Gélbio Melo Fagundes Rocha nasceu em Vitória da Conquista, na Bahia, em 7 de julho de 1952. faleceu em Salvador, em 2 de novembro de 2006.
Pioneiro na divulgação do Conhecimento geocientífico baiano de forma popularizada na internet, Gélbio Rocha deixou um texto-resumo sobre a Geologia da Bahia, publicado na internet no ano 2000, no site "geocities", em:
http://www.oocities.org/teomag/teogeo/bahiamapa/geolbatxt.htm
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O texto:
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O Estado da Bahia tem uma área de cerca de 567 mil km2, da qual, 80% é compreendida por terrenos geológicos que representam 70% da área do Craton do São Francisco-CSF (Almeida 1977).
O Craton do São Francisco-CSF possui uma notável diversidade de ambientes geológicos com um histórico evolutivo desde o Arqueano até o Recente. Nos vários compartimentos geotectônicos do CSF, no Estado da Bahia (Figura 1), estão distribuídas diversas seqüências vulcanossedimentares a dominantemente sedimentares de baixo grau de metamorfismo reconhecidas, desde o clássico trabalho de Mascarenhas (1973), como terrenos do tipo ou similares a greenstone belts.
As características dos principais greenstone belts e seqüências vulcanossedimentares a sedimentares distribuídos pelos vários compartimentos geotectônicos do CSF, conforme divisão proposta por Barbosa (1996). , com destaque para os blocos
Serrinha Mairí Gavião
Guanambi-Correntina Paramirim Domínio Sobradinho
Lineamento Contendas-Jacobina
Bloco de Serrinha
O bloco de Serrinha faz parte do compartimento geotectônico leste do CSF no Estado da Bahia em cujo embasamento gnáissico-migmatítico estão inseridas registros de seqüências vulcanossedimentares, dos quais os mais destacados são o greenstone belt do Rio Itapicuru (GBRI) e o Grupo Capim (Figura 1).
O Greenstone belt do Rio Itapicuru (GBRI) (GBRI) (Kishida 1979; Silva 1987), situa-se na porção NE do Bloco Serrinha. Sua estratigrafia compreende: (i) uma unidade vulcânica máfica basal, de natureza toleítica de fundo oceânico; (ii) uma unidade vulcânica félsica a intermediária, de quimismo calcialcalino com características similares às de vulcanitos de arcos continentais; e (iii) uma unidade sedimentar constituída de turbiditos vulcano-derivados e sedimentos vulcanoquímicos do tipo chert e BIF. Esse conjunto de supracrustais encontra-se metamorfisado nas fácies xisto verde e anfibolito e intrudido por granitóides do tipo I, sin a tardi-tectônicos, sills gabróicos e corpos lamprofíricos pós-tectônicos (Silva 1987).
Silva (1987 e 1992), embasada em dados de estudos litogeoquímicos e isotópicos propôs um modelo de evolução do GBRI em um ambiente geotectônico do tipo back arc.
Dados geocronológicos Sm-Nd, Pb-Pb, U-Pb em zircões e Rb-SR, obtidos por Silva (1992), Gaal et al. (1987) e Brito Neves et al. (1980), revelaram idades paleoproterozóicas para as rochas supracrustais e intrusivas do GBRI, variando entre 2.2 Ga (basaltos) e 2.0 Ga (granitoides sintectônicos).
Os trabalhos de pesquisa e exploração mineral desenvolvidos no GBRI, além de mineralizações de ouro, tem também evidenciado alvos potencialmente favoráveis à presença de mineralizações de sulfetos de metais-base: o alvo A1 e o alvo Cubango. Em ambos predominam metassedimentos pelíticos associados a metassedimentos químico-exalatívos (cherts albíticos, formações ferríferas e manganesíferas bandadas). Levantamentos geofísicos revelaram a existência de anomalias IP/R e EM, enquanto a geoquímica de rocha e de sedimentos de corrente revelaram valores anômalos para Cu. Furos de sondagem realizados nesses alvos confirmaram a presença de horizontes mineralizados a sulfetos maciços, com predominância de pirita e traços de esfalerita e calcopirita.
Do ponto de vista metalogenético, o GBRI se destaca pela presença de importantes mineralizações auríferas, relacionadas com intensa atividade hidrotermal, corpos sub-vulcânicos e intrusivos, em alguns aspectos similares ao tipo pórfiro, zonas de cisalhamento, e veios de quartzo, quartzo-carbonato e quartzo-sericita, às vezes sulfetados, de estilos stock-work e/ou shear vein.
Outros prospectos de ouro e de metais-base tem sido encontrados no GBRI. O mais notável é a Faixa Deixai, na sua parte norte, que apresenta evidente potencial para mineralizações de Au – Cu, associadas com intrusivas gabróicas, vulcânicas máficas e félsicas e extensiva zona de cisalhamento e de alteração hidrotermal sílico-potassico-carbonática.
O Grupo Rio Capim (RC) situada a leste da cidade de Uauá, de acordo com Winge & Danni (1980), eqüivale a uma seqüência vulcanossedimentar tipo bacia de back arc ensiálica, compartimentada em um andar inferior predominantemente basáltico de natureza toleítica e um andar superior com vulcânicas félsicas. Predominam na seqüência, paragêneses metamórficas da fácies anfibolito, com reequilíbrio retrógrado, localizado, para a fácies xisto verde (Winge 1984). Considerando o posicionamento geográfico, ao norte do GBRI, e as características liotoestratigráficas e litogeoquímicas, é possível comparar o RC com seqüências do tipo greenstone belt, notadamente com o GBRI.
Trabalhos de exploração mineral desenvolvidos no RC pela CBPM, revelaram áreas-alvo com potencialidades para sulfetos de metais – base e ouro. Alguns destes alvos localizados no domínio vulcânico félsico, revelaram intervalos com disseminações de sulfetos, essencialmente piritosos, que investigados com sondagem rotativa não retornaram resultados que indicassem possibilidades de mineralizações econômicas de metais – base (Cu-Zn) e Au.
O ambiente da seqüência reúne características para hospedar mineralizações de metais – base do tipo VMS.
Bloco do Gavião
O bloco do Gavião situado na região de Brumado no centro-sul do Estado da Bahia, representa uma vasta área de exposição do embasamento arqueano do CSF, constituída dominantemente por terrenos graníticos, gnáissicos e migmatíticos e por sequências vulcanossedimentares e dominantemente sedimentares de idades arqueana e paleoproterozóica.
As sequências vulcanossedimentares representam testemunhos de greenstones belts arqueanos, com características litológicas e estratigráficas distintas daquelas das seqüências do bloco Serrinha. Nestas sequências foram identificados os primeiros e mais espetaculares registros no território baiano, de derrames komatiiticos com texturas spinifex bem preservadas. As faixas mais expressivas foram caracterizadas individualmente com as denominações de greenstone belts Umburanas (GBU) (Cunha e Fróes, 1994), Ibitira-Ubiraçaba, Brumado e Guajeru (Cunha et al., 1996) (Figura 1).
O Greenstone Belt de Umburanas (GBU), é o exemplo melhor estudado dentre os greenstones belts do bloco do Gavião. De acordo com Cunha & Fróes (1994), é formado por três unidades litoestratigráficas principais que encerram três ciclos vulcânicos: (i) Unidade Inferior, contendo, na base, rochas vulcânicas meta-ultramáficas komatiiticas com textura spinifex, acompanhadas de metabasaltos e metadacitos toleiíticos compondo o primeiro cíclo vulcânico, seguidas por quartzitos com leitos conglomeráticos, metassedimentos químico-pelíticos (BIF’s, cherts, metacarbonatos, rochas calcissilicáticas) e pulsos discretos de metavulcânicas félsicas, atribuídas ao segundo ciclo vulcânico; (ii) Unidade Média, dominada por rochas metavulcânicas félsicas do terceiro ciclo vulcânico, com intercalações subordinadas de seus equivalentes piroclásticos, epiclásticos e de derrames máficos; e (iii) Unidade Superior, constituída essencialmente de metacarbonatos. Todo o conjunto, segundo os referidos autores, foi intrudido por granitóides, submetidos a pelo menos duas fases de dobramentos e a metamorfismo predominantemente da fácies xisto-verde. Dados geocronológicos Sm-Nd, Pb-Pb (mono zircão) e U-Pb (shrimp) apontam idades em torno de 2.7 Ga para as vulcânicas félsicas da Unidade Média e em torno de 3.0 Ga para as vulcânicas máficas e quartzitos da Unidade Inferior do GBU (Cunha et al., 1996 b).
Do ponto de vista metalogenético o GBU e os demais greenstone belts da região de Brumado, pelos seus atributos litológicos e estruturais, muito semelhantes àqueles dos greenstones do Canadá e da Austrália e pelo seu histórico de descoberta e exploração mineral, são altamente favoráveis para diversos tipos de depósitos minerais, incluindo ouro em zonas de cisalhamento; sulfetos maciços de metais – base em vulcânicas máficas a félsicas; NI-Cu-PGE-Cr em vulcânicas komatiíticas e sills associados; ferro e manganês em formações ferríferas; além de depósitos de minerais industriais (magnesita, talco, vermiculita, calcários e dolomitos para insumos agrícolas, etc.) e de pedras preciosas e ornamentais.
Trabalhos de pesquisa e exploração mineral desenvolvidos nestes greenstone belts, principalmente pela CBPM, tem logrado definir vários alvos, que estão sendo verificados, com potencial para mineralizações de Au, Ni-Cu (PGE), Cr e Cu-Zn. Os alvos mais avançados estão localizados no GBU, e em alguns deles já foram identificadas importantes ocorrências de mineralizações de cobre em ultramáficas e calcissilicáticas (0,4 a 2,1% Cu) e de ouro em xistos e vulcânicas félsicas cisalhadas (0,1 a 7,45 g/t Au).
Um exemplo de seqüência dominantemente sedimentar no bloco Gavião, é o Complexo Licínio de Almeida (CLA), situado na margem leste da Cordilheira do Espinhaço. Souza et al. (1990) define o CLA como um conjunto de litologias de baixo grau de metamorfismo, no qual foram reconhecidos xistos aluminosos, paraderivados, e metassedimentos pelíticos e químicos. A inexistência de litotipos de natureza comprovademente vulcânicos no âmbito do Complexo Licínio de Almeida, constitui uma das dificuldades de compará-lo a seqüências do tipo greeenstone belt. De acordo com Rocha (1990) o CLA resultou de uma sedimentação psamítico-pelítico-química, em uma bacia epicontinental arqueana/proterozóica, sem vulcanismo proximal. O CLA repousa discordantemente sobre o embasamento gnáissico-migmatítico arqueano do CSF e está sotoposto, em discordância erosional, ao Supergrupo Espinhaço do Proterozóico Médio (Rocha op. cit.).
O CLA hospeda importantes depósitos de manganês relacionados com formações ferríferas e exibe interessantes ocorrências de ouro ao longo de zonas de cisalhamento, interceptando os seus sedimentos químicos. Estes registros e o ambiente geológico do CLA, atribuem-lhe favorabilidade, não só para hospedar depósitos de manganês e ouro, mas também depositos de metais – base sedimentar-exalativos (SEDEX).
Bloco de Guanambí-Correntina
No bloco de Guanambí-Correntina, no oeste da Bahia, são encontrados alguns registros remanescentes de seqüências vulcanossedimentares do tipo greenstone belt, sendo o greenstone belt de Riacho de Santana (GBRS) o exemplo mais expressivo (Silveira et al., 1996 e Silveira & Cunha 1997).
O GBRS conforme Silveira et al. (1996) e Silveira & Cunha (1997) comporta três unidades litoestratigráficas: (i) Unidade Inferior composta de rochas vulcânicas ultramáficas komatiíticas, associadas a sedimentos químicos e detríticos; (ii) Unidade Intermediária constituída por metavulcânicas máficas e félsicas e metassedimentos químicos e pelíticos; e (iii) Unidade Superior constituída essencialmente por sedimentos sílico-carbonáticos, tipicamente de ambiente plataformal, com intercalações de metabasaltos.
Os conjuntos litológicos do GBRS exibem metamorfismo predominantemente da fácies xisto verde, com variações laterais para a fácies anfibolito. Foram intrudidos por maciços plutônicos e por diques e sills sub-vulcânicos, geralmente porfiríticos, de afiliação alcalina. O mais expressivo é o maciço Cara Suja, constituido por sienitos e alcai-granitos (Silveira & Cunha op. cit.).
Datações radiométricas, pelo método Sm-Nd e Pb-Pb, realizadas em rochas do GBRS, revelaram idade modelo TDM de 2.33 Ga e de 2.7 Ga para os metabasaltos e intrusivas alcalinas , respectivamente e idade Pb-Pb de 2.0 Ga para a cristalização do maciço Cara Suja (Leal, L.R.B. apud Silveira & Cunha op. cit.).
Em relação ao potencial metalogenético do GBRS, muitos dados estão disponíveis, resultantes de uma variedade de trabalhos de pesquisa e exploração mineral realizados nos seus domínios pela CBPM. Segundo relato de Silveira & Cunha (op. cit.) esses trabalhos definiram vários alvos favoráveis à presença de sulfetos de metais-base e ouro, em geral associados a um contexto com evidências de intensa atividade hidrotermal, com a presença de sedimentos químicos e químico-exalativos, vulcânicas ultramáficas, máficas e félsicas e intrusivas porfiríticas de natureza alcalina (Silveira & Cunha op. cit.). O alvo mais importante definido no GBRS é um expressivo corpo de gossan, com mais de 100 metros ao longo do strike, associado com um pacote de metatufito-chert e carbonatos e uma anomalia de IP/R com cerca de 800 metros de extensão, no qual foram obtidos valores de até 1,3% de Cu e vários valores de ouro variando entre 2 e 5 g/t Au.
Bloco do Paramirim
O bloco do Paramirim faz parte do compartimento geotectônico oeste do Estado da Bahia. Nos seus domínios além do predomínio das rochas graníticas, gnáissicas e migmatíticas da infrestrutura do CSF, ocorrem também associações de seqüências vulcanossedimentares a dominantemente sedimentares, constituindo faixas isoladas geralmente estreitas e alongadas, com orientação geral norte-sul e dispostas em meio aos granitos, gnaisses e migmatitos da infraestrutura do CSF (Figura 1). A compreensão de que estas associações possam representar partes de seqüências sedimentares e vulcanossedimentares independentes, ou se são frações de uma mesma seqüência greenstone belt, posteriormente desagregada, ainda é tema de controvérsia.
As faixas dominantemente sedimentares localizam-se essencialmente, ao longo da margem oriental da cordilheira do Espinhaço. A faixa de maior expressão e mais conhecida, com de 64 km de comprimento e largura de 3 km, atravessando as cidades de Macaúbas e Boquira, hospeda as mineralizações stratabound e/ou estratiformes de Pb-Zn (Cd-Ag) da exaurida Mina de Chumbo da Boquira. Foi originalmente denominada de Unidade Boquira por Diniz Gonçalves (apud Cunha et al., 1993) e em seguida renomeada para Formação Boquira por Nagell (1970). Esta denominação continua sendo utilizada, na atualidade, pela maioria dos pesquisadores para a designação exclusiva dessa faixa.
Os principais componentes litológicos da Formação Boquira foram caracterizados por Rocha (1985) e Carvalho (1982), como verdadeiras formações ferríferas bandadas das fácies óxido, silicato e carbonato, com quatro subfácies principais: quartzo-magnetita, quartzo hematita, silicato-magnetita e carbonato-magnetita (Rocha, op cit.).
A Formação Boquira não possui registros comprovados de rochas vulcânicas. Foi interpretada como uma seqüência químico-sedimentar isolada, sem características de greenstone belt (Soares et al., 1990, não publicado), formada em uma bacia epicontinental de águas rasas, de circulação semi-restrita e com presença de organismos anaeróbicos (Rocha, 1985). Quanto à idade, Rocha (1990) discute a possibilidade da seqüência litológica da Formação Boquira ter sido formada no final do Arqueano ou no Proterozóico Inferior, considerando as datações do embasamento (com idades em torno de 2.6 Ga) e de granitóides intrusivos (com idades transamazônicas de 2.0 Ga.).
A mineralização de Pb-Zn (Cd-Ag) da Formação Boquira, representada fundamentalmente, pela já exaurida Mina de Chumbo da Boquira, está intimamente associada à subfácies BIF, silicato-magnetita. A mina de Boquira foi entre 1959 e 1985 a maior mina de Pb e Zn do Brasil, com um conteúdo metálico (produção + reservas) da ordem de 650 mil toneladas de Pb + Zn. O minério é concordante com o bandamento da rocha encaixante e ocorre também remobilizado, ao longo de zonas de falhas e de cisalhamento, associado a quartzo leitoso, calcita, clorita, biotita e às vezes granada (Rocha 1990). Várias hipóteses têm sido levantadas em relação à gênese do minério. Recentemente, Carvalho et al (1997), realizaram estudos isotópicos na mineralização, tendo os resultados apontado claramente para uma fonte crustal para o Pb (embasamento). Os autores propõem que um modelo SEDEX, no qual o minério teria sido transportado para o ambiente marinho através de soluções hidrotermais e se depositado juntamente com os sedimentos (sediment-hosted massive sulfide deposit).
As faixas vulcanossedimentares estão distribuídas na planície do bloco de Paramirim e na margem ocidental da Chapada Diamantina, havendo em algumas delas registros de mineralizações de ouro com cobre associado, como o pequeno depósito de Au (Cu) da Baixa Funda em Ibiajara. A mais expressiva destas faixas, situa-se na porção central do Vale do Paramirim, entre o povoado Cristais, sul de Ibipitanga, e a cidade de Caturama, com o comprimento de 45 km e largura entre 1 e 4 km. Soares et al. (1990) atribuíram a esta faixa a denominação de Faixa Paramirim e a consideram como uma associação vulcanossedimentar do tipo greenstone belt, distinta da Formação Boquira e com potencialidade para mineralizações de metais-base e ouro.
Domínio de Sobradinho
O Domínio de Sobradinho (Figura 1), na região do médio rio São Francisco, parece ser de acordo com Barbosa (1996) um prolongamento para norte dos blocos Gavião e Paramirim. Nesse domínio encontram-se várias seqüências vulcanossedimentares definidas como Complexos Barreiro e Salitre (Dalton de Souza et al. 1979) e as seqüências metassedimentares, com metavulcânicas subordinadas, referentes aos complexos Colomí e Casa Nova e Casa Nova (situado no contexto do sistema de dobramentos Riacho do Pontal), ambos definidos por Dalton de Souza et al. (op. cit.). Destaca-se nesse Domínio de Sobradinho o Complexo Salitre, descrito por Dalton de Souza & Teixeira (1981) como uma seqüência vulcanossedimentar de baixo grau metamórfico, comparável a um greenstone belt, constituída por metavulcanitos ultramáficos, máficos e félsicos e metassedimentos psamíticos, pelíticos e químico-exalativos associados. Estas características do Complexo Salitre, descritas por Dalton de Souza & Teixeira (op cit.), tem sido confirmadas e aprimoradas pelos trabalhos de pesquisa e exploração mineral realizados pela CBPM na região. Ribeiro & Silva (no prelo) definem a seqüência vulcanossedimentar do Rio Salitre, e intrusivas associadas, como um conjunto granito-greenstone (GBS), com a presença de basaltos toleiíticos de komatiíticos de fundo oceânico, associados a vulcanitos félsicos de ambiente de arco vulcânico e a sedimentos químico-pelíticos, em sua maior parte vulcanoderivados.
Os trabalhos de pesquisa e exploração mineral realizados pela CBPM na área do complexo Salitre tem resultado na delimitação de vários alvos favoráveis para mineralizações de metais – base e ouro e na descoberta da faixa com concentrações de sulfetos maciços e disseminados no alvo Sabiá, com uma extensão de 1.600m e largura de 20m ao longo do strike. Trata-se de um nível de sulfetos maciços com pirita e pirrotita e traços de calcopirita e esfalerita, encaixado em rochas calcissilicáticas tremolitizadas, no topo estratigráfico do pacote vulcanogênico inferior do greenstone belt Rio Salitre (GBS). Pesquisas exploratórias estimaram uma reserva de 9,5 milhões de toneladas de sulfeto de ferro nesta faixa mineralizada. Nas zonas adjacentes aos níveis mineralizados em sulfeto maciço, foram observadas feições de alteração hidrotermal (silicificação, cloritização, carbonatação, feldspatização, biotitização e turmalinização). Ribeiro & Silva (no prelo), com base em dados de análises isotópicas de S, realizadas pelo Dr. Sundaram Iyer, na Universidade de Calgary, Canadá, propuseram o modelo volcanic- exhalative massive sulfide – VMS para a origem das mineralizações sulfetadas do alvo Sabiá no GBS.
As datações radiométricas, disponíveis na literatura geológica, apontam idades proterozóicas, da ordem de 2.0 Ga ( Rb-Sr rocha total, Ri = 0.706) para as supracrustais do Domínio Sobradinho (Dalton de Souza et al. 1979; Brito Neves et al. 1980).
Lineamento Contendas-Jacobina
O lineamento Contendas-Jacobina com o trend geral N-NE e mais de 500 km de extensão, eqüivale à sutura de uma colisão continente-continente, acontecida no Paleoproterozóico, que na atualidade marca os limites entre os blocos crustais oriental e central do Craton do São Francisco - Bloco Jequié e Bloco Gavião (Sabaté et al. 1990). No contexto deste lineamento localizam-se as estruturas da Cinturão Vulcanossedimentar Contendas-Mirante, do greenstone belt Mundo Novo e do Grupo Jacobina (Figura 1).
O Cinturão Vulcanossedimentar Contendas-Mirante (CVCM)-(Figura 1), é constituído de formações supracrustais predominantemente metamorfisadas na fácies xisto verde com um aumento progressivo para a fácies anfibolito em direção aos seus bordos (Marinho, 1991). Conforme Marinho (op cit.) é constituído por três unidades litoestratigráficas: (i) a Unidade Inferior essencialmente constituída de metavulcânicas máficas a félsicas (derrames e predominantemente piroclásticas) com intercalações de metassedimentos químicos (mármores, metacherts e formações ferríferas bandadas) e de metassedimentos detríticos imaturos. A assinatura geoquímica das metavulcânicas é dominantemente toleiítica, sendo o caráter cálcialcalino assinalado nos termos piroclásticos félsicos. Recentemente Cunha (1996) identificou também a ocorrência de metabasalto komatiitico nessa unidade. Marinho (1991) utilizando os métodos Sm/Nd, Pb/Pb e U/Pb determinou idades de 3.0 Ga a 3.3 Ga para as metavulcânicas desta unidade; (ii) a Unidade Média composta por sedimentos epiclásticos, pelito-psamíticos com contribuição subordinada de termos vulcânicos predominantemente máficos e cálcioalcalinos. Marinho (1991) determinou idade Pb/Pb de 2.5 Ga para as metavulcânicas máficas e idade Rb/Sr de 2.0 Ga para o metamorfismo desta unidade; e (iii) a Unidade Superior, composta essencialmente por sedimentos epiclásticos areníticos e conglomeráticos. Datações realizadas por Nutman, Cordani e Sabaté (apud Marinho et al. 1992) em zircões detríticos de um leito conglomerático desta unidade apontaram a idade de deposição deste conglomerado entre 2.15 e 1.9 Ga, respectivamente as idades dos zircões detríticos mais jovens e das intrusões graníticas Transamazônicas que cortam a seqüência.
O CVCM é intrudido por vários plutons granitóides, arqueanos e proterozóicos, e por alguns corpos máficos a ultramáficos. Dentre os corpos máficos a ultramáficos, destaca-se como o maior e mais importante, o Sill Estratificado do Rio Jacaré, representado por um pacote de rochas máficas a ultramáficas, predominantemente gabróicas com idade de 2.474 Ma (Marinho, 1991).
Nas litologias do CVCM estão destacadamente impressos os efeitos de duas fases de dobramentos aproximadamente coaxiais e de orientação norte-sul.
No âmbito do CVCM, mais acentuadamente, em estreita relação com os litotipos de sua unidade inferior, foram assinalados inúmeras anomalias geoquímicas de Pb, Zn, Cu, As, Ag e Au (as predominantes), em sedimentos de corrente, solo e rochas; várias anomalias aerogeofísicas eletromagnéticas, definindo expressivos condutores de bedrock, além de valores elevados e persistentes de zinco metálico e cobre nativo nos terraços dos rios de Contas e Sincorá. Foram também descobertas inúmeras mineralizações filonianas de barita às vezes com sulfetos de Cu, Pb e Zn disseminados; algumas mineralizações auríferas; corpos de sulfeto maciços a pirita-pirrotita; além de quatro depósitos titano-magnetitíferos maciços, ricos em vanádio, anômalos em PGE e hospedados no sill estratificado gabróico do rio Jacaré.
Marinho (op. cit.) propõe que o CVCM tenha sido gerado num ambiente do tipo rift continental com posterior evolução para um contexto oceânico.
O greenstone belt de Mundo Novo (GBMN) (Figura 1), foi definido por Mascarenhas & Silva (1994) como o conjunto metamórfico de baixo grau, compreendendo rochas basálticas, lavas e piroclásticas andesíticas e dacíticas, grauvacas, sedimentos químico-exalativos (cherts, BIF), que ocorre na região entre Piritiba e Mundo Novo. Pertencem a esse conjunto, de acordo com os autores supracitados, fatias tectônicas de rochas ultramáficas embutidas nos metassedimentos do Grupo Jacobina. Esses autores propõem ainda que, em decorrência de um arqueamento positivo do embasamento, seguido de erosão e distensão crustal, tenha se instalado, sobre o GBMN, o rift, cujos elementos representativos constituem o chamado Grupo Jacobina.
Dados geocronológicos disponíveis indicam que a idade do GBMN esteja situada entre o arqueano superior e o início do proterozóico inferior, algo em torno de 2.7 - 2.5 Ga. Recentemente, Silva (1998, no prelo) obteve uma idade modelo Sm-Nd (TDM 2.6 Ga), em dacitos da região de Mundo Novo, corroborando o pressuposto incial de que o GBMN seja do final do Arqueano.
Do ponto de vista metalogenético existem vários registros de garimpos de ouro associados às litologias do GBMN, notadamente nas rochas ultramáficas (Silveira & Conceição Filho 1991). No que diz respeito à presença de sulfetos de metais-base, os trabalhos desenvolvidos pela Unigeo Geologia e Mineração S. A. na região da Faz. Coqueiro (estrada Mundo Novo– Morro do Chapéu) detectaram a existência de anomalias geofísicas, por métodos magnéticos (HLEM, Max Min e IP), e anomalias geoquímicas de solo e de sedimentos de corrente (Mascarenhas & Silva 1994). Os autores supracitados reportam ainda que a área em questão foi sondada, tendo sido encontradas disseminações e níveis maciços de sulfetos (pirita, pirrotita, calcopirita, esfalerita e galena, com ouro associado) em rochas metavulcânicas máficas e félsicas associadas a metassedimentos químico-pelíticos.
Conclusões
Os dados compilados sobre as diferentes sequências vulcano-sedimentares do CSF, no Estado da Bahia, confirmam, na maioria delas, a presença de metabasaltos e sedimentos, ambos de fundo oceânico, associação reconhecida como um dos principais indicadores da potencialidade de um ambiente para presença de sulfetos maciços vulcano-exalativos (VMS). Dentre essas detacam-se as sequências do GBRI, GBU, GBMN, GBRS, e GBS. Nas demais sequências, caracterizadas como bacias intracratônicas (Boquira, Licinio de Almeida/Urandi) e do tipo rift (Contendas-Mirante), nas quais não foi detectada a existência de um substrato vulcânico oceânico, a presença de cherts, sedimentos manganesíferos, sedimentos carbonáticos, formações ferríferas, etc.. evidencia a ocorrência de processos de precipitação química hidrotermal. Tais processos podem ter propiciado a formação de depósitos de sulfetos de natureza sedimentar-exalativa (SEDEX).
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A Bahia possui a geologia mais diversificada e uma das mais bem estudadas do país. Em seu território afloram rochas formadas ao longo de quase toda a escala do Tempo Geológico, desde o Arqueano ao Quaternário. Como veremos mais adiante, muita dessas rochas são portadoras de mineralizações economicamente importantes, as quais colocam a Bahia como o quarto maior produtor mineral e o faz detentor de uma das maiores reservas de ouro conhecidas do Brasil.
Arqueano
As rochas arqueanas formam o embasamento e se distribuem em várias regiões da Bahia, principalmente no sudoeste, em Jequié, vale do Paramirim, Cinturão de Itabuna, etc. Como são rochas muito antigas, foram submetidas a uma evolução tectono-metamórfica (deformação em condições de alta pressão e temperatura) bastante complexa que apagou muito das informações originais. De um modo geral, as rochas arqueanas são constituídas por rochas gnáissicas ou graníticas contendo restos intercalados de rochas sedimentares e vulcânicas formadas nos primórdios da evolução da Terra.
No sudoeste da Bahia, na região situada entre as cidades de Vit. da Conquista e Brumado, foram encontradas as rochas mais antigas da América do Sul e uma das mais antigas do mundo. Esta região está bem estudada graças ao trabalho, principalmente, do geólogo baiano Moacir Moura Marinho feitos na década de 70 e 80. As medições geocronológicas realizadas nestas rochas por este autor (denominadas de Maciços Sete Voltas, Boa Vista, Aracatu, Umburanas, etc.) pelos métodos Rb/Sr, Pb/Pb, U/Pb e Sm/Nd, indicaram idades variando em torno de 3,4 bilhões de anos. Além das idades, as rochas do sudoeste da Bahia, mais precisamente na região de Contendas-Mirante, apresentam características químicas e texturais indicativas da existência, na época de sua formação, de pequenas bacias oceânicas, circundadas por pequenos continentes. Nesta época, a vida se resumia a alguns tipos de bacterias e compostos orgânicos e, na atmosfera, não havia oxigênio livre.
Os processos dinâmicos do planeta, atuantes desde o arqueano, provocaram o choque entre as pequenas placas, causando o desaparecimento dos oceanos, formação de vulcões, intrusão de granitos, soerguimentos das rochas em forma de cadeias de montanhas e desnudação (formação de planícies), através da erosão ao longo do tempo.
No tempo Arqueano formaram-se os depósitos minerais mais antigos da Bahia: ferro-titânio-vanádio de Maracás, manganês do Cinturão de Itabuna e ocorrências promissoras de ouro (chumbo, cobre e zinco) em Contendas-Mirante.
Proterozóico Inferior
A Era do Paleoproterozóico ou do Proterozóico Inferior, compreendida entre 2,5 Ga. e 1,6 Ga., foi a mais rica em todo o tempo geológico da Bahia para a concentração de bens minerais. Foi neste tempo que se originaram as grandes concentrações de ouro de Jacobina e Serrinha, o chumbo e zinco de Boquira, cromita de Senhor do Bonfim e Campo Formoso, cobre do vale do Curaçá, talco e magnesita de Brumado, ferro-titânio-vanádio de Campo Alegre de Lurdes, fosfato de Angico dos Dias e de Ipirá, esmeralda de Campo Formoso e Anagé
As rochas do Paleoproterozóico ocorrem em amplas áreas do Bahia em íntima relação com as rochas arqueanas, sendo, às vezes, quase impossível separar um domíno do outro. Identifica-se rochas geradas nesta Era, principalmente no embasamento do norte e nordeste (Juazeiro, Campo Alegre de Lurdes, Jacobina, Campo Formoso, Itiúba, Serrinha, Curacá, etc) e do sudoeste (Contendas-Mirante, Brumado, Paramirim, Guananbi, etc.). Dentre estas áreas, destaca-se a faixa Mirante-Jacobina que se extende desde às proximidades de Vitória da Conquista, a sul, até Jaguararipe, a norte. Esta faixa é testemunha de uma intensa fase tectônica de colisão entre diferentes partes da crosta oceânica e continental ocorrida há, aproximadamente, 2,0 Ga, denominada pelos geólogos brasileiros de Ciclo Transamazônico. O Ciclo Transamazônico foi responsável pela elevação de grandes cadeias de montanha e pela concentração de diversos metais no passado geológico da Bahia.
Proterozóico Médio
Ao mesmo tempo que o ciclo do Paleoproterozóico se fechava, provocando esforços compressionais geradores de cadeias de montanhas, como no exemplo da Faixa Mirante-Jacobina, em outras regiões, esta forças eram compensadas por forças estensionais abridoras de bacias sedimentares. Não fugindo a esta dinâmica, o início do Proterozoico Médio na Bahia marcou o tempo de abertura da grande bacia sedimentar do Espinhaço-Chapada Diamantina (situada na região central), a qual abrange cerca de 25 % do território baiano. Esta bacia inicia-se em função do rachamento da crosta e derrame de um grande volume de rochas vulcãnica félsicas (Rio dos Remédios, Rio de Contas, Paramirim, Ibitiara, Macaúbas, Caetite, etc). Após a este vulcanismo, chamado pelos geólogos de Rio dos Remédios, seguiu-se uma sedimentação em dois ciclos cada um deles variando de sedimentação flúvio-eólica, deltaica, a marinha rasa e profunda.
As mineralizações associadas ao Proterozóico Médio são representadas pelas concentrações de urânio de Caetité, ouro e diamante (explorados na Chapada Diamantina desde a época colonial), quartzito Azul Macaúbas (rocha ornamental), barita (Ibitiara) e ametista (Brejinho das Ametistas).
Proterozóico Superior
Na Era anterior não houve compressão tectônica expressiva que possibilitasse a inversão da bacia Espinhaço-Chapada Diamantina. Assim, esta bacia continuou a receber sedimentos, sem sofrer grandes interrupções, durante o Proterozoico Superior. Esta Era inicia-se com uma glaciação de caráter global, na qual as geleiras cobriram grande parte do território da Bahia, contribuindo para a sedimentação, iniciada no Proterozóico Médio, e marcando o início de uma grande plataforma carbonática depositada em um ambiente de mar raso e calmo. Ao final, repete-se o ciclo verificado no fim do Paleoproterozóico, quando as forças compressionais oriundas no interior da Terra provocam o choque de blocos crustais fazendo surgir novas cadeias de montanhas e novas bacias sedimentares.
Por fim, a maioria das mineralizações originadas no Mesoproterozóico são reconcentradas e verifica-se a deposição de fosfato, zinco-chumbo na plataforma carbonática (Irecê).
Paleozóico
Na Bahia, as rochas do Paleozóico ocorrem no extremo noroeste (proximidades de Campo Alegre de Lurdes, fronteira com Piauí) e extremo nordeste (região de Paulo Afonso e Santa Brígida, fronteira com Sergipe). Representam segmentos preservados da grande Bacia do Parnaíba que se extendia por quase todo o nordeste brasileiro. Esta bacia teve início logo após o final da grande formação de cadeias de montanhas, ocorrida no final do Proterozóico Superior e início do Paleozóico (Cambriano). A partir deste período, a crosta terrestre, nesta parte do planeta, começou a se esfriar, cessando as pertubações orogenéticas do ciclo anterior. A tectônica tornou-se mais atenuada, de caráter epirogenético e estensional, com a dinâmica interna do planeta induzindo apenas a formação de rachaduras profundas na crosta, vulcanismo ácido, e fazendo aparecer bacias subsidentes intracratônicas, as quais, entretanto, não sofreram nenhum esforço compressivo durante a sua evolução.
A Bacia do Parnaíba é constituída por um conjunto de camadas sedimentares, com até 3.000 m de espessura(Schobbenhaus & Campos 1984), formado, predominantemente, devido a interação entre avanços e recuos de um mar raso sob clima temperado, glacial e extremamente árido. Segundo vários autores (vide Villas-Boas 1996), durante a glaciação devoniana, a capa de gelo avançou de sul para norte, cobrindo parcialmente a bacia e deixando como registro uma sedimentação típica de geleiras (diamictitos e varvitos).
Mesozóico
As rochas do Mesozóico ocorrem na bacia do Recôncavo-Tucano, nas bacias submersas ao longo da costa atlântica e na bacia do Urucuia (extremo oeste). Estas bacias se formaram em função de intenso processo tectônico-magmático que reativou a Plataforma Sul-Americana durante o Jurássico. Neste período iniciou-se o rompimento do continente Gondwana (super continente formado pela junção da América do Sul, África, Índia, Austrália e Antárdida) e a abertura do oceano Atlântico Sul. A rachadura na crosta ("rift"), que provocou a separação do Gondwana, foi seguido por derrames de lavas basáltica sobre amplas áreas da plataforma (Amazônia, Rio Grande Norte, Paraiba, Ceará, Paraná, etc.). O volume de lavas basalticas da Bacia do Paraná (Formação Serra Geral), por exemplo, é considerado como o mais expressivo de todo o planeta (Santos et al. 1984)
A Bacia Recôncavo-Tucano compreende uma faixa norte-sul de aproximadamente 100 km de largura e se extende desde Salvador até a fronteira com Sergipe, nela se acumularam importantes depósitos de petróleo que, até a década de 70, representava a principal fonte deste combustível no território brasileiro. Em função da progressão do rachamento da crosta e do avanço do Oceano Atlântico por sobre o continente, a evolução da bacia pode ser sintetizada em quatro estágios : sequências do Continente, do Lago, do Golfo e do Mar (Asmus 1984 & Schobbenhaus e Campos 1984).
A Sequência do Continente (ou pré-rift) representou o estágio de instalação de uma depressão, circundada por um relevo pronunciado, onde se depositaram sedimentos dominados pelos processos essencialmente continentais, ou seja, sedimentação do tipo eólica, flúvio-deltaica e lacustre (formações Aliança e Sergi). No Cretáceo, com o aprofundamento da rachadura crustal, formou-se um grande lago interior (Sequência do Lago ou fase sin-rift), no qual se acumularam sedimentos lacustrinos e flúvio-deltáicos (Grupo Brotas). Neste estágio, proliferou-se, abundantemente, os organismos planctônicos que, mais tarde, iriam ocasionar os depósitos de petróleo da bacia. Após esta fase, o Atlântico avançou e fez as primeiras incursões no Recôncavo. Inicialmente, a chegada do mar possibilitou a formação de um ambiente de "sabka", composto de águas rasas e extremamente salinas, representado parcialmente pelos sedimentos da Formação Marizal (Sequência do Golfo ou fase pós-rift). Após a deposição da Formação Marizal, depositados em discordância angular sobre o Grupo Brotas, seguiu-se um período predominantemente erosional entre o Cretáceo Médio e o Oligoceno (Magnavita 1996). O Oceano Atlântico invadiu toda a área entre este último período e o Mioceno, e provocou a deposição dos sedimentos da formações Algodões e Sabiá (Sequência do Mar).
A tectônica que provocou a abertura do Atlântico repercutiu também nas partes mais internas do continente. Na região do extremo oeste (cidades de Barreiras, Correntina, Cocos, Coribe, etc.), na fronteira com Goiás, ocorre uma extensa área de afloramentos de um pacote de sedimentos com espessura em torno de 300 m (Formação Urucuia), depositados em uma depressão há 85 milhões de anos atrás. Provavelmente esta depressão represente o início de um "rift" semelhante aquele das bacias atlânticas, sem, entretanto, atingir o ciclo completo. Registra-se a presença de rochas vulcânicas e vulcanoclásticas básico-alcalinas associadas a formação desta bacia em Minas Gerais, nas quais são encontradas idades de 80 milhões de anos (Inda et al. 1984).
A Formação Urucuia é constituída por conglomerados localizados, siltitos na base e arenitos no topo e registros de folhelhos betuminosos e canga látero-manganesifera (Fernandes et al. 1982). Todo o pacote foi depositado em ambiente predominante continental flúvio-eólico no Cretáceo. A idade cretácica é estabelecida, principalmente, com base na presença de macro e microfósseis.
Os recursos minerais acumulados na Era Mesozóica são constitúidos, principalmente, por petróleo, principal fonte energética do mundo moderno, turfa, xisto betuminoso, arenito asfáltico na região de Maraú. e depósitos de evaporitos. Os evaporitos são representados por níveis de barita (sulfato de bário) e gipsita (sulfato de cálcio), localizados entre às formações Taipu-Mirim e Algodões (Sequência do Golfo) na região de Maraú. Salgema (NaCl), com anidrita (CaS04), é produzida em Matarandiba (ilha de Itaparica) associada à Formação Afligidos de idade Triássico/Permiana.
Cenozóico
Enquanto na Era anterior predominou uma tectônica do tipo estensional, com rachamentos profundos na crosta e separação de bacias limitadas por falhas. O Cenozóico, se carateriza mais por um tectônica de soerguimento flexural (epirogenética), na qual amplas partes do continente sobem lentamente e ficam mais sujeitas à erosão. Entretanto, os mecanismos que continuam a separar o Brasil da África provocam pertubações tardias importantes, reativando antigas falhas e reacendendo novas injeções magmáticas.
Na Bahia, além dos sedimentos cenozóicos associados a evolução da Bacia do Recôncavo (descrita anteriormente), as rochas originadas durante esta Era estão restritas, principalmente, à costa atlântica, aos vales dos rios e aos planaltos de Vitória da Conquista, Chapada Diamantina, etc. Dentre elas destacam-se as rochas das formações Barreiras e Caatinga, os depósitos de diatomita e as areias monazíticas.
Após o soerguimento epirogenético ocorrido no Plioceno (entre 3 e 5 Ma) e o consequente recuo do nível do Oceano Atlântico, praticamente toda a costa baiana foi coberta pelos sedimentos da Formação Barreiras. Este soerguimento pode ter sido precedido por reativações de falhas e derrames vulcânicos como atestam as ocorrências de rochas máficas e ultramáficas terciárias verificadas no Rio Grande do Norte e Paraíba. Na Bahia, recentemente, foi descrita a presença de rochas magmáticas em associação com a Formação Barreiras no litoral de Porto Seguro ( ). Esta formação possui espessura máxima em torno de 60m e composição terrígena constituída de areias, argilas e conglomerados depositados em ambiente continental (leques aluviais, fluvial e flúvio lagunar).
A Formação Caatinga ocorre no vale do rio Salitre (nordeste do Estado) e é constituída por rochas calcárias originadas a partir da dissolução de rochas carbonáticas mais antigas (Grupo Bambuí) provocada pelas águas superficiais de rios e enxurradas. Estas rochas são consideradas como tendo sido formadas no Quaternário devido a presença de fósseis (gastrópodes) do tipo Biomphalaria sp., Stropchocheilus sp., Bulimulus sp., Artemon Anchadai. Algumas partes do calcário Caatinga são exploradas como rochas ornamentais de grande aceitação no mercado nacional e internacional (mármore Bege Bahia).
As diatomitas (mineral silicoso, muito fino e poroso empregado na fabricação de filtros) são encontradas nas coberturas formadas sobre a Chapada Diamantina e no Planalto de Conquista. Os depósitos deste bem mineral são gerados em decorrência do acúmulo de algas diatomáceas em lagoas de água doce em períodos recentes. Por fim, entre as cidades de Una e Belmonte, ocorrem cordões litorâneos ricos em areias monazíticas com zircão e ilmenita. Tratam-se de minerais pesados, retirados de rochas mais antigas pela erosão e transportados até a zona costeira, que servem de fonte para elementos raros como: Zr, Ce, La, Nd e Th.
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LEGENDA
1- Bloco Gavião
2 - Bloco Paramirim
3 - Bloco Guanambi-Correntina
4 - Sequências Metassedimentares e vulcano-sedimentares
5 - Cinturão Contendas-Mirante
6 - Bacia Jacobina-Itapicuru
7 - Bloco Jéquie
8 - Cinturão Itabuna
9 - Bloco Serrinha
10 - Bloco Mairi
11 - Cinturão Salvador-Curaça
12 - Cinturão Salvador-Esplanada
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