Considerando todas as amostras datadas, 8 concentrações de idade podem ser diferenciadas (Figura 4.9). O pico mais antigo pode ser relacionado ao núcleo arqueano do Cráton do São Francisco. Gnaisses TTG com idades girando em torno de 3.2-3.4 Ga são encontrados no Complexo Porteirinha, como datado por Silva et al. (2016) (3371 ± 6, intercepto superior), e na porção sul do Bloco Gavião. Neste último, as suites TTG arqueanas e os greentone belts arqueanos e paleoproterozoicos do núcleo cratônico foram retrabalhados no Neoarqueano, durante o Evento Jequié, e no Paleoproterozoico, respectivamente (Cordani et al. 1985, 1992, Nutman & Cordani 1993, Cunha et al. 1996, Santos Pinto et al. 1998, Bastos Leal et al. 1998, Silva et al. 2002a, Barbosa et al. 2013). A sul e oeste das supracrustais, também são encontrados gnaisses TTG de idades entre 2.7-2.9 Ga.
O segundo evento de retrabalhamento crustal e geração de crosta continental estaria relacionado ao ciclo Transamazônico/Erbuneano no Riaciano (Barbosa & Sabaté 2004, Cruz et al. 2012b, Silva et al. 2016). Fontes relacionadas a este ciclo podem ser encontradas no complexo Tingui, que representa um alto do embasamento na porção noroeste da área datado por Silva et al. (2016) com idade de intercepto superior de 2140 ± 12 Ma. Nas rochas vulcânicas félsicas do Greenstone Belt de Umburanas, Cordani et al. (1985) encontraram idade Rb/Sr em torno de 2.2 Ga. Um grande número de granitoides siderianos-riacianos-orosirianos intrude o Bloco Gavião, lá formam o Arco Magmático Bahia Ocidental (Cruz et al. 2016). Estes autores dividiram os granitoides da porção sul do Bloco Gavião em quatro suítes: 1 (2324 ± 6 a 2091 ± 6.6 Ma), 2a (2054 -6/+8 a 2041 ± 23 Ma), 2b (2066 ± 37 Ma a 2019 ± 32 Ma), 2c (2058 ± 8 Ma a 1852 ± 50 Ma) e 2d (2049 ± 12 Ma a 1929 ± 16 Ma). As rochas do Grupo 1 teriam sido geradas em ambiente de arco continental na parte sul da paleoplaca Gavião (Bloco Gavião). A colisão continental entre as placas Gavião e Jequié ocorre em c. 2.09 Ga e é seguida por uma fase de magmatismo pós-colisional responsável pela geração dos granitoides 2a a 2d. Um destes granitoides, o granodiorito Belo Campo, está em contato tectônico direto com o Grupo Serra do Inhaúma, na sua porção nordeste, foi datado em 2049 ± 23 Ma (Cruz et al. 2016).
Fontes de idade estateriana também estão bem representadas. Estes picos podem indicar fontes primárias, como o magmatismo relacionado aos riftes desses períodos. Registros desse magmatismo ocorrem: i) na sequências vulcanossedimentares e granitoides anarogênicos na região da Chapada Diamantina - rochas vulcânicas da Formação Rio dos Remédios 1.73 Ga (Cordani et al. 1992, Babinski et al. 1999, Pimentel et al. 1994, Schobbenhaus 1996); no sul do vale do Paramirim - rochas plutônicas do Complexo Lagoa Real (1.75 – 1.71 Ga U-Pb e Pb-Pb, Pimentel et al. 1994, Cordani et al. 1992, Turpin et al. 1988, Cruz et al. 2007a, Lobato et al. 2015); na Serra do Espinhaço Setentrional - rochas vulcânicas dos sintemas Algodão e Sapiranga (1775 ± 7 Ma e1740 ± 10 Ma, respectivamente, Danderfer et al. 2015) e rochas vulcânicas da Formação São Simão (1733 ± 7 Ma, Danderfer et al. 2009); na Serra
Peixoto, E.I.N., 2017. Arquitetura e evolução tectono-metamórfica da Saliência do Rio Pardo...
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do Espinhaço Central - rochas vulcânicas do Grupo Terra Vermelha (Costa et al. 2017, no prelo); na Serra do Espinhaço meridional - riolitos Conceição do Mato Dentro (1.71 a 1.77 Ga., Brito Neves et al. 1979, Machado et al. 1989, Dussin & Dussin 1995), Granito Borrachudos (1.74 Ga., Silva et al. 2002a, Noce et al. 2007a,b) e nos depósitos vulcanossedimentares das formações Bandeirinha e São João da Chapada (1.72 – 1.70 Ga, Chemale et al. 2012, Santos et al. 2013, 2015).
Fontes do Calimiano podem estar relacionadas a rochas vulcânicas da Formação Bomba, no Espinhaço Setentrional (Danderfer et al. 2009), e pela Formação Riacho Seco (Costa et al. 2014), representando um segundo rifteamento da Bacia Espinhaço. Datações de U-Pb em baddeleyita em enxames de diques da faixa Curaçá, na porção nordeste do cráton e da região da Chapada Diamantina, foram datadas por Silveira et al. (2013) também com idades de 1507 ± 7 Ma (Curaçá) e 1501 ± 9 Ma (Chapada). Diques máficos de idade 1514 ± 22 Ma (Babinski et al. 1999) e 1501 ± 9 Ma (Silveira et al. 2013) e rochas vulcanoclásticas da Formação Tombador (1436 ± 26 Ma, Guadagnin et al. 2015) também ocorrem na região de Chapada Diamantina. Na Serra do Espinhaço Central, a sequência vulcanossedimentar do Grupo Mato Verde de idade 1524 ± 6 Ma representa esse magmatismo (Costa et al. 2014).
Fontes primárias com idades de c. 1.38 Ga, representantes de magmatismo bimodal, são encontradas no cinturão Kibaran, desenvolvido entre 1.4 e 0.95 Ga, na porção leste do Cráton do Congo (Tack et al. 1994, 2010). No cinturão Karagwe-Ankole também são registradas adições crustais com idades de c. 1205 e c. 986 Ma (Tack et al. 2010). Granitoides da Faixa Brasília foram também datados com idade de c. de 1.2 Ga (Klein 2008 in Babinski et al. 2012). Chemale et al. (2012) descreve a possível ocorrência de vulcanismo de aproximadamente 1.2 Ga associada ao Supergrupo Espinhaço Superior, na região de Diamantina.
No Cráton do São Francisco, o Toniano é bem representado por diques máficos de 0.9-1.0 Ga (D'Agrella Filho et al. 1990, Machado et al. 1989, Dussin & Chemale 2012, Sousa 2016) e por granitoides da suíte Salto da Divisa, na porção NE do Orógeno Araçuaí (Silva et al. 2002a, 2008, Menezes et al. 2012). Metabasaltos intercalados na Formação Capelinha (base do Gr. Macaúbas) possuem idade de c. 957 Ma (Castro 2014). Na Chapada Diamantina, ocorrem ainda diques máficos de 854 ± 23 Ma (Dandefer et al. 2009). No Cráton do Congo, o registro de fontes primárias com idade Toniana abarca riolitos e granitos subvulcânicos dos grupo Zadinian e Mayumbian de idades de c. 9.1- 9.2 Ga e os granitos Noqui, de c. 1.0 Ga (Tack et al. 2001, Thiéblemont et al. 2011).
Fontes com idades entre o Criogeniano e o Toniano ocorrem na Província Alcalina do Sul da Bahia (Rosa et al. 2005, 2007), onde sienitos possuem idades entre c. 690 Ma e 730 Ma. Rochas vulcânicas também foram encontradas intercaladas no metadiamictito basal na Formação La Louila, da Faixa Oeste Congo, datados respectivamente em 694 ± 4 Ma (U–Pb em baddeleyita, Straathof 2011) e 713 ± 49 Ma (Thiéblemont et al. 2011).
Contribuição às Ciências da Terra
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Possíveis fontes secundárias
Para a região da saliência, fontes secundárias com picos semelhantes às amostras analisadas podem também ter contribuído para a formação das unidades estudadas. No Espinhaço Setentrional, estas mesmas fontes estão registradas nas formações Mangabeira, Açuruá, Tombador e Caboclo na Chapada Diamantina (Guadagnin et al. 2015), e nos sintemas Sapiranga e Botuporã, do Espinhaço Setentrional (Danderfer et al. 2015).
Para o Espinhaço Meridional, as unidades registram uma forte contribuição de fontes com idades Estateriana e Riaciana (Chaves et al. 2013a,b, Chemale et al. 2012, Santos et al. 2015), podendo ter contribuído para as unidades Esteniana e Toniana da área de estudo. Para as unidades mais jovens, os três ciclos da Bacia Espinhaço Inferior (1.68 a 1.80 Ga), Intermediária (1.4 a 1.6 Ga) e Superior (0.91 a 1.19 Ga, Chemale et al. 2012) podem ter contribuído durante sua deposição.
Adicionalmente, o retrabalhamento do Grupo Macaúbas pode ter contribuído para com fontes Tonianas (Babinski et al. 2012, Kuchenbecker et al. 2015) para a Formação Salinas.