INDEX
ST5 - 19


DA CRATONIZAÇÃO RIACIANA À METACRATONIZAÇÃO EDIACARIANA NO PALEOCONTINENTES SÃO FRANCISCO-CONGO. PARTE iI: BAHIA

 

 

Silva, L.C. da 1; Delgado, I.M.2; Souza, J.D.2; Rodrigues, J.B.2

 

1. CPRM-Serviço Geológico do Brasil, SGAN 603-Conj. J, Parte A, 1 Andar, 70.830-130, Brasília - DF, Brasil. luizcarlos@df.cprm.gov.br

Pesquisador do CNPq,

2.  CPRM - Serviço Geológico do Brasil, Salvador – BA, Brasil.

 

 

ABSTRACT 

The present approach based on systematic mapping, geochemistry and U-Pb SHRIMP zircon geochronology led to the reconstruction of the internal organization and evolution of the Paleoproterozoic Eastern Bahia Belt and its western Archean basement, the Jequié and Itabuna-Curaçá blocks, previously accreted from ~ 3000-2500. The internal organization of the Paleoproterozoic belt is characterized by two distinct branches: an accretionary, arc-related, NE-SW-trending (coastal) branch (~ 2170-2090 Ma) and an intracratonic, NNW-SSE-trending branch. The collisional stage lasted from ~ 2080 Ma to ~ 2050 Ma and culminated with high-grade metamorphic overprinting on the pre-collisional arc and on its Archean basement (Rhyacian collage). The results also cast new lights on the evolution of other minor, but regionally mapable, orthogneissic units namely: Salvador-Ilhéus Block an easternmost Archean fragment, probably detached from the West Congo Craton, and the Aporá gneiss. The last mentioned, interpreted as representing an eastern extension of the Serrinha Block.

 

Palavras-chave: U-Pb SHRIMP, Cráton do São Francisco, Cinturão Bahia Oriental, Bloco Salvador-Ilhéus


INTRODUÇÃO

Por muito tempo se pensou que o cinturão de alto grau do leste da Bahia constituía um arco magmático juvenil paleoproterozóico. Apesar da existência de  uma série de excelentes trabalhos desenvolvidos a partir de Barbosa (1986), os dados geocronológicos referentes ao timing de acresção e metamorfismo eram escassos e inconclusivos. Por outro lado, um estudo petrográfico e geoquímico (Silva, 1991) demonstrou que o cinturão é caracterizado por uma assinatura química típica dos grey gneisses arqueanos, especialmente em termos de: i) assinatura depletada em LILEs (TTG), incluindo componentes trondjhemíticos portadores de anomalia positiva de Eu; ii) caráter bimodal, com intercalações de granulitos básicos do tipo TH2, interpretados como remanescentes de uma crosta oceânica, cuja subducção teria dado origem ao magmatismo TTG; iii) intercalações de paragnaisses remanescentes de assembléias marinhas, preservando "paragêneses exóticas" (safirina + quartzo + ortopiroxênio), indicativas de alta P e T, equilibradas em níveis crustais mais profundos. No mesmo trabalho, os ortognaisses do segmento sul (Itabuna) e norte (Caraíba) do cinturão foram agrupados em uma única unidade (Complexo Itabuna-Caraíba). Finalmente, os ortogranulitos mais ocidentais (Banda Ipiaú) foram caracterizados como não depletados, de composição charnockítica, originados de refusão crustal e relacionados ao Complexo/Bloco Jequié. Somente o metamorfismo granulítico isofacial em ambos os blocos foi relacionado ao paleoproterozóico.

A evolução geoquímica proposta para o Bloco Itabuna-Caraíba delineada por Silva (1991), foi confirmada no segmento norte do bloco por Teixeira (1997), embora esse autor interpretasse a evolução no contexto de um arco juvenil paleoproterozóico. Da mesma forma, as condições metamórficas de alta pressão e temperatura sugeridas pelos estudos microscópicos foram posteriormente comprovadas com base em estudos de química mineral (Leite, 2002). Nessa mesma época, as idades de acresção arqueanas dos ortognaisses do Complexo/Bloco Itabuna-Caraíba foram também


 

Figura 1. Esboço tectono-geológico do CBO e de seu embasamento arqueano (Modificado de Delgado et al. 2003).



reconhecidas através da integração dos dados geocronológicos disponíveis na literatura por Leite (2002) e Barbosa & Sabaté (2002). Esses últimos autores renomearam a unidade Itabuna-Caraíba como Itabuna-Salvador-Curaçá e também caracterizaram isotopicamente  como arqueanos outros três blocos do embasamento do cráton na Bahia: Jequié, Serrinha e Gavião.

Visando testar essa evolução foram selecionadas 16 unidades-chaves para serem datadas, pela técnica U-Pb SHRIMP, nos blocos Itabuna-Curaçá, Salvador-Ilhéus (aqui caracterizado), bem como no Bloco Jequié, cujos resultados foram apresentados resumidamente em Silva et al. (1997, 2002). A integração e contextualização desses dados confirmaram a evolução já delineada em Silva (1991), a qual é aqui sintetizada com o suporte de um mapa e dois perfis-chaves (Figs. 1, 2 e 3) modificados de Delgado et al., (2003) e Delgado & Silva (2004). As datações também permitiram caracterizar a evolução de outras unidades ortognáissicas menores: o Bloco neoarqueano Salvador-Ilhéus, o arco magmático paleoproterozóico adjacente, além dos gnaisses granodioríticos mesoarqueanos de Aporá. Estes últimos, interpretados como uma extensão SE do Bloco Serrinha.

As assembléias de ortognaisses arqueanos, mesmo submetidas à intensa deformação e recristalização durante o paleoproterozóico, preservam o registro de idades de acresção (Bloco Itabuna-Curaçá) e também de refusão crustal (parte do Bloco Jequié), entre ~ 3000 Ma e ~ 2500 Ma (Figs. 1, 2, 3). Essas variações indicam que os blocos guardam o registro de colagens multiepisódicas do meso ao neoarqueano, as quais foram responsáveis pela edificação desse microcontinente. Relativamente à evolução paleoproterozóica, ambos os blocos (Jequié e Itabuna-Curaçá) constituíram uma única entidade tectônica (microcontinente JIC), intensamente transposto e metamorfisado em alto grau durante a colagem riaciana, datada em ~2080-2050 Ma.

 

O CINTURÃO BAHIA ORIENTAL (CBO) REDEFINIDO

Os dados geocronológicos permitiram estabelecer também uma zoneografia orogênica mais precisa e uma evolução mais consistente que a originariamente admitida para o CBO (sensu Delgado et al., 2003). O cinturão está internamente organizado em dois ramos distintos, um de direção NE-SW (Costeiro) e o outro NNW-SSE (Intracontinental). O principal componente paleoproterozóico do ramo costeiro é um terreno ortognáissico longo e estreito, exposto paralelamente à costa de Eunápolis (Sul da Bahia) até além da divisa dos estados Bahia/Sergipe. A assinatura geoquímica indica que este terreno constitui um arco magmático desenvolvido em resposta à subducção para E-SE de uma crosta oceânica paleoproterozóica. Essa crosta ainda não foi reconhecida ou não foram preservados remanescentes após sua dissipação sob um microcontinente arqueano oriental, em sua maior extensão submerso (Bloco Salvador –Ilhéus). Até o presente, as únicas evidências reconhecíveis dessa protocrosta oceânica são marcadas pela sutura da margem ocidental do arco riaciano (SUR, nas Figs. 1 e 2), bem como granulitos máficos de composição MORB, no segmento médio do arco (Pinho et al. 2003). Nas proximidades de Nazaré esse ramo NE-SW mostra uma inflexão para NW, estendendo-se nesse sentido até o limite estadual Bahia/Pernambuco na região de Curaçá, passando por Caraíba. Como a inflexão é coberta pelos depósitos mesozóicos do rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá, as relações tectônicas entre os dois ramos não são conhecidas. No segmento NNW-SSE, até o presente não foram registradas evidências associações do arco magmático que caracteriza o ramo costeiro.

 

O Ramo Costeiro do CBO

Estágio pré-colisional (~2170-2100 Ma): o arco magmático riaciano.

 A edificação do arco, deflagrada por um evento compressional riaciano teve início entre ~ 2230 Ma e ~ 2170 Ma com a acresção precoce no segmento mais setentrional do arco representados pelos precursores dos granulitos charnockíticos, respectivamente, nas regiões de Buquim (Van Schmuz et al., 1995) e Conde (Figs. 1 e 2). A borda NW do Bloco Salvador-Ilhéus passa a constituir uma margem continental ativa tipo andina (microcontinente) a qual,  em relação ao fechamento do orógeno riaciano, desempenhou o papel de placa superior.

Os ortognaisses do arco não afloram segundo uma faixa contínua, mas distribuem-se em 3 segmentos separados (Fig. 1). O segmento sul (Eunápolis) é constituído por gnaisses tonalíticos com idade de cristalização de ~ 2120 Ma e uma idade de intercepto inferior (-206 ± 530 Ma) que apesar de extremamente imprecisa, é indicativa de perda de Pb durante o pico metamórfico do Cinturão Araçuaí, associado ao qual os gnaisses foram migmatizados. Entretanto, a falta de mapa geológico em escala adequada ainda não permite o estabelecimento de uma continuidade cartográfica segura com o segmento central do arco (contato suposto ? na figura 1). O segmento central (São José) compreende ortogranulitos de composição diorítica a tonalítica com assinatura química depletada TTG, associados a metabasaltos tholeiíticos tipo MORB. Devido à disponibilidade de uma mapa geológico  refinado  na escala 1:100.000 (Arcanjo, 1997)


Figura 2. Perfil tectono-geológico do Ramo Costeiro do CBO e de seu embasamento arqueano, assinalando também a potencialidade metalogenética das principais unidades tectônicas regionais (Modificado de Delgado & Silva, 2004, Apresentação Oral). A numeração das unidades é a mesma assinalada na Figura 1.

 


esse é o segmento mais bem conhecido do arco. Um plúton enderbítico sincolisional deste segmento forneceu uma idade de cristalização de ~2090 Ma, enquanto outro, de composição quartzo diorítica/enderbítica, foi datado em ~2130 Ma (cristalização) e ~2070 Ma (metamorfismo). A presença de metabasaltos tholeiíticos (granulitos básicos com granada) com assinatura química tipo-MORB em associação com a seqüência plutônica primitiva do tipo TTG tem sido interpretada como possível fonte dos magmatismo precursor desses gnaisses (Pinho et al., 2003). Conseqüentemente, pode constituir remanescente de uma crosta oceânica cujo posicionamento e significado na zoneografia original do arco ainda não estão bem esclarecidos. No terceiro (e mais setentrional) segmento um granulito charnockítico da região do Conde apresentou idade de cristalização de ~2170 Ma e idade de intercepto inferior imprecisa, fornecendo a uma idade aparente  ~ 500 Ma, interpretada como uma idade mínima para o metamorfismo (Silva et al., 2002). Outro ortognaisse da região de Buquim (Divisa Bahia/Sergipe) foi datado em ~ 2230 Ma (cristalização) e como a anterior forneceu também uma idade de intercepto inferior de ~ 586 Ma, interpretada como idade de metamorfismo (Van Schmus et al., 1995). Ambas as idades indicam retrabalhamento metamórfico em evento brasiliano, que apesar de imprecisamente datado, situa-se no intervalo neoproterozóico, similar ao obtido no segmento sul do arco, bem como no embasamento adjacente, em Ilhéus.

 

Estágio sincolisional (~2050-2080 Ma): metamorfismo de alto grau, cavalgamento para W e a colagem riaciana.

 O estágio final do orógeno está relacionado com a colagem riaciana ocorrida entre 2080-2050 Ma, conforme as idades metamórficas obtidas em zircões recristalizados em alto grau no arco e no embasamento oriental. A colagem foi caracterizada pelo cavalgamento para W e colisão do arco já amalgamado ao Microcontinente Salvador-Ilhéus (placa superior) contra as placa ocidental (inferior) (microcontinente JIC) e também Bloco e Serrinha, conforme sugerido pela idade de ~ 2950 Ma obtida no ortognaisse tonalítico em Aporá reinterpretados como uma extensão deste bloco (Figs. 1 e 2).

 

O Ramo Intracontinental do CBO

A extensão setentrional do microcontinente JIC no ramo NNW-SSE do CBO tem uma disposição central, sendo cavalgado pelo Bloco Serrinha, a norte do paralelo 11º (a sul o movimento é invertido em uma estrutura em "flor positiva" gerada por transpressão no estágio final da colisão) e no mesmo evento, cavalgando o Bloco Mairi-Gavião (Figs. 1 e 3). Duas associações plutônicas paleoproterozóicas foram até então cartografadas nesse ramo e não apresentam evidências de vinculação com um arco juvenil. A mais antiga, de natureza subalcali-na/mangerítica de natureza crustal (ortogranulitos Riacho da Onça), apresenta idade (mínima) de cristalização de 2130 Ma, está relacionada a uma fase intracontinental de rifteamento, tendo sido metamorfisada há ~2080 Ma no estágio colisional. A mais jovem, representada por extensivo magmatismo sienítico alcalino, foi datada em ~2090 Ma (Batólito Itiúba) pelo método Pb-Pb  evaporação (Conceição et al., 2003) e interpretada pelos autores como uma fase sincolisional, a qual, tampouco pode ser relacionada à edificação de um arco juvenil riaciano. A ausência de magmatismo relacionado a arco nesse segmento e o metamorfismo de alto grau superimposto sugerem que esse ramo corresponde às raízes continentais de um orógeno colisional, daí a sua designação de intracontinental. Apenas no Bloco/Microntinente Serrinha, o período riaciano foi caracterizado pela acresção de plutonismo calcio-alcalino e pelo desenvolvimento de uma bacia o de retro-arco entre 2200 e 2100 Ma (Greenstone Belt Rio Itapicuru (Silva, 1992)).


 

Figura 3. Perfil tectono-geológico do Ramo Intracontinental do CBO e de seu embasamento arqueano, assinalando também a potencialidade metalogenética das principais unidades tectônicas regionais (Modificado de Delgado & Silva, 2004, Apresentação Oral). A numeração das unidades é a mesma assinalada na Figura 1.

 


O BLOCO SALVADOR-ILHÉUS

Essa entidade orogênica foi inferida a partir da datação e discriminação cartográfica de dois diminutos remanescente arqueanos, compostos dominantemente por ortogranulitos, expostos nas regiões metropolitanas de Salvador e Ilhéus. Com base no novo panorama geotectônico proporcionado pelas datações e obtenção de mapas e perfis  geotectônicos regionais atualizados (Fig. 1, 2) especula-se que esses dois segmentos arqueanos expostos correspondem a partes emersas de uma margem continental arqueana mais oriental, possivelmente arrancada da margem ocidental do Cráton do Congo Ocidental (Bloco Gabão). Essa margem continental foi ativada pela acresção do arco magmático riaciano em sua borda ocidental e amalgamada aos outros microcontinentes arqueanos (Serrinha, JIC e Gavião), durante a colagem riaciana que deu origem ao continente arqueano-paleoproterozóico São Francisco, há  ~ 2080 Ma.

O granulito charnockítico da cidade de Ilhéus forneceu uma idade de cristalização de ~ 2720 Ma (1σ), enquanto que o granulito enderbítico de Salvador foi datado em ~2560 Ma (1σ) (cristalização). Ambas as amostras apresentam o registro de um episódio meta-mórfico (M1), datado respectivamente em ~ 2090 Ma (1σ) e 2020 Ma (1σ) (idade mínima). Além desse metamorfismo precoce, relacionado à colagem riaciana, o ortogranulito de Ilhéus apresenta também o registro de um segundo evento metamórfico (M2) datado diretamente em um zircão parcialmente rejuvenescido (com morfologia metamórfica) o qual forneceu uma idade aparente 206Pb/238U muito discordante de 771 ± 9 Ma (1σ). Essa idade deve ser interpretada com cautela e testada em outras amostras da unidade devido ao alto conteúdo em U (~ 2150 ppm) do domínio analisado, responsável por forte metamictização e discordância. Entretanto, a idade de intercepto inferior de (787 ± 62 Ma) obtida pela regressão de um agrupamento de dez análises convalida esse resultado, permitindo a interpretação de ambas as idades aparentes como decorrentes de perda de Pb em um mesmo evento metamórfico brasiliano, de idade imprecisamente medida.

 

CONCLUSÕES

A implantação do CBO, tanto no seu ramo costeiro quanto no intracontinental, é reconhecida pela intensa transposição das estruturas arqueanas e recristalização generalizada sob condições de alta P e dos protólitos dos ortognaisses TTGs, previamente coalescidos no Bloco Itabuna-Curaçá. Devido a essas peculiaridades, as idades arqueanas nesse bloco foram por longo tempo mascaradas pelas dificuldades de acesso a técnicas analíticas de alta resolução espacial no Brasil. Apenas a partir da introdução de análises por microssônda iônica por diversos pesquisadores, o registro isotópico U-Th-Pb arqueano, recuperável apenas em núcleos magmáticos, passou ser acessado em escala microcristalina. Com isso não apenas a acresção arqueana como a história tectono-termal subseqüente (paleoproterozóica) do bloco foi revelada. Entretanto, mesmo na escala intracristalina, os zircões revelaram uma extrema complexidade morfológica, devido ao avançado estágio de corrosão e recristalização sin a pós-pico termal (annealing) de alto grau, fenômeno que causou um generalizado apagamento da memória isotópica U-Th-Pb, dificultando a obtenção de idades de cristalização precisas, mesmo com o emprego de microssônda iônica. Sob essa perspectiva, a borda oriental do CSF na Bahia corresponde a um metacráton paleoproterozóico (sensu Abdelsalam et al. 2002), da mesma forma que a sua borda arqueano-paleoproterozóica em Minas Gerais apresenta características de um metacráton neoproterozóico.

A presente tentativa de reconstituição da colagem riaciana que amalgamou os cinco fragmentos cratônicos brasilianos mostrados na Figura 1, sugere que o fragmento mais oriental (Salvador-Ilhéus) corresponde a um terreno exótico, provavelmente integrante do Cráton do Congo (Gabão) amalgamado ao protocontinente do São Francisco, durante a colagem riaciana (a ponte Gabão-Bahia).

A tentativa de subdivisão do CBO em dois ramos, a caracterização do bloco Salvador-Ilhéus, a configuração cartográfica proposta para o arco paleoproterozóico e o retrabalhamento metamórfico neoproterozóico nesse bloco mais oriental, são hipóteses de trabalho possíveis com os dados atualmente disponíveis. Entretanto, a comprovação ou não dessas hipóteses demanda muito trabalho adicional de mapeamento geológico sistemático, com suporte geofísico e geocronológico intensivo. Os dados paleomagnéticos atualmente disponíveis evidenciam que as regiões leste da Bahia e oeste do Gabão permaneceram unidas, de tal modo que a parte destinada a se tornar CSF configurou uma península do continente Congo (e.g. D´Agrella-Filho et al., 1996, 2004). Finalmente, é importante salientar que a terminação norte do Cinturão Araçuaí deve merecer uma atenção especial, tendo em conta as idades metamórficas neoproterozóicas obtidas no Bloco Salvador-Ilhéus e no arco paleoproterozóico adjacente, cujo significado ainda não é bem compreendido.

 

REFERÊNCIAS

Abdelsalam, M.G.; Liégeois, J.P.; Stern, R.J., 2002. Journal of African Earth Sciences 34, 119-136.

Arcanjo, J. B. A. (org.) 1997. Itabuna, Folha SD.24-Y-B-V. Estado da Bahia. Salvador : CPRM, 276 p. il., 2 mapas. Escala 1:100.000. Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil-PLGB. Convênio DNPM/CPRM.

Barbosa, J. S. F. 1986. Constitution lithologique et métamorphique de larégion granulitique du sud de Bahia, Brésil. Universidade de Paris VI, Paris, Tese de Doutorado, 401 p. Memoir Science de la Terre, 86-34.

Barbosa, J. S. F. & Sabaté, P. 2002. Geological features and the Paleoproterozoic collision of four Archean crustal segments of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil. A synthesis. Anais AcademiaBrasileira de Ciências, 74(2):343-359.

Conceição, H.; Rosa, M.L.S.; Macambira, M.J.B.; Scheller, T.; Marinho, M.M.; Rios, D.C. 2003. 2.09 Ga, Idade mínima para a cristalização do Batólito Sienítico de Itiúba: um problema para o posicionamento do clímax do metamorfismo granulítico (2,05-2,08) no Cinturão Móvel Salvadro-Curaçá, Bahia? Revista Brasileira de Geociências 33 (4), 395-398.

Delgado, I.M.; Souza, J. D.; Silva, L. C.; Silveira Filho, N.C.; Santos, R.A.; Pedreira, A.J.; Guimarães, J.T.; Angelim, L.A.A.; Vasconcelos, A.M.; Gomes, I.P.; Lacerda Filho, J. V, Valente, C. R., Perrotta, M.M., Heineck, C.A. 2003. Escudo Atlântico, In: Bizzi, L.A., Schobbenhaus, C., Vidotti, M., Gonçalves, J.H. (eds.) Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do Brasil. Brasília: Editora Universidade de Brasília/CPRM., 673 p. p 227-334, 1 DVD.

D'Agrella-Filho, M.S.; Feybesse, J.L.; Prian, J.P.; Dupuis, D.; N'Dong, J.E. 1996. Paleomagnetism of Precambrian rocks from Gabon, Congo Craton, Africa. Journal of African Earth Sciences, 22, p. 65-80.

D'Agrella-Filho, M.S.; Pacca, I.G.; Trindade, R.; Teixeira, W.; Raposo, M.; Onstott, T. 2004. Paleomagnetism and 40Ar39Ar ages of mafic dykes from Salvador (Brazil): new constraints on the São Francisco Craton APW path between 1080 and 1010 Ma. Precambrian Research, 132, p. 55-77.

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. Salvador, IG-UFBA, Tese de Doutourado, 411 p.

Pinho, I.C.A.; Barbosa, J.S.F.; Leite, C.M.M. 2003. Petrografia e Litogeoquímica dos metatonalitos e seus enclaves de granulitos básicos da parte sul do cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá, Bahia. Revista Brasileira de Geociências 33(2), 189-200.

Silva, L.C. da, 1991. Geoquímica, petrologia e evolução dos granulitos depletados e não depletados da Bahia. Dissertação de Mestrado. Universidade de Brasília-UnB. Brasília, 143 p.

Silva, L.C. da; McNaughton, N.J.; Melo, R.C.; Fletcher, I.R. 1997. U-Pb SHRIMP ages in the Itabuna-Caraíba TTG high-grade complex: the first window beyond the Paleoproterozoic overprinting of the eastern Jequié Craton, NE Brazil. In: 2th. International Simposyum on Granites and Associated Mineralizations, 1997. Salvador, Extended Abstracts, pp.282-283.

Silva, L.C.da, Armstrong, R., Delgado, I.M., Pimentel, M.M,  Arcanjo,  J.B,  Melo, R.C.,  Teixeira, L.R.,  Jost,H., Pereira, L.H.M., Cardoso Filho. J.M. 2002. Reavaliação da evolução geológica em terrenos pré-cambrianos brasileiros, com base em novos dados U-Pb SHRIMP, Parte I: Limite centro-oriental do Cráton São Francisco na Bahia. Revista Brasileira de Geociências 32 (4), 501-512.

Silva, M.G. 1992. Evidências isotópicas e geocronológicas de um fenômeno de acrescimento crustal transamazônico no Cráton do São Francisco, Estado da Bahia. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 37, São Paulo, Resumos Expandidos, 2: 181-182.

Teixeira, L. R. 1997. O complexo Caraíba e a suíte São José do Jacuípe no Cinturão Salvador– Curaçá. (Bahia, Brasil): petrologia, geoquímica e potencial metatogenético. Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador, Tese de Doutorado, 202 p.

Van Schmus, W.R.; Brito Neves, B.B.; Hackspacher, P.C.; Babinski, M. 1995. U-Pb and Sm-Nd geochonologic studies of the Eastern Borborema Province, Northeast Brazil: initial conclusions, Journal of South American Earth Sciences, 8 (3/4):267-288.