Grupo Chapada Diamantina

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Estratos em camadas, na Chapada Diamantina.

O Grupo Chapada Diamantina, datado dos períodos meso a neoproterozoico, constitui um dos grupos geológicos que, junto com os grupos Rio dos Remédios e Paraguaçu, forma a unidade morfológica conhecida como Chapada Diamantina, na região central do estado brasileiro da Bahia.[1]

Estratigrafia[editar | editar código-fonte]

Dividido em três formações, é o grupo que apresenta maior extensão em área no aulacógeno.

Na base, a Formação Tombador consiste em um pacote sedimentar de aproximadamente 400 metros de espessura, composto por arenitos fluviais e marinhos rasos bem selecionados e de granulometria bimodal, compostos por quartzo e feldspatos. Ocorrem também lentes de conglomerados diamantíferos suportados pelos seixos ou pela matriz e com seixos pequenos, podendo apresentar estratificação grosseira. Os arenitos gradam ascendentemente para os pelitos de ambiente marinho raso que ocorrem associados a lentes de carbonato da Formação Caboclo. A norte de Mucugê, ocorre o Membro Lavras, sendo formado por uma alternância entre arenitos e conglomerados, com seixos de arenitos rosa e quartzitos brancos e verdes [2]. Os zircões detríticos indicam uma idade de deposição máxima de 1450 Ma.[3] A Formação Tombador aflora principalmente na região das serras do Sincorá e do Bastião.

Em contato normal com a Formação Tombador, a Formação Caboclo é composta principalmente por arenitos e pelitos, com conglomerados associados. Os arenitos são de coloração avermelhada, apresentando granulometria fina a média e bem selecionados. Os conglomerados contêm clastos centimétricos e podem apresentar estratificação cruzada tabular. Já os pelitos, ocorrem associados às outras litologias na forma de camadas laminadas, apresentando continuidade lateral. Os carbonatos dessa unidade ocorrem próximos à base da formação, consistindo em calcários silicificados com estruturas laminadas. Já no topo da formação, ocorre um biostroma com estromatólitos colunares[2]. Babinski (1993)[4] estipula uma idade de 1140 ± 140 Ma para os carbonados no topo da unidade, por meio do método Pb-Pb. A Formação Caboclo aflora como uma faixa dentro do sinclinal de Boninal, contornando o anticlinal de Seabra e o sinclinal de Irecê.

Por fim, separada das unidades inferiores por uma inconformidade, a Formação Morro do Chapéu é composta por conglomerados apresentando estratificação cruzada acanalada e um pacote de 300 metros de arenitos fluviais e pelitos, intercalados com depósitos eólicos[5]. Os conglomerados dessa formação são polimíticos, com matriz mal selecionada e variando de fina a grossa. Os clastos podem ser de quartzo, sílex, quartzito e arenito, todos subangulares. Os arenitos apresentam coloração rosada a avermelhada, de granulometria fina a média, podendo conter alguma matriz argilosa. Podem ser encontradas estratificações plano-paralelas, cruzadas e acanaladas, além de marcas de ondas. Já no topo, ocorrem pelitos associados aos arenitos[2]. Segundo Guimarães et al. (2012)[6], a deposição do Grupo Chapada Diamantina ocorreu em um momento de máxima distribuição espacial da bacia, tendo ocorrido como um movimento de resposta a um grande evento de flacidez. Além do Morro do Chapéu, essa formação também ocorre na região da serra de Martim Afonso.

Contexto Geotectônico[editar | editar código-fonte]

O Grupo Chapada Diamantina compreende a maior parte da serra homônima no Estado da Bahia e esse domínio morfológico, juntamente com a Serra do Espinhaço, correspondem a última estrutura orogênica formada no Cráton São Francisco.[7]

As rochas do Grupo Chapada Diamantina pertencem ao Supergrupo Espinhaço, o qual foi formado por um processo de separação crustal (riftes) que se iniciou durante o paleoproterozóico com cerca de 1.7 Ga [7][8][9] e prosseguiu até o neoproterozóico. No Estado da Bahia, o Supergrupo Espinhaço evoluiu sob um rifte intracratônico abortado (aulacógeno) [1] e esse rifte é conhecido como Aulacógeno Paramirim[1][8][10].

O desenvolvimento geotectônico do Grupo Chapada Diamantina é expresso por um sistema de superposição de aulacógenos[1] e posterior interferência deformacional do ciclo brasiliano por meio do movimento convergente de fechamento da então margem passiva da borda leste do Cráton São Francisco[7]. A deposição do referido Grupo ocorreu durante a fase principal de rifteamento no paleoproterozóico, com a deposição das Formações Tombador e Caboclo (ca. 1,2 Ga)[1]. Durante o período Toniano, cerca de 900 Ma, no mesoproterozóico, desenvolveu-se uma segunda fase rifte que se desenvolveu depositando as rochas do Grupo Santo Onofre, as quais são correlatas às rochas do Grupo Macaúbas[10], unidade importante da estratigrafia do orógeno Araçuaí. Essa fase caracteriza a superposição de sistemas de riftes que embasa a maior parte da unidade morfológica Serra da Chapada Diamantina.

O processo deformacional das rochas da região está relacionado ao desenvolvimento tectônico do Grupo Macaúbas, que é caracterizado por ser um ambiente de oceano semelhante ao atual mar vermelho. No mesoproterozóico ele começou seu processo de fechamento e durante o ciclo Brasiliano, ca. 650 Ma no neoproterozóico, dando origem à Faixa Araçuaí[10]. Durante esse processo tectônico, as rochas do aulacógeno Paramirim sofreram o processo de inversão.[10][11]

Estrutural[editar | editar código-fonte]

O Grupo Chapada Diamantina está englobado na estrutural da Chapada Diamantina.

Na borda oriental da Chapada Diamantina, há predominância de dobramentos com eixos N-S de oeste para leste. Algumas das principais feições são o anticlinal do Morro do Pai Inácio, com eixo prolongado para o norte. Essas dobras são descritas como abertas, simétricas e suaves, com os eixos inclinados para o norte e camadas horizontais com mergulho suave, indicando baixa deformação.[12]

O anticlinal do Pai Inácio tem seu desenvolvimento paralelo ao anticlinal de Seabra. O Pai Inácio forma a serra do Sincorá, caracterizada pela exposição da Formação Guiné. Os eixos das dobras na serra do Sincorá são descritos como ondulados, seguindo uma orientação leste-oeste. Na região meridional, que se estende desde Abaíra até Mundo Novo, ocorre a exposição do embasamento rochoso e da Formação Guiné. Na porção setentrional, englobando a região de Boninal a oeste e o Vale do Capão a leste, também são encontrados afloramentos da Formação Guiné.[2]

Já na borda ocidental, ocorrem dobras concêntricas assimétricas, abertas ou fechadas, com eixo para NNW (noroeste-norte). Também é mencionada a presença de uma foliação subvertical com plano axial e uma lineação de intersecção paralela ao eixo das dobras.[12] Algumas das principais dobras nessa região são o sinclinal do Paramirim, o anticlinal do Rio de Contas, o sinclinal de Piatã, o sinclinal de Boninal, que consiste em um sinclinório formado por duas serras paralelas que estendem por 90km na direção NNW-SSE, onde o flanco ocidental é redobrado na região de Sonhém e o oriental parcialmente invertido a SE de Boninal, o anticlinal de Seabra, entende-se na direção NNW-SSE a 180km, seus flancos indicam um dobra normal, parcialmente truncada ,e o anticlinal de Mucugê.[2]

Além do mais, na porção ocidental, são encontradas falhas de empurrão com transporte tectônico para leste e sudeste. Essas falhas possuem alto ângulo e mergulho para WSW (oeste-sudoeste), e se desenvolvem simultaneamente ou tardiamente em relação aos dobramentos principais. As zonas de cisalhamento também são assimétricas e indicam um transporte geral de WNW (oeste-noroeste) para ESE (leste-sudeste).[11]

Metamorfismo[editar | editar código-fonte]

De uma forma geral, o metamorfismo sofrido pelas rochas dispostas nesse grupo é de muito baixo grau (fácies pumpelita actinolita) a baixo grau (fácies xisto verde)[13], ou até mesmo chega a ser inexistente. A deformação no norte da Chapada Diamantina ocorreu devido a colisão entre a margem norte do Cráton São Francisco e o maciço Pernambuco-Alagoas. Já a deformação do sul da Chapada Diamantina é proveniente do surgimento do orógeno Araçuaí e a inversão e reativação do aulacógeno Paramirim.[14]

Segundo Souza (2017)[13], o início da diagênese da Formação Tombador ocorre por meio da infiltração e compactação mecânica de argilas, fazendo com que a porosidade primária seja reduzida. Em seguida, com o soterramento, há a adição da pressão litostática, o que resulta em uma compactação química. Isso origina a porosidade secundária (intragranular).

O processo diagenético começa então a intensificar a transformação de K-feldspatos em argilominerais, como caulinita e ilita, além de aumentar a cimentação. Há ainda a formação de pirofilita, proveniente da caulinita/dickita, o que indica condições de anquimetamorfismo, de acordo com os Índices de Kubler. Com isso, estima-se que as condições do soterramento não excederam os 300ºC e ocorreram a aproximadamente 12km de profundidade.[13]

A Formação Morro do Chapéu teve a diagênese influenciada pelo meio deposicional e pela paleobatimetria. Os arenitos dessa formação, devido à alta maturidade mineralógica e a cimentação prévia de quartzo, não foram submetidos a uma compactação mecânica intensa. Há uma primeira cimentação por quartzo, responsável por reduzir a porosidade primária, seguida por uma segunda cimentação por hematita, em condições oxidantes iniciais de soterramento. Por fim, há a presença de argilominerais autigênicos, e fases diagenéticas tardias, identificadas como a cimentação por óxidos de titânio, pirita e turmalina.[15]

Recursos Minerais[editar | editar código-fonte]

A exploração mineral na Chapada Diamantina tem origem ainda no Brasil colônia, quando foram descobertos depósitos aluvionares de ouro e diamante, principalmente no vale do Rio de Contas. O auge da exploração ocorreu por volta de 1820, quando a região chegou a ser a maior produtora de diamantes do mundo[16], sendo o diamante do tipo carbonado o mais explorado. O diamante ocorre nos conglomerados das Formações Tombador e Morro do Chapéu. Nos dias atuais, o ferro é explorado a partir de depósitos hidrotermais de hematita, principalmente nos municípios de municípios de Piatã, Abaíra e Jussiape.

Referências[editar | editar código-fonte]

  1. ↑ a b c d e Schobbenhaus, C., 1996. As tafrogêneses superpostas Espinhaço e Santo Onofre, Estado da Bahia: revisão e novas propostas. Revista Brasileira de Geociências 26(4), 265-276.
  2. ↑ a b c d e Silva, A.J.C.L. P da, 1994. O Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina Centro-Oriental, Bahia: Sedimentologia, Estratigrafia e Tectônica. Tese de Doutorado, USP.
  3. ↑ Guadagnin, F. and Chemale Jr. F. 2015. Detrital zircon record of the Paleoproterozoic to Mesoproterozoic cratonic basins in the São Francisco Craton. Journal of South American Earth Sciences, 60, 104–116.
  4. ↑ Babinski, M., Van Schmus, W.R., Chemale Jr., F., Brito Neves, B.B., Rocha, A.J.D. 1993. Idade isocrônica Pb/Pb em rochas carbonáticas da Formação Caboclo em Morro do Chapéu. In: Pedreira, A.J., Misi, A., Dominguez, J.M.L. (eds.), II Simpósio sobreo Craton do São Francisco. Brazilian Geological Society, Salvador, p. 160–163.
  5. ↑ Dominguez, J.M.L. 1993. As coberturas do Cráton do São Francisco: Uma abordagem do ponto de vista da análise de bacias. In: Dominguez, J.M.L. and Barbosa, J.S.F. (eds) O Cráton do São Francisco, SGM, pp. 137–155.
  6. ↑ Guimarães, J.T., Alkmim, F.F., Cruz, S.C.P. 2012. Supergrupos Espinhaço e São Francisco. In: Barbosa, J.S.F., Mascarenhas, J.F. M., Corrêa-Gomes, L.C., Domingues, J.M.L. (eds.). Geologia da Bahia. Pesquisa e Atualização de Dados. Salvador, Companhia Baiana de Pesquisa Mineral-CBPM, v. 2, p. 33–86.
  7. ↑ a b c Almeida, F.F.M., 1977. O Cráton do São Francisco. Revista Brasileira de Geociências 7, 349-364.
  8. ↑ a b Brito Neves, B.B., Sá, J.M., Nilson, A.A., Botelho, N.F., 1995. A tafrogênese Estateriana nos blocos paleoproterozóicos da América do Sul e processos subsequentes. Geonomos 3(2), 1-21.
  9. ↑ Dussin, I.A., Dussin, T.M., 1995. Supergrupo Espinhaço: modelo de evolução geodinâmica. Geonomos 3(1), 19-26.
  10. ↑ a b c d Cruz, S.C.P., Alkmin, F.F., 2006. The Tectonic interaction between Paramirim Aulacogen and the Araçuaí Belt, São Francisco craton region, eastern Brazil. Anais da Academia Brasileira de Ciências 78(1), 151-173.
  11. ↑ a b Danderfer Filho, A., Lagoeiro, L.E., Alkmin, F.F., 1993.O sistema de dobramentos e empurrões da Chapada Diamantina (BA): registro da inversão do aulacógeno do Espinhaço no decorrer do evento Brasiliano. II Simpósio sobre o Cráton São Francisco: evolução tectônica e metalogenética (Anais), pp. 369 (197-199)
  12. ↑ a b Uhlein, A., 1991. Transição Cráton - Faixa Dobrada: exemplo do Cráton do São Francisco e da Faixa Araçuaí (ciclo Brasiliano) noo Estado de Minas Gerais. Aspectos Estratigráficos e Estruturais. Tese de Doutorado – USP, p 257-261.
  13. ↑ a b c Souza, A. S., 2017. Estudo Petrográfico e Petrológico da Formação Tombador, Mesoproterozóico da Chapada Diamantina, Bahia. Programa de Pós-Graduação em Ciência e Engenharia do Petróleo, Dissertação de Mestrado, UFRN.
  14. ↑ Sussenberger, A., Neves, B. B. B., Wemmer, K., 2014. Dating low-grade metamorphism and deformation of the Espinhaço Supergroup in the Chapada Diamantina (Bahia, NE Brazil): a K/Ar fine-fraction study. Brazilian Journal of Geology, 44(2), 207-220.
  15. ↑ Battilani, G. A., Gomes, N. S., Guerra, W. J., 1996. Evolução Genética dos Arenitos da Formação Morro do Chapéu, Grupo Chapada Diamantina, na Região de Morro do Chapéu, Bahia. Geonomos, 4(2), 81-89.
  16. ↑ Bomfim, Luiz Fernando Costa; Cavedon, Ari D. Projeto Chapada Diamantina: Parque Nacional da Chapada Diamantina – BA, Informações Básicas para Gestão Territorial. Diagnóstico do Meio Físico e da Vegetação. Salvador: CPRM/IBAMA, 1994.
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