GREENSTONE BELTS E SEQÜÊNCIAS VULCANOSSEDIMENTARES EQUIVALENTES

Texto e imagens cedidos por: Maria da Glória da Silva (Doutora em Geologia - UFBA) e o José Carlos Cunha (geólogo  - CBPM)

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.

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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).

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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.

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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.

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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 sulfideVMS 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).

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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.

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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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Última Atualização: 09/11/00

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