INTRODUÇÃO

     O Aulacógeno do Paramirim (Fig.1), instalado na porção norte do Cráton do São Francisco, desenvolveu-se a partir de riftes superpostos e parcialmente invertidos de idades paleo e neoproterozóicas. Tem o seu arcabouço tectônico dominado por falhas de empurrão, falhas reversas e dobras que refletem o processo de sua inversão. Individualiza-se nele uma zona de máxima inversão que define um corredor de orientação NNW-SSE, o Corredor do Paramirim, que abarca o embasamento mais antigo que 1.8 Ga, plutônicas de 1.7 (Complexo Lagoa Real) e metassedimentos dos Supergrupos Espinhaço (paleo/mesoproterozóico) e São Francisco (Neoproterozóico) (Alkmim et al., 1993). A Saliência do Rio Pardo da Faixa Araçuaí, por sua vez, define o limite local do cráton (Almeida et al., 1977) e interfere com as estruturas do aulacógeno. Visando determinar o mecanismo e a idade da interação tectônica entre essas feições durante o processo de inversão, uma análise estrutural foi realizada na porção meridional do Aulacógeno do Paramirim e ao longo da Saliência do Rio Pardo.

 

 

Figura 1.  Mapa geológico/estrutural do Aulacógeno do Paramirim. Baseado em Schobbenhaus et al. (1981)

 

 

 

ARCABOUÇO ESTRUTURAL DO AULACÓGENO DO PARAMIRIM

Em função da presença de estruturas tectônicas relativa à sua inversão, o aulacógeno pode ser subdividido em duas porções distintas, quais sejam: a norte, onde predominam as estruturas da fase extensional que deu origem ao aulacógeno e estruturas relacionadas às faixas que margeiam o cráton a norte; a sul, onde as estruturas de inversão dominam o panorama tectônico. As estruturas associadas à inversão do Aulacógeno do Paramirim formam um conjunto numeroso e diverso de elementos tectônicos, relativos a três famílias distintas: As estruturas da família D_a,  são as mais antigas do processo de inversão e formaram-se em resposta a uma movimentação geral dirigida para norte. Estão presentes somente a sul do paralelo de 13º S e compreendem um conjunto de zonas de cisalhamento e dobras assimétricas com vergência para norte, que afeta o embasamento mais antigo que 1.8 Ga, o Complexo Lagoa Real e rochas metassedimentares dos supergrupos Espinhaço e São Francisco (inclusive a Formação Salitre, unidade neoproterozóica mais jovem da região). Tais estruturas são o registro, no Corredor do Paramirim, do avanço do front de deformação do Cinturão Araçuaí-Oeste Congo em direção a norte. No substrato, a associação mineralógica relacionada com essa fase de deformação é de fácies anfibolito, marcada pela presença de albita, microclina, quartzo, hornblenda e biotita. Na cobertura, predomina quartzo, mica branca e biotita verde.

     As estruturas da família D_p marcam a fase de inversão frontal do Aulacógeno do Paramirim. Constitui o conjunto dominante ao longo de todo o compartimento sul do aulacógeno. Nessa família estão incluídas zonas de cisalhamento reversas a dextrais reversas, com orientação preferencial NNW/SSE que ocorrem associadas a dobras, nas mais diversas escalas, e por zonas de transferência sinistrais de orientação geral E-W. Tais estruturas foram geradas durante o principal episódio de inversão do Aulacógeno do Paramirim, em resposta ao encurtamento geral WSW-ENE. As observações de campo mostraram que o desenvolvimento do conjunto de estruturas D_p deu-se em três etapas distintas e coaxiais, que são: i) etapa D_pdesc, que corresponde à etapa de descolamento entre a cobertura de rochas sedimentares e o substrato do aulacógeno e tem como estruturas principais zonas de cisalhamento e dobras com orientação preferencial NW/SE e vergência para ENE, nucleadas acima da interface embasamento cobertura; ii) etapa D_p1, que marca a fase de envolvimento do embasamento na deformação da cobertura e congrega um conjunto de zonas de cisalhamento dúcteis que adentram a cobertura e, em conjunto, mostram movimentos dirigidos para ENE; iii) etapa D_p2, que promoveu a nucleação de grandes zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis aproveitando as estruturas previamente existentes e marcadas no embasamento e no Complexo Lagoa Real por intensa filonitização.

     As estruturas da família De, que registram a reativação extensional dos elementos tectônicos anteriormente formados (D_a e D_p). Essas estruturas formam os elementos tectônicos mais tardios e podem representar a fase de colapso orogenético descrita por Marshak et al., 2001).

 

DOMÍNIOS ESTRUTURAIS DA PORÇÃO SUL DO AULACÓGENO DO PARAMIRIM

     Em função da distribuição, orientação espacial e natureza dos componentes da família D_p, a porção investigada do aulacógeno pode ser subdividida em dois domínios estruturais, aqui denominados de I e II, dispostos, nesta ordem, de norte para sul. Esses domínios estão separados por uma das mais importantes descontinuidades da região, a zona de cisalhamento Brumado-Caetité. No Domínio I predominam movimentos frontais, tanto no substrato quanto na cobertura. No Domínio II, predominam movimentos dextrais-reversos no substrato e movimentos reversos (frontais) na cobertura. Tal dicotomia deve-se, provavelmente, à rotação dos principais tensores de deformação em função do aumento da profundidade do aulacógeno em direção à Sul (Cruz & Alkmim, 2005).

     A zona de cisalhamento Brumado-Caetité estende-se por, aproximadamente, 170 km entre as cidades de Caetité e Brumado e possui largura de afloramento média de 20 km. O seu traçado em mapa é ligeiramente curvo e compreende um longo segmento com geometria em “S com orientação geral WNW/ESE. A orientação geral da zona é N220^o/30^o e a lineação de estiramento posiciona-se em N205 ^o/18 ^o.

 

ARCABOUÇO ESTRUTURAL DA SALIÊNCIA DO RIO PARDO

     Na Saliência do Rio Pardo e nas suas adjacências imediatas, foram reconhecidas estruturas das famílias D_a e D_p, antes caracterizadas na porção sul do Aulacógeno do Paramirim. As estruturas D_a dominam o arcabouço estrutural da saliência, sendo ela própria desta geração. Compreendem uma grande zona de cisalhamento de baixo ângulo instalada no contato embasamento/cobertura, com espessura em torno de 200 m, além de falhas de empurrão, dobras e estruturas de menor escala associadas às unidades de cobertura. No embasamento, desenvolve-se uma foliação gnáissica, cujo bandamento composicional é subparalelo à foliação principal. Internamente a ele, podem ser reconhecidas dobras isoclinais transpostas pela foliação principal. Em geral, a atitude dessa foliação é N201^o/24^o e a lineação de estiramento associada orienta-se, aproximadamente, na direção NS.

     Uma segunda geração de dobras e zonas de cisalhamento envolve, igualmente, o embasamento e as unidades de cobertura. As dobras são abertas, de grandes amplitudes, com orientação geral NNW e vergência para ENE. Tais estruturas são truncadas por zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis reversas. Essas zonas delineiam, em conjunto, uma geometria em leque com mergulhos para oeste e vergência para leste. A lineação de estiramento desenvolvida sobre a foliação das zonas de cisalhamento tem atitude modal N257^o/60^o. A superposição entre as estruturas D_a e D_p gera padrões de interferências em domos e bacias em todas as escalas. A trajetória sinuosa dos traços estruturais da saliência como um todo, tal como observado em mapas e imagens de sensores remotos, resulta dessa interferência.

 

O MODELO DE INTERAÇÃO TECTÔNICA

     Tomando por base os resultados aqui apresentados e os dados geocronológicos fornecidos por diversos autores (por ex., Noce et al., 2000; Pedrosa-Soares & Wiedeman-Leonardos, 2000) propõe-se um modelo para o desenvolvimento do Aulacógeno do Paramirim e sua interação tectônica com o cinturão Araçuaí, durante o processo de inversão, que compreende os seguintes estágios: (i) Estágio I: no período Toniano, o sistema de riftes Santo-Onofre-Macaúbas (Shobbenhaus, 1996; Pedrosa-Soares et al., 2001) alcança o seu máximo de desenvolvimento. Nessa época, o sistema evoluiu para uma margem passiva, com formação de um oceano restrito análogo ao Mar Vermelho. Em sua porção terminal, na península São Francisco, esse oceano conectava-se a um sistema de rifte ensiálico, que corresponderia ao Aulacógeno do Paramirim; ii) Estágio II: por volta de 620 Ma, o oceano Macaúbas iniciou o seu fechamento. A propagação do front orogênico para norte inverteu a junção entre o Aulacógeno do Paramirim e a margem passiva, iniciando o desenvolvimento da Saliência do Rio Pardo e induzindo a inversão na porção sul do aulacógeno; iii) Estágio III: imediatamente após o fechamento do oceano, a porção sul do Aulacógeno do Paramirim experimentou inversão frontal progressiva, aumento de metamorfismo e inversão em direção a sul (Danderfer F^o, 1990, 2000; Moutinho da Costa & Inda, 1982).

 

 

Figura 2. Modelo de evolução tectônica para o

Aulacógeno do Paramirim

 

CONCLUSÕES

     A partir do que foi exposto, pode-se concluir o seguinte:

     (i) No Aulacógeno do Paramirim podem ser reconhecidos dois segmentos tectônicos distintos. O segmento norte, que se estende desde a região próxima ao limite entre os estados da Bahia e do Piauí até as proximidades da cidade de Boquira (BA), abriga a zona de interferência entre o Aulacógeno do Paramirim e a Faixa de Dobramentos Rio Preto, bem como suas porções praticamente não invertidas;

     (ii) Na porção sul do aulacógeno foram reconhecidas três fases de deformação associadas com a sua inversão, todas elas impressas nas rochas do embasamento, do Complexo Lagoa Real e nos supergrupos Espinhaço e Macaúbas. A primeira delas, D_a, marca a interação inicial do Aulacógeno com o Orógeno Araçuaí Oeste Congo num modelo clássico de interação entre aulacógenos e frentes de cavalgamentos dispostos ortogonalmente. Na fase seguinte, de inversão frontal, D_p, os elementos estruturais previamente nucleados são rotacionados e a curvatura é amplificada, em um processo semelhante ao previsto na formação de oroclines;

     (iii) A presença de estruturas extensionais da fase rifte preservadas como tais na porção norte do Aulacógeno do Paramirim descarta de uma vez por todas a hipótese da existência de dois crátons, separados por uma faixa móvel. Por outro lado, a presença de importantes estruturas deformacionais compressivas que marcam o envolvimento do embasamento cristalino na deformação da cobertura, na porção sul do aulacógeno, fornecem argumentos suficientes para que o limite sudeste do Cráton do São Francisco seja revisto.

 

REFERÊNCIAS

Almeida F. F. 1977. O Cráton do São Francisco. Rev. Bras. Geoc., 4: 349-364.

Alkmim, F. F.; Brito Neves, B. B.; Alves, J. A. C. 1993. Arcabouço tectônico do Cráton do São Francisco – uma revisão. In: Dominguez, J.M. & Misi, A. (eds) O Cráton do São Francisco. Reunião Preparatória do II Simpósio sobre o Cráton o Cráton do São Francisco. Salvador, SBG/ Núcleo BA/SE/SGM/CNPq. P. 45-62.

Cruz, S. C. P. & Alkmim, F. F. 2005. The tectonic interaction between the Paramirim Aulacogen and the Araçuaí Belt, São Francisco Craton region, Easter Brazil. An. Acad. Bras. Ciências. No prelo.

Danderfer F^o, A. 1990. Análise estrutural descritiva e cinemática do Supergrupo Espinhaço na região da Chapada Diamantina (BA). Dissertação de Mestrado, Departamento de Geologia, Universidade Federal de Ouro Preto, 99p.

Danderfer F^o., A. 2000. Geologia sedimentar e evolução tectônica do Espinhaço Setentrional, estado da Bahia. Tese de Doutoramento, Instituto de Geociências, Universidade Federal de Brasília, 497p.

Marshak, S.; Alkmim. F. F.; Whittington, A.; Pedrosa-Soares, A. C. 2001. Extensional collapse in the Neoproterozoic Araçuaí Orogen, eastern Brazil. The role of regional crenulation cleavage. GSA Annual Metting, Abstracts, p. A-155.

Moutinho da Costa, L. A. & Inda, H. A. V. 1982. O Aulacógeno do Espinhaço. Ciências da Terra, 2: 13-18.

Noce, C. M.; Macambira, M. J. B.; Pedrosa Soares. A. C. 2000. Chronology of neoproterozoic-Cambrian granitic magmatism in the Araçuaí Belt, eastern Brazil, based on single zircon evaporation dating. Rev. Bras. Geoc., 1: 25-29.

Schobbenhaus, C. 1996. As tafrogêneses superpostas Espinhaço e Santo Onofre, estado da Bahia: Revisão e novas propostas. Rev. Bras. Geoc., 4: 265-276.