OS BLOCOS ARQUEANOS
Os Blocos Gavi�o (BG), Jequi� (BJ), Itabuna-Salvador-Cura��
(BISC) e Serrinha (BS) tiveram origens e evolu��es distintas (Barbosa
& Sabat� 2004). Nesses blocos, a grande maioria das rochas � arqueana.
As rochas Paleoproteroz�icas se restringem aos plutonitos sin, tardi
e p�s-tect�nicos, motivo deste trabalho, e �s rochas do topo das seq��ncias
vulcano-sedimentares dos Greenstone Belts Contendas-Mirante,
Umburanas e Guajer�, al�m das meta-vulc�nicas e meta-sedimentos dos
Greenstone Belts Rio Itapicuru e Capim.
No BG dois grupos de TTGs, datados por U-Pb SHRIMP em
zirc�o, s�o 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
�s seq��ncias vulcano-sedimentares do BG, a maioria delas forma
Greenstone Belts, denominados de Contendas Mirante, Umburanas,
Guajer� e Mundo Novo (Marinho, 1991; Cunha et al., 1996; Leite, 2002).
Estes greenstone belts da f�cies xisto-verde s�o constitu�dos
por rochas vulc�nicas continentais (3,3 Ga), rochas komati�ticas,
basaltos tolei�ticos com pillow-lavas, rochas pirocl�sticas,
forma��es ferr�feras bandadas (~3,2 Ga), e sedimentos detr�ticos (3,0-2,8
Ga). A crosta gran�tica/ granodior�tica/ migmat�tica (2,8-2,7 Ga,
Santos Pinto, 1996; Bastos Leal, 1998) � predominante no BG e est�
equilibrada na f�cies anfibolito. Vulc�nicas c�lcio-alcalinas (~2,5
Ga), o Granito P� de Serra (~2,5 Ga) e as intrus�es m�ficas-ultram�ficas
do sill do Rio Jacar� (~2,4 Ga) est�o associadas a estes greenstone
belts.
O BS � formado na sua grande maioria de ortognaisses
gran�ticos-granodior�ticos e tonal�ticos (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 paleoproteroz�ico.
Na parte norte do BISC ocorrem rochas das f�cies anfibolito
e granulito que foram agrupadas nos denominados Complexo Uau�, Complexo
Lagoa da Vaca, Complexo Santa Luz, Complexo Caraiba, Complexo S�o
Jos� do Jacu�pe e Complexo Tanque Novo-Ipir�. O Complexo Uau� � constitu�do
basicamente de ortognaisses tonal�ticos a granodior�ticos e gnaisses
bandados, todos granulitizados. O Complexo Lagoa da Vaca formado de
corpos gabro-anortos�ticos e de corpos m�fico-ultram�ficos (2,93-3,13
Ga, Cordani et al., 1999; Paix�o & Oliveira, 1998). O Complexo
Santa Luz � um conjunto gn�issico-gran�tico-migmat�tico, parte metamorfizado
na f�cies granulito. Este caracteriza-se por granulitos tonal�ticos
a granodior�ticos (2,98 e e 3,09 Ga, Oliveira et al., 2004), al�m
de rochas c�lcio-silic�ticas, metacherts, serpentina-m�rmores
e intercala��es de rochas m�ficas e ultram�ficas como o peridotito
cromit�tico de Pedras Altas (2,98 Ga; Oliveira et al., 2004). O Complexo
Cara�ba, � composto por ortognaisses enderb�ticos-charnoenderb�ticos
contendo bandas e lentes de granulitos alumino-magnesianos portadores
de safirina, ortopirox�nio e espin�lio (Leite, 2002). Silva et al.
(2002) obtiveram idades de 2,7 Ga para a cristaliza��o do prot�lito
dos ortognaisses. O Complexo S�o Jos� do Jacu�pe � uma associa��o
m�fico-ultram�fica, granulitizada, que ocorre na forma de lentes descont�nuas,
imbricadas nas rochas dos Complexos Cara�ba. Segundo Teixeira (1997),
um xen�lito de gabronorito granulitizado encontrado em enderbito do
Complexo Cara�ba (2,69 Ga; Silva et al., 1997), indica que
este ultimo � arqueano. Os corpos m�fico-ultram�ficos da Mina da Cara�ba
(2,6 Ga, Oliveira et al., 2004) est�o associados a este Complexo.
O Complexo Tanque Novo/Ipir� (Kosin et al., 2003) representa uma seq��ncia
vulcano sedimentar metamorfizada na f�cies granulito sendo composta
de biotita gnaisses aluminosos, kinzig�ticos, metacalc�rios, gnaisses
granat�feros, rochas calcio-silic�ticas, quartzitos, forma��es ferr�feras,
rochas grafitosas e metam�ficas-metaultram�ficas. A parte sul do BISC
� representada basicamente por granulitos tonal�ticos arqueanos (2,7
e 2,8 Ga; Silva et al., 2002) com intercala��es e enclaves de granulitos
b�sicos, al�m de corpos subordinados de granulitos charnockiticos
e faixas de rochas supracrustais (quartzitos granat�feros), gnaisses
alumino-magnesianos com safirina, grafititos e forma��es manganes�feras
al�m de gabros/basaltos. Ocorrem ainda na parte sul do BISC corpos
monzon�ticos, deformados e equilibrados na f�cies granulito. Estes,
com assinatura shoshon�tica, exibem idades em torno de 2,4 Ga (Ledru
et al., 1993). Arcos de ilhas, bacias back-arc e zonas de subduc��o
foram os ambientes predominantes durante a constru��o arqueana do
BISC (Figueiredo, 1989).
O BJ, antes da colis�o, era formado de: (i) migmatitos
heterog�neos 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) intrus�es m�ltiplas, gran�ticas-granodior�ticas,
mais jovens (2,8 - 2,9 Ga; Ailbert & Barbosa, 1992). Tanto o componente
mais antigo como o mais novo constitu�ram o embasamento de bacias
intercrat�nicas tipo rift (Barbosa & Sabat�, 2002) onde
basaltos e andesitos bas�lticos, cherts, forma��es ferr�feras bandadas,
grafititos e kinzigitos se acumularam (Barbosa et al., 2004). Os prot�litos
das rochas do Bloco Jequi� foram intensamente deformados e re-equilibrados
na f�cies granulito, durante a colis�o paleoproteroz�ica.
O METAMORFISMO E O PLUTONISMO PALEOPROTEROZ�ICO
Os quatro Blocos colidiram no Paleoproteroz�ico, resultando na forma��o
do Or�geno Itabuna-Salvador-Cura�� (OISC, Barbosa & Sabat�, 2002).
Em sua parte central o OISC possui rochas granul�ticas e, nas bordas,
rochas das f�cies anfibolito e xisto-verde. As rochas granul�ticas
formam uma faixa com cerca de 700 km de extens�o e 150 km de largura
(Barbosa & Sabat�, 2002, 2004).
O
metamorfismo paleoproteroz�ico foi estudado n�o somente nas partes
mais superficiais da cadeia, onde ocorrem metamorfitos da f�cies 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 � interpretado como o resultado do espessamento
crustal relacionado � superposi��o tect�nica dos blocos arqueanos
durante a colis�o, com produ��o de magma bas�ltico underplaying
(Pinho, 2005).� O pico metam�rfico ocorreu � cerca de 2.0 - 2,1 Ga
(Leite, 2002) como sugerido por: (i) data��es radiom�tricas dos granulitos
heterog�neos Jequi� (2,09 e 2,10 Ga; Wilson, 1987); (ii) data��o de
monazitas em granulitos alumino-magnesianos do BJ (1,96-1,93 Ga);
(iii) data��o de monazitas em granulitos heterog�neos do BJ (2,05
Ga; Barbosa et al., 2004); (iv) data��o de monazita e zirc�o em granitos
do tipo �S� do BJ (2,10 e 2,06 Ga; Barbosa et al., 2004) e, (v) data��o
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 zirc�o
plut�nicos arqueanos pelo m�todo SHRIMP, tanto no BJ quanto no BISC
(partes norte e sul), determinaram mais acuradamente a idade do pico
do metamorfismo paleoproteroz�ico, situando-o entre 2,05 e 2,08 Ga.
Durante o retrometamorfismo formaram-se zonas de cisalhamento, sobretudo
nas bordas do Or�geno com a transforma��o de ortopirox�nio em hornblenda
e em biotita. A presen�a de rea��es de destrui��o das parag�neses
granada-quartzo, produzindo simplectitos de ortopirox�nio-cordierita
ou ortopirox�nio-plagiocl�sio, t�m sido interpretadas como uma indica��o
de al�vio de press�o. Diagramas PT mostram trajet�rias do metamorfismo
no sentido hor�rio, confirmando o contexto colisional aqui sugerido
(Barbosa & Leite, 2004; Leite, 2002).
S�o sin-tect�nicas diversas rochas plut�nicas situadas
tanto no dom�nio xisto-verde, quanto anfibolito e granulito, portando
idades de cristaliza��o pr�ximas do pico do metamorfismo paleoproteroz�ico.
Estas, juntamente com as encaixantes, est�o recristalizadas nas f�cies
correspondentes e possuindo claramente as mesmas deforma��es das suas
encaixantes, sendo por isso consideradas aqui como sin-tect�nicas.
Na parte norte do BISC, por exemplo, Sabat� et al. (1994) dataram
ortognaisses enderb�ticos e charnoenderb�ticos com essas caracter�sticas,
obtendo valores em torno de 2,1 Ga, interpretados como idade de forma��o
dessas rochas. Tamb�m granulitos charnockiticos das regi�es de Bravo
e Tanquinho, na parte central do OISC, t�m mostrado idades de 2,07
e 2,10 Ga, respectivamente. O granulito charnockitico Riacho da On�a
(Kosin et al., 2003) tamb�m faz parte do conjunto sin-tect�nico (2,13
Ga; Silva et al., 1997). Um outro exemplo � o corpo m�fico-ultram�fico
de Medrado, granulitizado e mineralizado em cromo (2,09 Ga; Oliveira
et al., 2004), que deve ter penetrado nas ra�zes do OISC no cl�max
do metamorfismo. Por sua vez, na parte sul do BISC, outras rochas
plut�nicas sin-metam�rficas, reequilibradas pela granulitiza��o podem
tamb�m ser� citadas, por exemplo: (i) meta-tonalito granulitico de
Barra do Rocha (2,09 Ga; Ledru et al., 1993); (ii) meta-tonalito granul�tico
de Pau-Brasil (2,09 Ga; Correa Gomes, 2000); (iii) meta-tonalito granul�tico
de Itabuna (2,13 Ga; Pinho, 2005); (iv) gnaisse tonal�tico de Tupinamb�
(2,13 Ga; Silva et al., 2002) e (v) granulito tonal�tico de Terra
Nova (2,09 Ga; Silva et al., 2002). Vale destacar que leucogranitos
sin-granulitiza��o tamb�m ocorrem de forma dispersa ao longo do OISC
(Leite, 2002; Barbosa & Sabat�, 2002), associados com kinzigitos,
mostrando-se pouco ou n�o deformados em compara��o com as rochas vizinhas.
Estes leucogranitos s�o de origem anat�tica, formados no pico da granulitiza��o,
durante o amortecimento ou ap�s a paralisa��o das deforma��es d�cteis,
com monazitas datadas em torno de 2.0 Ga (Barbosa et al., 2004; Leite,
2002).
As rochas consideradas
tardi-tect�nicas mais importantes do OISC fazem parte dos maci�os
sien�ticos de Iti�ba (Concei��o et al., 2003) e S�o F�lix (Rosa et
al., 2001). Estes plutons penetraram zonas de cisalhamento na �poca
em que a crosta granul�tica, em ascens�o, situava-se em condi��es
da f�cies anfibolito. Com efeito, os sienitos n�o apresentam ortopirox�nio,
embora possuam uma qu�mica que permitiria sua cristaliza��o em condi��es
de f�cies granulito. Tamb�m estas rochas exibem as mesmas deforma��es
milon�ticas das suas encaixantes granuliticas, as quais foram retrogradadas
para a f�cies anfibolito quando se formaram as zonas de cisalhamento
que serviram de conduto para as suas coloca��es. Concei��o 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 cristaliza��o dos cristais de zirc�o de S�o F�lix.
Corpos de granitos p�s-tect�nicos, n�o deformados, e
com fei��es unicamente magm�ticas ocorrem sobretudo nas bordas do
Or�geno, nos dom�nios das facies anfibolito e xisto-verde (BG e BS).
No caso do BG, situados na parte sul, s�o mais conhecidos os corpos
granit�ides 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; Sabat� et al., 1990). No caso do BS, os
mais estudados s�o os corpos granit�ides 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, p�s-tectonicas,
formadas de corpos charnockitoides foram identificados na parte norte
do BJ, constituindo os Domos de Brej�es e Santa In�s. Elas apresentam
idades em torno de 2,0 Ga, sendo formadas a partir da refus�o de material
crustal mais antigo, de idade em torno de 2,7 Ga (Barbosa et al.,
2004). O granito de Bravo � um exemplo de pluton que claramente penetrou
as rochas granuliticas em uma situa��o p�s-tect�nica. Ele � um corpo
pequeno, colocado sob condi��es da f�cies anfibolito, tendo intrudido
zona de cisalhamento tardia que cortou a f�brica granul�tica. O m�todo
U-Pb SHRIMP em zirc�o define uma idade m�dia de 2,06 Ga, interpretada
como a �poca do evento magm�tico.
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