OS BLOCOS ARQUEANOS
Os Blocos Gavião (BG), Jequié (BJ), Itabuna-Salvador-Curaçá
(BISC) e Serrinha (BS) tiveram origens e evoluções distintas (Barbosa
& Sabaté 2004). Nesses blocos, a grande maioria das rochas é arqueana.
As rochas Paleoproterozóicas se restringem aos plutonitos sin, tardi
e pós-tectônicos, motivo deste trabalho, e às rochas do topo das seqüências
vulcano-sedimentares dos Greenstone Belts Contendas-Mirante,
Umburanas e Guajerú, além das meta-vulcânicas e meta-sedimentos dos
Greenstone Belts Rio Itapicuru e Capim.
No BG dois grupos de TTGs, datados por U-Pb SHRIMP em
zircão, são identificados: um com idades entre 3,4-3,2 Ga e outro
com idades de 3,2-3,1 Ga (Martin et al., 1991; Marinho, 1991). Quanto
às seqüências vulcano-sedimentares do BG, a maioria delas forma
Greenstone Belts, denominados de Contendas Mirante, Umburanas,
Guajerú e Mundo Novo (Marinho, 1991; Cunha et al., 1996; Leite, 2002).
Estes greenstone belts da fácies xisto-verde são constituídos
por rochas vulcânicas continentais (3,3 Ga), rochas komatiíticas,
basaltos toleiíticos com pillow-lavas, rochas piroclásticas,
formações ferríferas bandadas (~3,2 Ga), e sedimentos detríticos (3,0-2,8
Ga). A crosta granítica/ granodiorítica/ migmatítica (2,8-2,7 Ga,
Santos Pinto, 1996; Bastos Leal, 1998) é predominante no BG e está
equilibrada na fácies anfibolito. Vulcânicas cálcio-alcalinas (~2,5
Ga), o Granito Pé de Serra (~2,5 Ga) e as intrusões máficas-ultramáficas
do sill do Rio Jacaré (~2,4 Ga) estão associadas a estes greenstone
belts.
O BS é formado na sua grande maioria de ortognaisses
graníticos-granodioríticos e tonalíticos (3,1 e 2,8 Ga) (Mello et
al., 2000; Rios, 2002). Eles constituem o embasamento dos Greenstone
Belts do Rio Capim e Rio Itapicuru, ambos do paleoproterozóico.
Na parte norte do BISC ocorrem rochas das fácies anfibolito
e granulito que foram agrupadas nos denominados Complexo Uauá, Complexo
Lagoa da Vaca, Complexo Santa Luz, Complexo Caraiba, Complexo São
José do Jacuípe e Complexo Tanque Novo-Ipirá. O Complexo Uauá é constituído
basicamente de ortognaisses tonalíticos a granodioríticos e gnaisses
bandados, todos granulitizados. O Complexo Lagoa da Vaca formado de
corpos gabro-anortosíticos e de corpos máfico-ultramáficos (2,93-3,13
Ga, Cordani et al., 1999; Paixão & Oliveira, 1998). O Complexo
Santa Luz é um conjunto gnáissico-granítico-migmatítico, parte metamorfizado
na fácies granulito. Este caracteriza-se por granulitos tonalíticos
a granodioríticos (2,98 e e 3,09 Ga, Oliveira et al., 2004), além
de rochas cálcio-silicáticas, metacherts, serpentina-mármores
e intercalações de rochas máficas e ultramáficas como o peridotito
cromitítico de Pedras Altas (2,98 Ga; Oliveira et al., 2004). O Complexo
Caraíba, é composto por ortognaisses enderbíticos-charnoenderbíticos
contendo bandas e lentes de granulitos alumino-magnesianos portadores
de safirina, ortopiroxênio e espinélio (Leite, 2002). Silva et al.
(2002) obtiveram idades de 2,7 Ga para a cristalização do protólito
dos ortognaisses. O Complexo São José do Jacuípe é uma associação
máfico-ultramáfica, granulitizada, que ocorre na forma de lentes descontínuas,
imbricadas nas rochas dos Complexos Caraíba. Segundo Teixeira (1997),
um xenólito de gabronorito granulitizado encontrado em enderbito do
Complexo Caraíba (2,69 Ga; Silva et al., 1997), indica que
este ultimo é arqueano. Os corpos máfico-ultramáficos da Mina da Caraíba
(2,6 Ga, Oliveira et al., 2004) estão associados a este Complexo.
O Complexo Tanque Novo/Ipirá (Kosin et al., 2003) representa uma seqüência
vulcano sedimentar metamorfizada na fácies granulito sendo composta
de biotita gnaisses aluminosos, kinzigíticos, metacalcários, gnaisses
granatíferos, rochas calcio-silicáticas, quartzitos, formações ferríferas,
rochas grafitosas e metamáficas-metaultramáficas. A parte sul do BISC
é representada basicamente por granulitos tonalíticos arqueanos (2,7
e 2,8 Ga; Silva et al., 2002) com intercalações e enclaves de granulitos
básicos, além de corpos subordinados de granulitos charnockiticos
e faixas de rochas supracrustais (quartzitos granatíferos), gnaisses
alumino-magnesianos com safirina, grafititos e formações manganesíferas
além de gabros/basaltos. Ocorrem ainda na parte sul do BISC corpos
monzoníticos, deformados e equilibrados na fácies granulito. Estes,
com assinatura shoshonítica, exibem idades em torno de 2,4 Ga (Ledru
et al., 1993). Arcos de ilhas, bacias back-arc e zonas de subducção
foram os ambientes predominantes durante a construção arqueana do
BISC (Figueiredo, 1989).
O BJ, antes da colisão, era formado de: (i) migmatitos
heterogêneos com enclaves de supracrustais, constituindo o componente
mais antigo deste segmento, com idades em torno de 3,0 - 2,9 Ga (Wilson,
1987; Marinho, 1991) e de (ii) intrusões múltiplas, graníticas-granodioríticas,
mais jovens (2,8 - 2,9 Ga; Ailbert & Barbosa, 1992). Tanto o componente
mais antigo como o mais novo constituíram o embasamento de bacias
intercratônicas tipo rift (Barbosa & Sabaté, 2002) onde
basaltos e andesitos basálticos, cherts, formações ferríferas bandadas,
grafititos e kinzigitos se acumularam (Barbosa et al., 2004). Os protólitos
das rochas do Bloco Jequié foram intensamente deformados e re-equilibrados
na fácies granulito, durante a colisão paleoproterozóica.
O METAMORFISMO E O PLUTONISMO PALEOPROTEROZÓICO
Os quatro Blocos colidiram no Paleoproterozóico, resultando na formação
do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (OISC, Barbosa & Sabaté, 2002).
Em sua parte central o OISC possui rochas granulíticas e, nas bordas,
rochas das fácies anfibolito e xisto-verde. As rochas granulíticas
formam uma faixa com cerca de 700 km de extensão e 150 km de largura
(Barbosa & Sabaté, 2002, 2004).
O
metamorfismo paleoproterozóico foi estudado não somente nas partes
mais superficiais da cadeia, onde ocorrem metamorfitos da fácies xisto-verde,
a exemplo dos Greenstone Belt Rio Itapicuru (Silva et al.,
2001), Contendas Mirante (Marinho, 1991), e Mundo Novo (Leite, 2002)
mas, principalmente, nas rochas granuliticas, onde ele foi melhor
definido. Este metamorfismo é interpretado como o resultado do espessamento
crustal relacionado à superposição tectônica dos blocos arqueanos
durante a colisão, com produção de magma basáltico underplaying
(Pinho, 2005). O pico metamórfico ocorreu à cerca de 2.0 - 2,1 Ga
(Leite, 2002) como sugerido por: (i) datações radiométricas dos granulitos
heterogêneos Jequié (2,09 e 2,10 Ga; Wilson, 1987); (ii) datação de
monazitas em granulitos alumino-magnesianos do BJ (1,96-1,93 Ga);
(iii) datação de monazitas em granulitos heterogêneos do BJ (2,05
Ga; Barbosa et al., 2004); (iv) datação de monazita e zircão em granitos
do tipo ‘S’ do BJ (2,10 e 2,06 Ga; Barbosa et al., 2004) e, (v) datação
de monazita em granulitos alumino-magnesianos do sul do BISC (1,99-1,96
Ga) e do norte do BISC (2,08 e 2,06 Ga; Leite, 2002). Vale destacar
que Silva et al. (2002), datando as periferias de cristais de zircão
plutônicos arqueanos pelo método SHRIMP, tanto no BJ quanto no BISC
(partes norte e sul), determinaram mais acuradamente a idade do pico
do metamorfismo paleoproterozóico, situando-o entre 2,05 e 2,08 Ga.
Durante o retrometamorfismo formaram-se zonas de cisalhamento, sobretudo
nas bordas do Orógeno com a transformação de ortopiroxênio em hornblenda
e em biotita. A presença de reações de destruição das paragêneses
granada-quartzo, produzindo simplectitos de ortopiroxênio-cordierita
ou ortopiroxênio-plagioclásio, têm sido interpretadas como uma indicação
de alívio de pressão. Diagramas PT mostram trajetórias do metamorfismo
no sentido horário, confirmando o contexto colisional aqui sugerido
(Barbosa & Leite, 2004; Leite, 2002).
São sin-tectônicas diversas rochas plutônicas situadas
tanto no domínio xisto-verde, quanto anfibolito e granulito, portando
idades de cristalização próximas do pico do metamorfismo paleoproterozóico.
Estas, juntamente com as encaixantes, estão recristalizadas nas fácies
correspondentes e possuindo claramente as mesmas deformações das suas
encaixantes, sendo por isso consideradas aqui como sin-tectônicas.
Na parte norte do BISC, por exemplo, Sabaté et al. (1994) dataram
ortognaisses enderbíticos e charnoenderbíticos com essas características,
obtendo valores em torno de 2,1 Ga, interpretados como idade de formação
dessas rochas. Também granulitos charnockiticos das regiões de Bravo
e Tanquinho, na parte central do OISC, têm mostrado idades de 2,07
e 2,10 Ga, respectivamente. O granulito charnockitico Riacho da Onça
(Kosin et al., 2003) também faz parte do conjunto sin-tectônico (2,13
Ga; Silva et al., 1997). Um outro exemplo é o corpo máfico-ultramáfico
de Medrado, granulitizado e mineralizado em cromo (2,09 Ga; Oliveira
et al., 2004), que deve ter penetrado nas raízes do OISC no clímax
do metamorfismo. Por sua vez, na parte sul do BISC, outras rochas
plutônicas sin-metamórficas, reequilibradas pela granulitização podem
também ser citadas, por exemplo: (i) meta-tonalito granulitico de
Barra do Rocha (2,09 Ga; Ledru et al., 1993); (ii) meta-tonalito granulítico
de Pau-Brasil (2,09 Ga; Correa Gomes, 2000); (iii) meta-tonalito granulítico
de Itabuna (2,13 Ga; Pinho, 2005); (iv) gnaisse tonalítico de Tupinambá
(2,13 Ga; Silva et al., 2002) e (v) granulito tonalítico de Terra
Nova (2,09 Ga; Silva et al., 2002). Vale destacar que leucogranitos
sin-granulitização também ocorrem de forma dispersa ao longo do OISC
(Leite, 2002; Barbosa & Sabaté, 2002), associados com kinzigitos,
mostrando-se pouco ou não deformados em comparação com as rochas vizinhas.
Estes leucogranitos são de origem anatética, formados no pico da granulitização,
durante o amortecimento ou após a paralisação das deformações dúcteis,
com monazitas datadas em torno de 2.0 Ga (Barbosa et al., 2004; Leite,
2002).
As rochas consideradas
tardi-tectônicas mais importantes do OISC fazem parte dos maciços
sieníticos de Itiúba (Conceição et al., 2003) e São Félix (Rosa et
al., 2001). Estes plutons penetraram zonas de cisalhamento na época
em que a crosta granulítica, em ascensão, situava-se em condições
da fácies anfibolito. Com efeito, os sienitos não apresentam ortopiroxênio,
embora possuam uma química que permitiria sua cristalização em condições
de fácies granulito. Também estas rochas exibem as mesmas deformações
miloníticas das suas encaixantes granuliticas, as quais foram retrogradadas
para a fácies anfibolito quando se formaram as zonas de cisalhamento
que serviram de conduto para as suas colocações. Conceição et al.
(2003) e Oliveira et al. (2004) obtiveram idades em torno de 2,09
Ga, enquanto que Rosa et al. (2001) determinaram uma idade de 2,10
Ga para a cristalização dos cristais de zircão de São Félix.
Corpos de granitos pós-tectônicos, não deformados, e
com feições unicamente magmáticas ocorrem sobretudo nas bordas do
Orógeno, nos domínios das facies anfibolito e xisto-verde (BG e BS).
No caso do BG, situados na parte sul, são mais conhecidos os corpos
granitóides de Riacho das Pedras (1,91 Ga; Marinho, 1991), Gameleira
(1,95 Ga; Marinho, 1991), enquanto que na parte norte destaca-se o
de Campo Formoso (1,98 Ga; Sabaté et al., 1990). No caso do BS, os
mais estudados são os corpos granitóides denominados Morro do Lopes,
situados na parte sul e, o corpo de Pedra Vermelha localizado na parte
norte (2,07 Ga; Rios, 2002). Estruturas circulares e ovaladas, pós-tectonicas,
formadas de corpos charnockitoides foram identificados na parte norte
do BJ, constituindo os Domos de Brejões e Santa Inês. Elas apresentam
idades em torno de 2,0 Ga, sendo formadas a partir da refusão de material
crustal mais antigo, de idade em torno de 2,7 Ga (Barbosa et al.,
2004). O granito de Bravo é um exemplo de pluton que claramente penetrou
as rochas granuliticas em uma situação pós-tectônica. Ele é um corpo
pequeno, colocado sob condições da fácies anfibolito, tendo intrudido
zona de cisalhamento tardia que cortou a fábrica granulítica. O método
U-Pb SHRIMP em zircão define uma idade média de 2,06 Ga, interpretada
como a época do evento magmático.
REFERÊNCIAS
Alibert,
C. & Barbosa, J.S.F. 1992. Âges U-Pb déterminés à la “SHRIMP”
sur des zircons du Complex de Jequié, Craton du São Francisco, Bahia,
Brésil. In: Réun. Sci. Terre, Toulouse,
France, 14:4.
Barbosa, J.S.F. & Sabaté, P. 2004.
Archean and Paleoproterozoic crust of the
São Francisco Cráton, Bahia, Brazil: geodynamic features. Precam.
Res., 133: 1-27.
Barbosa,
J.S.F., Martin, H., Peucat, J.J. 2004. Archean/ Paleoproterozoic Crustal
Domic Evolution of the Lage, Mutuipe, Brejões and Santa Ines Région.
Jequié Block, Bahia, Brazil.
Precam. Res. 135:105-131.
Bastos Leal, L.R. 1998. Geocronologia
U/Pb (SHRIMP), 207Pb/206Pb, Rb/Sr, Sm/Nd e K/Ar
dos Terrenos Granito-Greenstone do Bloco do Gavião: Implicações para
a Evolução Arqueana e Paleoproterozóica do Craton do São Francisco,
Brasil. USP, Tese de Doutoramento, 178p.
Conceição, H., Rosa, M.L.S., Macambira,
M.J.B., Scheller, T., Marinho, M.M., Rios, D.C. 2003. 2,09 Ga idade
mínima da cristalização do batólito sienítico Itiuba: um problema
para o posicionamento do clímax do metamorfismo granulitico (2.05-2.08Ga)
no Cinturão Móvel Salvador-Curacá, Bahia? Rev. Bras. Geoc. 33 (3).
Cordani, U.G., Sato, K., Nutman, A. 1999.
Single zircon SHRIMP
determinations from Archean tonalitic rocks near Uauá, Bahia, Brazil.
In: South American Symposium on Isotope Geology, 2., Córdoba, Argentina.
Anais, 27-30.
Corrêa-Gomes, L.C. 2000. Evolução dinâmica
da zona de cisalhamento neoproterozóica de Itabuna-Itaju do Colônia
e do magmatismo fissural alcalino associado (SSE do Estado da Bahia,
Brasil). Unicamp, São Paulo, Tese de Doutoramento, 236 p.
Cunha, J.C., Bastos Leal, L.R., Fróes,
R.J.B., Teixeira, W., Macambira, M.J.B. 1996. Idade dos Greenstone
Belts e dos terrenos TTGs assoçiados da Região do Cráton do São Francisco
(Bahia, Brasil). In:
XXIX Congr. Bras. Geol., 29. 1: 62-65.
Figueirêdo, M.C.H. 1989. Geochemical
evolution of eastern Bahia, Brazil: A probably Early-Proterozoic subduction-related
magmatic arc. J. South Amer. Earth Sci., 2(2): 131-145.
Kosin, M.,
Mello, R.C., Souza, J.D., Oliveira, E.P., Carvalho, M.J., Leite, C.M.M.
2003. Geologia do segmento norte do orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.
Rev. Bras. Geoc.
33(1): 15-26.
Ledru P., Cocherie A., Barbosa
J.S.F., Johan V., Onstott T. 1993. Âge
du Métamorphisme Granulitique dans le Craton du São Francisco (Brésil).
Implications sur la Nature de l’Orogène Transmazonien. C. R. Acad
Sci Paris, 211:120-125.
Leite, C.M..M. 2002. A Evolução Geodinâmica
da Orogênese Paleoproterozóica nas regiões de Capim Grosso-Jacobina
e Pintadas-Mundo Novo (Bahia-Brasil): Metamorfismo, Anatexia e Tectônica.
UFBA, Tese de Doutoramento, 411p.
Marinho,
M.M. 1991. La Séquence
Volcano-Sedimentaire de Contendas-Mirante et la Bordure Occidentale
du Bloc Jequié (Cráton du São Francisco-Brésil): Un exemple de Transition
Archéean-Protérozoique. Clermont
Ferrand, França, Tese de Doutoramento, 388p.
Oliveira, E.P., Windley, B.F., McNaughton, N.J., Pimentel,
M., Fletcher, I.R. 2004. Contrasting copper and chromium metallogenic evolution of terranes in
the Paleoproterozoic Itabuna – Salvador - Curaçá orogen, São Francisco
craton, Brazil: new zircon (SHRIMP) and Sm-Nd (model) ages and their
significance for orogen-parallel escape tectonics. Precam. Res, 128:
143-165.
Paixão, M.A.P. & Oliveira,
E.P. 1998. The Lagoa da Vaca complex: an Archaean layered anorthosite
body on the western edge of the Uauá Block, Bahia, Brazil. Rev. Bras. Geoc., 28: 201-208.
Pinho, A.I. 2005. Geologia dos metatonalitos/
metatrondhjemitos e dos granulitos básicos das regiões de Camamu-Ubaitaba-Itabuna,
Bahia. Ph.D Thesis, UFBA, Brazil, 307 p.
Rios, D.C. 2002. Granitogênese no Núcleo
Serrinha, Bahia, Brasil: Geocronologia e Litogeoquímica. UFBA, Bahia,
Tese de Doutoramento, 233p.
Rosa, M.L.S., Conceição, H., Macambira,
M.J.B., Scheller, T., Martin, H., Bastos Leal, L.R. 2001. Idade Pb-Pb
e assinatura isotópica Rb-Sr e Sm-Nd do magmatismo sienítico Paleoproterozóico
no sul do Cinturão Móvel Salvador-Curaçá: Maciço Sienítico de São
Félix, Bahia. Rev. Bras. Geoc., 31 (1), 397-400.
Sabaté, P., Marinho, M.M., Vidal, P.,
Caen-Vachette, M. 1990. The
2 Ga peraluminous magmatism of the Jacobina-Contendas Mirante Belts
(Bahia, Brazil): Geologic and isotopic constraints on the sources.
Chem. Geol. 83: 325-338.
Sabaté, P., Peucat, J.J., Melo, R.C.,
Pereira, L.H.M. 1994. Datação por Pb evaporação de monozircão em ortognaisse
do Complexo Caraíba. Expressão do Acrescimento Crustal Transamazônico
do Cinturão Salvador-Curaçá (Craton do São Francisco-Bahia, Brasil).
In: Congr. Bras. Geol. 38. Belo Horizonte, Resumos Expandidos,
1: 219-220.
Santos Pinto, M.A. 1996. Le Recyclage
de la Croûte Continentale Archéene: Exemple du Bloc du Gavião - Bahia,
Brésil. Université de Rennes I, França, Tese de Doutoramento, 193p.
Silva, M.G.S., Coelho,
C.E.S., Teixeira, J.B.G., Alves da Silva, F.C., Silva, A.R., Braz
de Souza, J.A. 2001. The Rio Itapicuru greestone belt, Bahia, Brazil: geologic
evolution and review of gold mineralization. 36: 345-357.
Silva, L.C., Armstrong, R., Delgado, I.M.,
Pimentel, M., Arcanjo, J.B., Melo, R.C., Teixeira, L.R., Jost, H.,
Carcoso Filho, J.M., Pereira, L.H.M. 2002. Reavaliação da evolução
geológica em terrenos Precambrianos brasileiros com base em novos
dados U-Pb SHRIMP, Parte I: Limite centro-oriental do Cráton do São
Francisco. Rev Brás. Geoc. 33(4):501-502.
Teixeira, L.R. 1997. O Complexo Caraíba
e a Suite São José do Jacuipe no Cinturão Salvador-Curaçá (Bahia-Brasil):
Petrologia, Geoquímica e Potencial Metalogenético. UFBA, Bahia, Tese de Doutoramento, 201p.
Wilson, N. 1987. Combined Sm-Nd,
Pb/Pb and RbSr geochronology and isotope geochemistry in polymetamorphic precambrian terrains:
examples from Brazil and Channel Island, U.K..Oxford University. U.K.,
Dissertação de Mestrado, s/p.
