e Urandi (Barbosa et, al 1996) .
A sequência Ibitira-Ubiraçaba compreende uma faixa contínua, em forma de ferradura, que bordeja uma estrutura dômica, constituída por ortognaisses migmatíticos (Arcanjo et. al. 2002). É composto por gnaisses bandados que alternam-se com níveis de biotita/hornblendagnaisses, gnaisses quartzo-feldspáticos e anfibolitos. Nessa seqüência 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. 2002). Ocorrem ainda níveis de talco-tremolita mármores, xistos ultramáficos, ricos em antofilita e quartzitos, localmente com fuchsita (Arcanjo et. al. 2002). 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, 2002).
A Sequência Guajeru segundo Bonfim (1982), é um conjunto em forma de arco de trend geral N-S, constituído na base, por rochas metabásicas e
metaultrabásicas xistificadas, metamorfizadas em baixo grau, com intercalações de quartzitos e metacarbonatos. Segundo este mesmo autor, a porção média/superior é constituída por rochas de natureza predominantemente metassedimentar, tais como formações ferríferas bandadas, quartzitos a fuchsita e metacarbonatos (Barbosa et, al, 1996).
A Sequência Riacho de Santana é um greenstone belt composto por quartzitos a metacherts, formações ferríferas bandadas (fácies óxido e silicato), formações manganesíferas, rochas calcissilicáticas, anfibolitos, cloritas xistos e metaultramáficas, metamorfizadas nas fácies xisto verde a anfibolito baixo (Barbosa et. al. 1996).
A Sequência Contendas-Mirantes é constituída predominantemente por rochas supracrustais metamorfizadas na fácies xisto verde (Marinho 1991). De acordo com Marinho (1991) é composto por três unidades litoestratigráficas: A unidade inferior é composta por metavulcanitos, máficos e félsicos com intercalações de metassedimentos químicos e siliciclásticos. A unidade intermediária é composta por sedimentos epiclásticos pelíticos e psamíticos, com vulcanitos máficos calci-alcalinos. A unidade superior é constituída essencialmente por sedimentos epiclátiscos de granulometria grossa (areias e conglomerados).
A Sequência Umburunas de acordo com Cunha & Fróes (1994) é um greenstone belt composto por três unidades litoestratigráficas, que represetam três ciclos vulcânicos distintos. A unidade inferior é composta na base por komatiítos, rochas vulcânicas ultramáfica, 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 aqueles autores, a unidade intermediária é dominantemente composta por metavulcânicos félsicos 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.
c) Granitóides Paleoproterozóicos
A granitogênese paleoproterozóica no Bloco Gavião é representada por corpos intrusivos nos Greenstone Belts e terrenos gnáissico-migmáticos arqueanos.
Estes corpos de granitoídes apresentam formas diversas e dimensões variadas (Bastos Leal 1998, Basto-Leal et. al. 1998). Por vezes, os plútons apresentam-se lineados e/ou foliados segundo o trend das estruturas regionais, produto da atuação de zonas de cisalhamentos regionais brasilianas (Bastos Leal 1998). Dentre eles pode-se destacar o Batólito Monzo-sienitico de Guanambi, com maior expressão areal, além dos corpos de Caculé, Rio do Paulo, Espírito Santo, por exemplo.
O Batólito granitóide de Guanambi-Urandi (BMSGU) (Rosa et. al., 1996a) é um corpo intrusivo monzossienítico com cerca de 6000 km2. Rosa et. al. (1996) levando em conta as relações de campo (contatos e estruturas) e a distribuição faciológica, dividiu o BMSGU em dois domínios principais: o das intrusões múltiplas (Fácies Guanambi) e o das intrusões tardias, sendo que este último domínio foi subdividido em outras duas fácies: Cara Suja e Estreito.
Segundo Rosa 1996, as rochas do Batólito de Guanambi, na Fácies Guanambi, são constituídas por corpos monzoniticos, monzodioritos, graníticos e sieníticos com mineralogia composta por ortoclásio, quartzo azul, hornblenda, mica- marron e, subordinadamente, clinopiroxênio. A mineralogia acessória é constituída por apatita, zircão, óxidos de Fe-Ti, esfênio e sulfetos tardios. Segundo aquela mesma autora a fácies Cara Suja é composta por monzonitos, monzogranitos e alkali feldspato sienito que são rochas de coloração clara com mineralogia máfica composta por horblenda, biotita, mica, clinopiroxênio e mineralogia acessória composta por apatita, zircão, esfeno e óxidos Fe-Ti. A fácies Estreito é constituída essencialmente, por rochas leucocráticas, faneríticas média a grossa, com composições variando de sienitos, monzonitos e granitos (Rosa et al, 1996). Em todas as fácies, são freqüentes a presença de cristais de quartzo azul. As rochas mais máficas são representadas por sienitos mesocráticos porfiríticos com matriz mica-clinopiroxenítica (Rosa et, al, 1996).
Do ponto de vista litogeoquímico, as rochas do Batólito de Guanambi-Urandi são metaluminosas, de filiação calcialcalina de alto K, resultantes da diferenciação de um magma híbrido, composto por um componente mantélico de natureza alcalina e por um produto da fusão parcial de uma crosta continental de composição possivelmente TTG (Teixeira, 2000).
As idades disponíveis para o Batólito de Guanambi-Urandi indicam idades K/Ar e Rb/Sr de 2.0 Ga (Távora et. al., Jardim de Sá et. al., 1976., Mascarenhas & Garcia, 1987). Isócrona Rb/Sr para a fácies Cara Suja indicam idades 2, 1778±0, 103 (Rosa
et al 1996). Paim et., al. (1999) e Santos et. al. (1999) obtiveram, respectivamente, idades U-Pb em zircões de 2.053 + 3 Ma, para o maciço de Cara Suja e de 2.067 (- 7, +55) Ma, para o maciço de Estreito (Arcanjo et, al 2002). Essas idades citadas indicam o tempo de colocação das intrusões tardias.
O maciço Espírito Santo é um corpo granitóide intrusivo nos terrenos TTG.
Essa rocha possui aspecto homogêneo, cor róseo, mosqueado devido a presença de pequenos nódulos de biotita dispersos na rocha (Bastos Leal et. al. 2000). Possui granulação fina a média e estrutura levemente foliados, portando enclaves dos terrenos TTG arqueanos. Apresentam textura granoblástica, com palhetas disseminadas de biotita em meio a um mosaico irregular de microclina, plagioclásio e quartzo. Cristais de biotita e muscovita aparecem quase sempre associados. Apatita, monazita e zircão representam os principais minerais acessórios deste granitóide.
Análises isotópicas 207Pb/206Pb (zircão) forneceram idade de cristalização de 2012 ± 25 Ma. As idades modelo Sm/Nd T DM variam entre 3,05 e 3,09 Ga, enquanto o Nd(t) varia entre -11,0 e -12,0 (Bastos Leal et al. 2000).
O maciço de Caculé possui composição homogênea, coloração variando de cinza a rósea, estrutura maciça, com discreta orientação dos componentes máficos (anfibólio e biotita) dispersos num mosaico formado por feldspato e quartzo (Bastos Leal et. al. 2000). Quando atingidas pela deformação, as rochas deste maciço apresentam forte foliação de cisalhamento, mostrando localmente aspecto milonítico, especialmente nas proximidades das zonas de cisalhamentos brasilianas, que compõe o lineamento Iguatemi (Bastos Leal et. al. 2000). São comuns a presença de xenólitos angulares de rochas gnáissicas paraderivadas e de granulitos máficos (Bastos Leal et. al. 2000). Quando preservadas das deformações brasilianas, as rochas do maciço de Caculé apresentam, textura granoblástica, com cristais de microclina, plagioclásio e quartzo reunidos em agregados poligonais, estando a biotita em palhetas irregulares associadas a cristais de hornblenda e allanita, minerais opacos, titanita, allanita e massas irregulares de apatita, intimamente associados a biotita e anfibólio, e finos cristais de apatita e zircão, freqüentemente inclusos nos feldspatos, compõem a mineralogia acessória (Bastos Leal et al. 2000). Análises isotópicas 207Pb/ 206Pb (zircão) revelaram idade de cristalização de 2019 ± 32 Ma. As idades modelo Sm/Nd variam entre 2,63 e 2,74 Ga e apresentam ƐNd(t) variando entre (-6,8 a -7,9), valores das razões isotópicas
87Sr/ 86Sr variam entre 0,704-0,710 (Bastos Leal et al. 2000).
O maciço do Rio do Paulo está alojado nos terrenos do Bloco Gavião e nas rochas metavulcanossedimentares do Complexo Ibitira- Brumado (Menezes Leal et.
al. 2005). Este maciço é constituído por rochas relativamente homogêneas, com coloração variando de cinza claro a escuro, granulação grossa, composto essencialmente por biotita granitos e hornblenda, biotita granitos, fortemente foliados por uma tectônica de cisalhamento, que define por vezes estruturas em “augen”
(Menezes Leal et. al. 2005). Apresentam textura milonítica com porfiroclastos de microclina (10%) e quartzo (20%) imersos em matriz fina de plagioclásio, quartzo e microclina (a matriz representa cerca de 35% do volume total da rocha). A biotita (≈20%) e hornblenda (≈15%) ocorrem de forma aleatória, enquanto que opacos, zircão, titanita, monazita e apatita constituem a mineralogia acessória (Menezes Leal et. al. 2005). Associados a estas rochas ocorrem e glomérulos máficos, além de enclaves dos terrenos TTG arqueanos (Fróes et. al. 1994; Bastos Leal 1998). Dados isotópicos indicam idades Rb-Sr de 1959 ± 50 Ma e razões iniciais 87Sr/86Sr = 0,711
± 0,002, além de idade modelo Sm/Nd TDM = 2,73 Ga e ƐNd(t) = - 6,1 (Bastos Leal et. al. 2000).
O maciço Iguatemi também intrude as rochas vulcanossedimentares do Complexo Ibitira-Brumado e os terrenos TTG arqueanos. Estes granitóides, representados principalmente por biotita-granitos, apresentam coloração variando de cinza a cinza-róseo, granulação fina a média, composição homogênea e estrutura levemente foliada, com forte foliação nas porções marginais da intrusão, tipicamente relacionada aos estágios de evolução magmática (Menezes Leal et al. 2005). A presença de enclaves de rochas gnáissicas migmatíticas são freqüentes. As rochas apresentam textura porfirítica com megacristais de microclina (~8%) envolvidos por matriz fina formada por plagioclásio (≈60%), quartzo (≈20%), biotita (≈10%) e muscovita (≈2%) (Menezes Leal et al. 2005). A mineralogia acessória é representada por titanita, allanita, apatita, monazita e zircão. Dados isotópicos Rb-Sr forneceram idade de 2030 ± 75 Ma e razão inicial 87Sr/86Sr = 0,704 ± 0,009. As idades modelo Sm/Nd TDM variam entre 2,9 e 3,7 Ga enquanto o Nd(t) varia entre -8,9 e -13,4 (Bastos Leal et. al. 2000).
2.2.2. A Suíte Intrusiva Lagoa Real
A Suíte Intrusiva Lagoa Real (Arcanjo et. al. 2002) corresponde ao magmatismo plutônico do Aulacógeno do Paramirim e é constituída por rochas isotrópicas (granito São Timóteo) e gnáissicas (ortognaisses Lagoa Real). O granito São Timóteo é composto por sienitos a granitos isotrópicos, de coloração creme acinzentado, granulação média a grossa, localmente pegmatoidal e/ou porfirítica, por vezes com enclaves máficos microgranulares (Arcanjo et. al 2002). Têm como principal característica a presença de quartzo azul e feldspatos idiomórficos e, localmente, remanescentes de hiperstênio. Subordinadamente ocorre outra fácies isotrópica porfirítica, constituída de hiperstênio quartzossienito de cor castanha e matriz de granulação média a grossa, cuja característica principal é a presença de hiperstênio (Arcanjo et. al. 2002).
Em ambas as fácies, a orientação dos minerais deve-se quase exclusivamente ao fluxo magmático. O granito São Timóteo grada lateralmente para os ortognaisses Lagoa Real por ação diferencial da deformação, que gera um gradiente na intensidade e densidade das foliações e propicia o aparecimento de granitóides com estruturas gnáissicas e augengnáissicas a fitadas que, localmente, encaixam corpos de albititos ( Arcanjo et, al 2002). Os ortognaisses, a litofácies mais abundante, tem granulação média a grossa e composição quartzossienítica a granítica, com hornblenda e/ou biotita (Arcanjo et, al 2002). Os augengnaisses são de granulação média/grossa a porfiroclástica e correspondem a biotita (hornblenda subordinada) quartzossienitos a granitos, que têm em comum porfiroclastos (augen) de K-feldspato (Arcanjo et. al. 2002).
A Suíte Lagoa Real relaciona-se a um magma metaluminoso e calcialcalino de alto K, produzido essencialmente pela fusão parcial de uma crosta ígnea com provável contribuição sedimentar. Contudo, a assinatura geoquímica de alguns elementos-traço indica que também houve a participação de material mantélico alcalino na fonte do magma progenitor (Teixeira, 2000). Os estudos isotópicos referentes ao granito SãoTimóteo e aos ortognaisses Lagoa Real definem idades U- Pb (zircão) de 1.725 Ma (Turpin et al., 1988) e 1.746 Ma (Pimentel et al.,1994), Pb- Pb de ca. 1.710 Ma e Rb-Sr de ca. 1.710 Ma (Cordani et al., 1992) e confirmam a cogeneticidade entre as diversas tectonofácies da suíte (Arcanjo et, al 2002).
2.2.3. Supergrupo Espinhaço
Essa é a principal unidade que representa o preenchimento da feição morfotectônica conhecida como Aulacogéno do Paramirim (Pedrosa-Soares 2001), ou Aulacogéno do Espinhaço (Inda e Costa 1982). Segundo Barbosa e Dominguez (1996), o Supergrupo Espinhaço consiste de sedimentos essencialmente terrígenos com contribuição vulcânicas ácidas a intermediarias na sua base. Na Bahia esta unidade aflora na serra do Espinhaço Setentrional e na Chapada Diamantina.
A divisão estratigráfica do Supergrupo Espinhaço é motivo de estudo de inúmeros autores, com os primeiros trabalhos sendo realizados no começo do século passado por Derby (1906) e Branner (1910), sendo a partir daí propostas outras correlações e empilhamentos estratigráficos por outros autores até o presente momento.
Na serra do Espinhaço Setentrional Dominguez (1993) reconheceu três seqüências. A primeira, na base, denominada de Seqüência Deposicional Borda Leste, repousa diretamente sobre o embasamento arqueano e é composto na base por rochas efusivas ácidas (riolitos), seguido por quartzitos com estratificação cruzada de grande porte de origem eólica que passam para quartzitos e filitos interestratificados, depositados em ambiente marinho plataformal dominado por tempestades. A segunda, denominada de Seqüência Deposicional Espinhaço, repousa discordantemente sobre a sequência mencionada anteriormente, constituída na base por intercalações de camadas de quartzito com estratificação cruzada acanalada de origem fluvial que incluem seixos de diversas litologias e camadas de quartzito com laminação plano paralela de origem eólica. Estas intercalações passam em direção ao topo para quartzitos com estratificação cruzada do tipo hummocky e marcas de ondulação de granulação grossa depositados em ambiente litorâneo. Este por sua vez gradam verticalmente para filitos granadíferos, localmente grafitosos, depositados em ambiente relativamente profundo.
Por fim, tem-se a Sequência Deposicional Gentio que repousa diretamente acima da Sequência Deposicional Espinhaço, sendo constituída por intercalações de camadas de quartzito médio a grosso e filito, interpretadas como lobos turbidíticos depositados por correntes de turbidez de alta densidade.
Por sua vez, Dominguez & Barbosa (1996) dividiram o Espinhaço Setentrional em dois Grupos: o Grupo Borda Leste, com a mesma composição litológica da
Sequência Deposicional Borda Leste descrito anteriormente, e o Grupo Serra Geral com a mesma composição litológica das Sequências Deposicionais Espinhaço e Gentio. Neste último caso tem-se as seguintes formações: Formação Salto constituído por duas litofácies; S1 (quartzitos médios á finos por vezes conglomeráticos) e S2 (quartzitos finos a médios bem selecionados), Formação Sítio Novo constituído por três litofácies: T1 (quartzitos médios, sericíticos, com grande quantidade de estratificações cruzadas dos tipos acanaladas e espinha de peixe), T2
(quartzito avermelhado de granulação fina, sericítico, com intercalações de filito grafitoso, com laminação plano paralela), T3 (quartzitos de granulação média á fino, com estratificação cruzada do tipo hummocky) e por fim a Formação Santo Onofre constituída por duas litofácies: G1 (filitos granadíferos, grafitosos com intercalações de quartzitos, com marcas onduladas), e a G2 (Quartzitos e filitos).
Em uma outra concepção estratigráfica, Schobbenhaus (1996) dividiu o Espinhaço Setentrional em dois grupos: o Grupo Oliveira dos Brejinhos, composto, da base para o topo pelas formações: Pajeú (arcóseos, conglomerados, vulcanitos), Bom Retiro (quartzitos, conglomerados), Fazendinha (quartzitos, xistos) e Serra da Vereda (dumortierita e/ou cianita-quartzitos).
Inda & Barbosa (1978), Costa & Silva (1980), Dominguez (1996) e Schobbenhaus (1996) sugerem que a bacia do Espinhaço pode ser interpretada como um rift de orientação meridiana que, na sua fase inicial, esteve condicionado a um vulcanismo félsico, em ambiente continental, associado a sistemas fluviais, de leques aluviais e eólicos. Em direção ao topo, a bacia grada para sistemas fluvio- deltáico a marinho de águas rasas.
Diferente das propostas apresentadas por Schobbenhaus (1996) e Barbosa &
Dominguez (1996), Danderfer & Dardenne (2002), utilizando o conceito de aloestratigrafia dividiram o Espinhaço Setentrional em oito sintemas (unidades limitadas por discordâncias ou descontinuidades em uma bacia sedimentar). Os seguintes sintemas foram identificados por aqueles autores: (i) Sintema Algodão, unidade que apresenta uma espessa sucessão siliciclástica com ocorrências locais de rochas vulcânicas, que ocorre em contato discordante com o embasamento pré- espinhaço; (ii) Sintema São Simão, unidade sobreposta também ao embasamento pré-espinhaço, com seu contato não definido claramente. Consiste em rochas vulcânicas deformada em graus variados, predominando riolitos com riodacitos subordinado, e em áreas com deformação moderada a alta observa-se quartzo-
muscovita xisto com foliação milonítica; (iii) Sintema Sapiranga, unidade sobreposta ao Sintema Algodão por contato brusco, consistindo em conglomerado basal, arenitos feldspáticos, com estratificação cruzada acanalar e planar, arenitos puros a feldspáticos, finos a médios e com estratos cruzados de grande porte, pelitos e vulcânicas intermediárias; (iv) Sintema Pajéu unidade que segundo o autor é a sequência basal do Espinhaço Setentrional, composta predominantemente por conglomerados, arenitos e pelitos, estando assentada sobre o embasamento pré- espinhaço e o Sintema Sapiranga. Esta unidade apresenta três formações, a Riacho Fundo consistindo de conglomerados polimíticos maciços e gradacionais, arenitos feldspáticos com estratificação cruzada acanalada e tabular, formação Ipuçaba que compreende arenitos finos a muitos finos, interestratificados com pelitos e a formação Bomba que reúne rochas vulcânicas, vulcanoclásticas e epiclásticas félsicas a intermediárias; (v) Sintema Bom Retiro, composto por sequência de quartzo-arenito bem selecionado com estratificações de grande porte, assentando- se discordantemente sobre o sintema Pajéu; (vi) Sintema São Marcos situada acima do Sintema Bom Retiro, apresentando as seguintes formações: Formação Riacho do Bento que compreende metarenitos muito finos a grossos, feldspáticos ou micáceos com estratificação cruzada e intercalações subordinadas de metapelito e Formação Fazendinha com constituição semelhante à unidade descrita anteriormente; (vii) Sintema Sítio Novo, situada logo acima do Sintema descrito anteriormente, constituída por conglomerados e microconglomerado na sua base, arenitos finos a muito grossos de natureza quartzítica a feldspática, além de mármores dolomíticos e calcíticos com estromatólitos; (viii) Sintema Santo Onofre, unidade mais nova, composta por metapelitos, predominantemente carbonosos, com o topo apresentando intercalações de arenito fino a médio, além de brechas sedimentares e, em menor volume, conglomerados com ocorrências de interestratificação com arenitos grossos a muito grossos.
Assim como visto para o Espinhaço Setentrional, no caso da Chapada Diamantina também possui inúmeros estudos acerca de sua divisão estratigráfica, com os primeiros trabalhos ocorrendo no inicio do século passado. Dominguez (1993) definiu três sequências deposicionais: Sequência deposicional Paraguaçu - Rio dos Remédios, que compreende quartzitos feldspáticos, siltitos, folhelhos e camadas descontínuas de conglomerados que exibem uma grande variabilidade lateral de fácies. Este autor afirma identificou ainda rochas efusivas ácidas (dacitos,
riolitos e tufos), além de conglomerados e quartzitos com estratificação cruzada de grande porte de origem eólica, siltitos e pelitos com marcas de ondulação, arenitos e conglomerados grossos com estratificação cruzada acanalar de origem fluvial.
A segunda sequência deposicional definida por Dominguez (1993) foi a Tombador-Cabloco, que é constituída por arenitos grossos a muitos grossos arcoseanos, com estrato cruzado acanalados de origem fluvial, sedimentos de origem eólica, lamitos e arenitos finos depositados em plataforma marinha rasa. Por fim, a última sequência deposicional definida por aquele autor foi a Morro do Chapéu, que é composta por conglomerados e arenitos conglomeráticos com estratificação cruzada acanalada de origem fluvial, arenitos bem selecionados com estratificação cruzada de médio porte e lamitos com acamamento ondulado lenticular, de ambiente estuarino.
Silva Pedreira (1994) definiu três grupos litoestratigráficos para o Espinhaço Oriental: Grupo Rio dos Remédios, Grupo Paraguaçu e Grupo Chapada Diamantina.
Por sua vez, Dominguez e Barbosa (1996), baseado em Dominguez 1993, dividiram esse Supergrupo na Chapada Diamantina em dois grupos estratigráficos, denominados de Paraguaçu e Chapada Diamantina. O Grupo Paraguaçu, apresenta a mesma constituição litoestratigráfica da Sequência Deposicional Paraguaçu – Rio dos Remédios, a mesma situação ocorre com o Grupo Chapada Diamantina com seus constituintes apresentando a mesma composição das Sequências Deposicionais Tombador- Cabloco e Morro do Chapéu. Por fim, Guimarães et al, (2008), da base para o topo: Formação Serra da Gameleira, Grupo Rio dos Remédios, Grupo Paraguaçu e Grupo Chapada Diamantina, excluindo-se a Formação Morro do Chapéu desse conjunto.
As primeiras datações, para se obter a idade de formação da Bacia que comporta os sedimentos do Supergrupo Espinhaço foram realizadas por Jardim de Sá et al (1976). Ele através do método Rb/Sr em rochas metavulcânicas da Chapada Diamantina obteve a idade mínima em torno de 1.175 ± 120Ma. Esse mesmo autor encontrou no Espinhaço Setentrional idade Rb/Sr em torno de 1.150 e 750 Ma, valores que marcariam rejuvenescimentos durante eventos metamórficos no Meso e Neoproterozóico. Por outro lado, Babinski et al. (1994), através do método U/Pb em rochas vulcânicas da formação Ouricuri do Ouro, obteve idade de 1.748 ± 1Ma, enquanto Schobbenhaus et al., (1994) também utilizando o método U/Pb, em rochas da formação Rio dos Remédios encontrou idades em torno de
1.752 Ma , valores estes interpretados como época do vulcanismo e início da formação do rifte Espinhaço.
2.2.4. Rochas Intrusivas Básicas
São corpos intrusivos no Supergrupo Espinhaço ocorrendo na forma de sills e diques. Trata-se de gabros/diabásios e dioritos cinza-escuro a esverdeado, de granulação fina a média, que mostram quase sempre textura ofítica a subofítica (Arcanjo et. al. 2002). No geral são isotrópicos, embora foliações de fluxo magmático primário paralelas às paredes das intrusões não sejam raras, localmente pode ocorrer dobras e boudins. (Arcanjo et. al. 2002).
Para Tanner-de-Oliveira & Corrêa-Gomes (1996) os corpos máficos que intrudem a Chapada Diamantina formam a maior províncias de diques do estado da Bahia, sendo resultado do magmatismo basáltico fissural que atingiu a Chapada Diamantina. Sua composição mineralógica é majoritariamente de plagioclásio do tipo labradorita e andesina e piroxênios do tipo augita-hiperstênio e augita-piegonita, encontrando-se também, cristais de quartzo e biotita. A mineralogia acessória é composta por magnetita, apatita.
A partir de determinações geocronológicas K-Ar Sá et. al. (1976b) apontaram um intervalo entre 1.200 e 500 Ma para essas intrusões básicas. Babinski et. al.
(1999) obtiveram idade U-Pb, em zircões de anfibólio-gabro intrusivo na Formação Mangabeira (Grupo Paraguaçu), de 1.514 Ma; enquanto Machado et al. (1989), através do mesmo método, dataram os metabasitos que atravessam o Supergrupo Espinhaço em 906 Ma ( Arcanjo et, al 2002). Danderfer et al (2009), através do método 207Pb/206Pb encontrou uma idade de 854 Ma, em um zircão retirado de um dique máfico presente na Chapada Diamantina. Martins et al (2008) através do método U-Pb encontrou Idades 1496± 3.2 Ma, em zircão de um gabro presente na Chapada Diamantina.
2.2.5. Supergrupo São Francisco
Segundo Dominguez & Barbosa (1996), o Supergrupo São Francisco, unidade sobreposta ao Supergrupo Espinhaço, compreende um conjunto de rochas terrígenas e carbonáticas depositadas em ambiente marinho com influencia
