Litoestratigrafía, estructura y geocronología U-Pb SHRIMP en circón de las rocas metamórficas de la región de Namibe (suroeste de Angola): un fragmento del Escudo del Congo Suroccidental deformado durante la orogenia Eburneana

1.1. Cratones y escudos de África Central

En el presente trabajo y siguiendo a Stankiewicz & de Wit (2013)Stankiewicz, J., & de Wit, M. (2013). 3.5 billion years of reshaped Moho, southern Africa. Tectonophysics, 609, 675-689.
, los “cratones” son bloques arcaicos estabilizados a edades >2.5 Ga y los “escudos” consisten en dominios continentales post-arcaicos que se formaron y/o amalgamaron durante momentos específicos del Proterozoico-Fanerozoico, y que incluyen cratones más o menos deformados. Siguiendo esta nomenclatura, el continente africano puede ser subdividido en cuatro grandes Escudos Precámbricos que fueron amalgamados a lo largo de cinturones orogénicos Neoproterozoicos y que comprenden, a su vez, núcleos de cratones Arcaicos posteriormente deformados en los orógenos Meso- y Paleoproterozoicos (Fig. 1; Lindeque et al., 2011Lindeque, A., de Wit, M.J., Ryberg, T., Weber, M., & Chevallier, L. (2011). Deep crustal profile across the Southern Karoo Basin and Beattie magnetic anomaly, South Africa: an integrated interpretation with tectonic implications. South African Journal Geology, 114, 265-292.
).

El territorio de Angola incluye geológicamente varios cratones del Escudo de África Central. Dicho Escudo comprende cuatro cratones estructurados antes del final del Arcaico (Fig. 1): el Cratón del Congo Suroccidental; el Cratón del Congo Central o Cuvette; el Cratón del Congo Nororiental o Mboumou-Uganda; y el Cratón de Tanzania. Siguiendo a de Wit & Linol (2015)de Wit, M.J., & Linol, B. (2015). Precambrian Basement of the Congo Basin and its flanking terrains. In: de Wit, M.J. (ed.), Geology and Resource Potential of the Congo Basin. Regional Geology Reviews. Springer-Verlag Berlin Heidelberg. 417 pp.
, el “Escudo del Congo” constituye un gran dominio litosférico que incluye a los tres primeros cratones, los cuales no han podido ser correlacionados directamente bajo la cuenca sedimentaria Fanerozoica del Congo debido a la falta de continuidad de los afloramientos rocosos. Estos cratones fueron amalgamados durante el Proterozoico y se sitúan en el interior de, o rodeados por, cinturones orogénicos Eburneanos (ca. 2.3-1.8 Ga), Kibarianos (ca. 1.4-1.0 Ga) y Panafricanos (ca. 0.8-0.5 Ga).

Durante el Paleoproterozoico medio, los bordes septentrional y oriental del Escudo del Congo fueron márgenes continentales convergentes en los que tuvo lugar subducción y obducción de litosfera oceánica entre 2.3 y 2.0 Ga, así como la acreción de fragmentos continentales arcaicos entre 2050 y 1880 Ma (Boniface & Schenk, 2012Boniface, N., Schenk, V., & Appel, P. (2012). Paleoproterozoic eclogites of MORB-type chemistry and three Proterozoic orogenic cycles in the Ubendian Belt (Tanzania): Evidence from monazite and zircon geochronology, and geochemistry. Precambrian Research, 192-195, 16-3
; Boniface et al., 2012Boniface, N., Schenk, V., & Appel, P. (2012). Paleoproterozoic eclogites of MORB-type chemistry and three Proterozoic orogenic cycles in the Ubendian Belt (Tanzania): Evidence from monazite and zircon geochronology, and geochemistry. Precambrian Research, 192-195, 16-3
; Nkoumbou et al., 2013Nkoumbou, C., Barbey, P., Yonta-Ngouné, C., Paquette, J.L., & Villiéras, F. (2013). Pre-collisional geodynamic context of the southern margin of the Pan-African fold belt in Cameroon. Journal African Earth Sciences, 99, 245-260.
; Lawley et al., 2013Lawley, C.J.M., Selby, D., Condon, D.J., Horstwood, M., Millar, I., Crowley, Q., & Imber, J. (2013). Lithogeochemistry, geochronology and geodynamic setting of the Lupa Terrane, Tanzania: Implications for the extent of the Archean Tanzanian Craton. Precambrian Research, 231, 174-193.
, 2014Lawley, C.J.M., Selby, D., Condon, D., & Imber, J. (2014). Palaeoproterozoic orogenic gold style mineralization at the Southwestern Archaean Tanzanian cratonic margin, Lupa Goldfield, SW Tanzania: Implications from U-Pb titanite geochronology. Gondwana Research, 26, 1141-1158.
; de Wit & Linol, 2015de Wit, M.J., & Linol, B. (2015). Precambrian Basement of the Congo Basin and its flanking terrains. In: de Wit, M.J. (ed.), Geology and Resource Potential of the Congo Basin. Regional Geology Reviews. Springer-Verlag Berlin Heidelberg. 417 pp.
). El borde meridional del Escudo del Congo está definido por el Cinturón Móvil de Angola Central (de Wit & Linol, 2015de Wit, M.J., & Linol, B. (2015). Precambrian Basement of the Congo Basin and its flanking terrains. In: de Wit, M.J. (ed.), Geology and Resource Potential of the Congo Basin. Regional Geology Reviews. Springer-Verlag Berlin Heidelberg. 417 pp.
), en parte correspondiente con la “Zona de Escudo Central de Angola” (Carvalho et al., 2000Carvalho, H., Tassinari, C., Alves, P.H., Guimaraes, F., & Simoes, M.C. (2000). Geochronological review of the Precambrian in western Angola: links with Brazil. Journal of African Earth Sciences, 31 (2), 383-402.
), que constituye una amplia zona orogénica caracterizada por una deformación y metamorfismo Eburneano de alto grado, junto con abundante magmatismo granítico, y que incluye también varios fragmentos arcaicos retrabajados (Doucoure et al., 1999Doucoure, M., de Wit, M.J., & Bowring, S. (1999). African craton project: a focus on the West African shield, with new data from the Congo Craton, Central African shield. Unpublished CIGCES Annual Report for De Beers Africa Exploration.
; Carvalho et al., 2000Carvalho, H., Tassinari, C., Alves, P.H., Guimaraes, F., & Simoes, M.C. (2000). Geochronological review of the Precambrian in western Angola: links with Brazil. Journal of African Earth Sciences, 31 (2), 383-402.
; Jelsma et al., 2011Jelsma, H.A., Perrit, S.H., Amstrong, R., & Ferreira, H.F. (2011). Shrimp U-Pb zircon geochronology of basement rocks of the Angolan Shield, Western Angola. Abstract, 23rd CAG, Johannesburg, 8th-14th January.
, 2018Jelsma, H.A., McCourt, S., Perritt, S.H., & Armstrong, R.A. (2018). The Geology and Evolution of the Angolan Shield, Congo Craton. In: Siegesmund, S., et al. (eds.), Geology of Southwest Gondwana. Regional Geology Reviews, 217-239.
). Para de Wit & Linol (2015)de Wit, M.J., & Linol, B. (2015). Precambrian Basement of the Congo Basin and its flanking terrains. In: de Wit, M.J. (ed.), Geology and Resource Potential of the Congo Basin. Regional Geology Reviews. Springer-Verlag Berlin Heidelberg. 417 pp.
dicho cinturón orogénico constituye la zona de colisión entre los dos bloques corticales, que se amalgamaron hace 2.0 Ga conformando el Escudo del Congo Suroccidental.

Entre el Escudo del Congo y el Cratón de Tanzania existe una amplia región de basamento Proterozoico, que incluye cinturones orogénicos Eburneanos (denominados aquí Ubendienses), Kibarianos y Panafricanos (Holmes, 1951Holmes, A. (1951). The sequence of pre-Cambrian orogenic belts in south and central Africa. Report of the 18th Session of the International Geological Congress, Great Britain (1948). In: Sandford, K.S. y Blondel, F. (eds.), Part 14. Proceedings of the Association des Sérvices Géologiques Africains. London, pp 254-269.
). En esta región (Fig. 1) se sitúa una zona de sutura Eburneana, denominada Cinturón de Pliegues de Ruwenzori (Tanner, 1974), y el sistema de Buganda-Toro (Nagudi et al., 2003Nagudi, B., Koeberl, C., & Kurat, G. (2003). Petrography and geochemistry of the Singo granite, Uganda, and implications for its origin. Journal African Earth Sciences, 36(1-2), 73-87.
), que separa el Cratón del Congo Nororiental (Mboumou-Uganda) del Cratón de Tanzania. A lo largo del Cinturón Eburneano que flanquea el margen suroccidental del Cratón de Tanzania, tuvo lugar un metamorfismo de alta-P de edad 1868-1866 Ma durante la subducción de corteza oceánica, que fue posteriormente recristalizado durante las orogenias Kibariana y Panafricana (Boniface et al., 2012Boniface, N., Schenk, V., & Appel, P. (2012). Paleoproterozoic eclogites of MORB-type chemistry and three Proterozoic orogenic cycles in the Ubendian Belt (Tanzania): Evidence from monazite and zircon geochronology, and geochemistry. Precambrian Research, 192-195, 16-3
; Kabette et al., 2012aKabette, J.M., McNaughton, N.J., Groves, D.I., & Mruma, A.H. (2012a). Reconnaissance SHRIMP U-Pb zircon geochronology of the Tanzania Craton: evidence for Neoarchean granitoid-greenstone belts in the Central Tanzania Region and the Southern East African Orogen. Precambrian Research, 216-219, 232-266.
, bKabette, J.M., Gorves, D.I., McNaughton, N.J., & Mruma, A.H. (2012b). A new tectonic and temporal framework for the Tanzanian Shield: implications for gold metallogeny and undiscovered endowment. Ore Geology Reviews, 48, 88-124.
; Lawley et al., 2013Lawley, C.J.M., Selby, D., Condon, D.J., Horstwood, M., Millar, I., Crowley, Q., & Imber, J. (2013). Lithogeochemistry, geochronology and geodynamic setting of the Lupa Terrane, Tanzania: Implications for the extent of the Archean Tanzanian Craton. Precambrian Research, 231, 174-193.
, 2014Lawley, C.J.M., Selby, D., Condon, D., & Imber, J. (2014). Palaeoproterozoic orogenic gold style mineralization at the Southwestern Archaean Tanzanian cratonic margin, Lupa Goldfield, SW Tanzania: Implications from U-Pb titanite geochronology. Gondwana Research, 26, 1141-1158.
).

La posterior acreción de otros bloques corticales a lo largo de los cinturones orogénicos que rodean al Escudo del Congo durante la formación del supercontinente Gondwana originó el “Escudo de Africa Central”, que quedó estabilizado hacia el tránsito Neoproterozoico superior-Cámbrico Inferior (Fig. 1). Este Escudo incluye varias estructuras Panafricanas: el Cinturón del Congo Occidental de Gabón, la República Democrática de Congo y el noroeste de Angola; las Oubanguides del norte de Gabón y Camerún; el Cinturón de Mozambique del sur de Sudán, Tanzania oriental, Kenia y Mozambique; el Cinturón (o Arco) Lufiliano en Zambia y su extensión al suroeste de Angola y noroeste de Botswana y Namibia como el Cinturón de Damara, continuando hacia el norte a través del Cinturón de Kaoko y su continuación en el Cinturón del Congo Occidental y el Cinturón Braziliano Araçuaí (Master et al., 2005Master, S., Rainaud, C., Armstrong, R., Phillips, D., & Robb, L. (2005). Provenance ages of the Neoproterozoic Katanga Supergroup (Central African Copperbelt), with implications for basin evolution. Journal African Earth Sciences, 42(1-5), 41-60.
; Milesi et al., 2006Milesi J.P., Toteu S.F., Deschamps Y., Feybesse J.L., Lerouge C., Cocherie A., Penaye J., Tchameni R., Moloto-A-Kenguemba G., Kampunzu H.A.B, Nicol N., Duguey E., Leistel J.M., Saint-Martin M., Ralay F., Heinry C., Bouchot V., Doumnang J.C., Mbaigane, V., Kanda KulaChene, F, Monthel J., Boutin P., & Cailteux J. (2006). An overview of the geology and major ore deposits of Central Africa: Explanatory note for the 1:4,000,000 map ‘‘Geology and major ore deposits of Central Africa’’. Journal of African Earth Sciences, 44, 571-595.
; de Wit et al., 2008de Wit, M.J., Stankiewicz, J., & Reeves, C. (2008). Restoring Pan-African-Brasiliano connections: more Gondwana control, less Trans-Atlantic corruption. In: Pankurst, R.J., Trouw, R.A.J., Brito Neves, B.B., & de Wit, M.J. (ed.), West Gondwana: Pre-Cenozoic correlations across the South Atlantic region. Geological Society of London, Special Publications, 399-412.
; Waele et al., 2015Waele, B.D., Lacorde, M., Vergara, F., & Chan, G. (2015). New insights on Proterozoic tectonics and sedimentation along the peri-Gondwanan West African margin based on zircon U-Pb SHRIMP geochronology. Precambrian Research, 259, 156-175.
; Thiéblemont et al., 2016Thiéblemont, D., Liégeois, J.P., Fernandez-Alonso, M., Ouabadi, A., Le Gall, B., Maury, R., Jalludin, M., Vidal, M., Ouattara-Gbélé, C., & Tchaméni, R. (2016). Geological map of Africa at 1:10 M scale. CGMW-BRGM. ISBN: 9782917310328. doi: 10.14682/2016GEOAFR.
; Degler et al., 2017Degler, R., Pedrosa-Soares, A., Dussin, I., Queiroga, G., & Schulz, B. (2017). Contrasting provenance and timing of metamorphism from paragneisses of the Araçuaí-Ribeira orogenic system, Brazil: Hints for Western Gondwana assembly. Gondwana Research, 51, 30-50.
).

La litosfera de Gondwana experimentó posteriormente varios eventos extensionales que dieron lugar a su recubrimiento por cuencas sedimentarias de edad Paleozoico y Meso-Cenozoico, como la Cuenca del Congo (Linol et al., 2014Linol, B., de Wit, M.J., Barton, E., de Wit, M.J.C., & Guillocheau, F. (2014). U-Pb detrital zircons dates and source provenance analysis of Phanerozoic sequences of the Congo Basin, Central Gondwana. Gondwana Research, 29, 208-219.
; Kabongo et al., 2015Kabongo, É.K., Delvaux, D., Everaerts, M., Sebagenzi, M.N.S., & Lucazeau, F. (2015). Neoproterozoic to Lower Paleozoic Sequences of the Congo Shield: Comparisons Between the Congo and Its Peripheral Basins. In: de Wit M., Guillocheau F., de Wit M. (eds), Geology and Resource Potential of the Congo Basin. Regional Geology Reviews. Springer, Berlin, Heidelberg.
). A lo largo de un periodo de unos 80 Ma (200-120 Ma), la ruptura del supercontinente Pangea estructurado en el Paleozoico Superior originó la apertura de los Océanos Sub-Atlántico e Índico. Poco después, los Escudos de África Central y Meridional fueron elevados y peneplanizados para formar el la Meseta de Kalahari (Kalahari Plateau; de Wit, 2007de Wit, M.J. (2007). The Kalahari Epeirogeny and climate change: differentiating cause and effect from core to space. South African Journal Geology, 110 (2-3), 367-392.
). Entre el Cretácico Superior y el Cenozoico, esta meseta quedó cubierta por los depósitos de arenas y de costras de calcretas y silcretas del Grupo Kalahari (Guillocheau et al., 2015Guillocheau F., Chelalou, R., Linol, B., Dauteuil, O., Robin, C., Mvondo, F., Callec, Y., & Colin, J.P. (2015). Cenozoic Landscape Evolution in and Around the Congo Basin: Constraints from Sediments andlanation Surfaces. In: de Wit M., Guillocheau F., de Wit M. (eds), Geology and Resource Potential of the Congo Basin. Regional Geology Reviews. Springer, Berlin, Heidelberg.
), que en amplios sectores se depositaron directamente sobre el basamento Precámbrico.

1.2. La orogenia Eburneana en el Escudo del Congo Suroccidental

Siguiendo a Thiéblemont et al. (2018)Thiéblemont, D., Callec, Y., Fernandez-Alonso, M. & Chène, F. (2018). A Geological and Isotopic Framework of Precambrian Terrains in Western Central Africa: An Introduction. In: Siegesmund, S., et al. (eds.), Geology of Southwest Gondwana. Regional Geology Reviews, 107-132.
, el Escudo del Congo Suroccidental comprende los cratones arcaicos de Ntem, Cuango y Kasai, así como un amplio dominio cortical situado más al suroeste en Angola y que comprende corteza predominantemente Eburneana y Kibariana (Fig. 1). Localizado en el sector central del Escudo del Congo Suroccidental, el Cinturón Móvil de Angola Central consiste en una banda de dirección NO-SE y unos 200 km de anchura, caracterizada por una intensa deformación dúctil y un metamorfismo regional Eburneano en facies de las anfibolitas y granulitas, acompañado por un extenso magmatismo granítico, que ha reactivado a rocas granitoides y greenstones de edad Arcaico (Carvalho et al., 2000Carvalho, H., Tassinari, C., Alves, P.H., Guimaraes, F., & Simoes, M.C. (2000). Geochronological review of the Precambrian in western Angola: links with Brazil. Journal of African Earth Sciences, 31 (2), 383-402.
; Jelsma et al., 2011Jelsma, H.A., Perrit, S.H., Amstrong, R., & Ferreira, H.F. (2011). Shrimp U-Pb zircon geochronology of basement rocks of the Angolan Shield, Western Angola. Abstract, 23rd CAG, Johannesburg, 8th-14th January.
, 2018Jelsma, H.A., McCourt, S., Perritt, S.H., & Armstrong, R.A. (2018). The Geology and Evolution of the Angolan Shield, Congo Craton. In: Siegesmund, S., et al. (eds.), Geology of Southwest Gondwana. Regional Geology Reviews, 217-239.
; de Wit & Linol, 2015de Wit, M.J., & Linol, B. (2015). Precambrian Basement of the Congo Basin and its flanking terrains. In: de Wit, M.J. (ed.), Geology and Resource Potential of the Congo Basin. Regional Geology Reviews. Springer-Verlag Berlin Heidelberg. 417 pp.
). Para algunos autores (Jelsma et al., 2011Jelsma, H.A., Perrit, S.H., Amstrong, R., & Ferreira, H.F. (2011). Shrimp U-Pb zircon geochronology of basement rocks of the Angolan Shield, Western Angola. Abstract, 23rd CAG, Johannesburg, 8th-14th January.
, 2018Jelsma, H.A., McCourt, S., Perritt, S.H., & Armstrong, R.A. (2018). The Geology and Evolution of the Angolan Shield, Congo Craton. In: Siegesmund, S., et al. (eds.), Geology of Southwest Gondwana. Regional Geology Reviews, 217-239.
; de Wit & Linol, 2015de Wit, M.J., & Linol, B. (2015). Precambrian Basement of the Congo Basin and its flanking terrains. In: de Wit, M.J. (ed.), Geology and Resource Potential of the Congo Basin. Regional Geology Reviews. Springer-Verlag Berlin Heidelberg. 417 pp.
), este cinturón representa la raíz de un orógeno colisional Eburneano, producido por el cabalgamiento dirigido hacia el sur del Cratón de Kasai bajo el basamento de la región suroeste de Angola, dando lugar a la consolidación del Escudo del Congo Suroccidental.

Al norte del Cinturón Móvil de Angola Central el tectono-metamorfismo Eburneano afectó a los Cratones de Cuango y Kasai, donde el evento Mubindji (2.2-2.0 Ga) deformó a los metasedimentos Paleoproterozoicos del Grupo Luiza y a los metabasaltos almohadillados del Grupo Lulua, los cuales se sedimentaron discordantes sobre charnoquitas del Arcaico (Cahen et al., 1984Cahen, L., Snelling, N.J., Delhal, J., & Vail, J.R. (1984). The geochronology and evolution of Africa. London, Oxford University Press, 512 p.
; Carvalho et al., 2000Carvalho, H., Tassinari, C., Alves, P.H., Guimaraes, F., & Simoes, M.C. (2000). Geochronological review of the Precambrian in western Angola: links with Brazil. Journal of African Earth Sciences, 31 (2), 383-402.
). Al sur del Cinturón Móvil de Angola Central, el basamento Arcaico-Paleoproterozoico se continúa varios cientos de kilómetros, hasta su contacto tectónico con el Cinturón de Kaoko en Namibia, incluyendo relictos de gneisses Arcaicos (2620-2580 Ma; Cahen et al., 1984Cahen, L., Snelling, N.J., Delhal, J., & Vail, J.R. (1984). The geochronology and evolution of Africa. London, Oxford University Press, 512 p.
; Carvalho et al., 2000Carvalho, H., Tassinari, C., Alves, P.H., Guimaraes, F., & Simoes, M.C. (2000). Geochronological review of the Precambrian in western Angola: links with Brazil. Journal of African Earth Sciences, 31 (2), 383-402.
) intercalados tectónicamente entre granitoides Eburneanos (Miller, 2008aMiller, R.McG. (2008a). The Geology of Namibia, Vol. I (Archean to Mesoproterozoic). Ministry of Mines and Energy, Geol. Surv. Namibia, Windhoek, 631 pág.
, bMiller, R.McG. (2008b). The Geology of Namibia, Vol. II Neoproterozoic to lower Palaeozoic. Geol. Surv. of Namibia, Windhoek, 631 p.
). En esta región meridional de Angola, el basamento está cubierto discordantemente por las rocas sedimentarias Paleoproterozoicas del Grupo de Chela (McCourt et al., 2004, 2013McCourt, S., Armstrong, R.A., Jelsma, H., & Mapeo, R.B.M. (2013). New U-Pb SHRIMP ages from the Lubango region, SW Angola: insights into the Palaeoproterozoic evolution of the Angolan Shield, southern Congo Craton, Africa. Journal of the Geological Society, 170(2), 353-363.
; Pereira et al., 2013Pereira, E., Rodrigues, J., Tassinari. C.G., & Van-Dúnen, M.V. (2013). Geologia da região de Lubango, SW de Angola - Evolução no contexto do cratão do Congo. Edições LNEG, (ISBN 978-989-675-031-2),160 p.
), y fue intruido durante el Mesoproterozoico por el Complejo Máfico-Anortosítico de Cunene. De Wit & Linol (2015)de Wit, M.J., & Linol, B. (2015). Precambrian Basement of the Congo Basin and its flanking terrains. In: de Wit, M.J. (ed.), Geology and Resource Potential of the Congo Basin. Regional Geology Reviews. Springer-Verlag Berlin Heidelberg. 417 pp.
propusieron que el Cinturón Móvil de Angola Central fue desplazado por una zona de cizalla transcurrente Eburneana-Kibariana de dirección NE-SO y sentido senestro, continuándose más al noroeste en los Cinturones Eburneanos que flanquean al noreste y suroeste al Cratón de Tanzania.

1.3. Geología del sector suroeste de Angola y norte de Namibia

El basamento plutono-metamórfico aflorante en el sector suroeste de Angola ha sido tradicionalmente denominado como “Escudo de Angola” (Araújo et al., 1988Araújo, A.G., Perevalov, O.V. & Jukov, R.A. (1988). Carta Geológica de Angola, Escala: 1:1.000.000. Instituto Nacional de Geologia, Angola.
; Araújo & Guimarães, 1992Araújo, A.G., & Guimarães, F. (Coords.) (1992). Geologia de Angola. Notícia Explicativa da Carta Geológica à escala 1/1.000.000. Serviço Geológico de Angola, Luanda. 137 pp.
), incluyendo rocas de edad Arcaico, Paleo- y Neoproterozoico. Esta unidad incorpora una parte del Escudo del Congo Suroccidental (Jelsma et al., 2011Jelsma, H.A., Perrit, S.H., Amstrong, R., & Ferreira, H.F. (2011). Shrimp U-Pb zircon geochronology of basement rocks of the Angolan Shield, Western Angola. Abstract, 23rd CAG, Johannesburg, 8th-14th January.
, 2018Jelsma, H.A., McCourt, S., Perritt, S.H., & Armstrong, R.A. (2018). The Geology and Evolution of the Angolan Shield, Congo Craton. In: Siegesmund, S., et al. (eds.), Geology of Southwest Gondwana. Regional Geology Reviews, 217-239.
), quedando limitada al norte por las rocas arcaicas a neoproterozoicas del Horst de Kwanza, al este por los depósitos continentales mesozoicos a cenozoicos de las Cuencas de Congo y Kalahari, y al oeste por la orla costera de depósitos marinos del Cretácico Inferior y más modernas relacionados con la apertura del Atlántico Sur. El “Escudo de Angola” incluye un grupo de gneises variablemente migmatizados en el que intruyen granitos anatécticos y pegmatitas graníticas, denominado “Complexo Gnaissico-Migmatitico e Granitico” (Carvalho, 1983Carvalho, H. (1983). Carte et Notice explicative préliminaire sur la géologie d'Angola. Garcia de Orta, 6 (1/2), 15-30.
, 1984Carvalho, H. (1984). Estratigrafia do Precâmbrico de Angola. Garcia de Orta, Série Geológica, Lisboa, 7 (1-2), 1-66.
). Sobre este conjunto se superpone en probable discordancia el “Complexo Xisto-Quartzitico-Anfibolitico” (Carvalho, 1983Carvalho, H. (1983). Carte et Notice explicative préliminaire sur la géologie d'Angola. Garcia de Orta, 6 (1/2), 15-30.
; 1984Carvalho, H. (1984). Estratigrafia do Precâmbrico de Angola. Garcia de Orta, Série Geológica, Lisboa, 7 (1-2), 1-66.
; Pereira et al., 2011Pereira, E., Tassinari, C.G., Rodrigues, J.F., & Van-Dúnen, V. (2011). New data on the deposition age of the volcano-sedimentary Chela Group and its Eburnean basement: implications to post-Eburnean crustal evolution of the SW of Angola. Comunicações Geológicas do LNEG, 98, 29-40
, 2013Pereira, E., Rodrigues, J., Tassinari. C.G., & Van-Dúnen, M.V. (2013). Geologia da região de Lubango, SW de Angola - Evolução no contexto do cratão do Congo. Edições LNEG, (ISBN 978-989-675-031-2),160 p.
) de menor grado metamórfico. El conjunto es considerado tradicionalmente como un “complexo de base” Arcaico, fuertemente retrabajado durante la orogenia Eburneana (Carvalho, 1984Carvalho, H. (1984). Estratigrafia do Precâmbrico de Angola. Garcia de Orta, Série Geológica, Lisboa, 7 (1-2), 1-66.
). El rejuego eburneano es posteriormente confirmado por las edades U-Pb en circones de 1776 ± 13 Ma y 1783 ± 32 Ma obtenidas para la migmatización de los gneises y de 1744 ± 9 Ma para un granito anatéctico en la región de Chibia (Pereira et al., 2013Pereira, E., Rodrigues, J., Tassinari. C.G., & Van-Dúnen, M.V. (2013). Geologia da região de Lubango, SW de Angola - Evolução no contexto do cratão do Congo. Edições LNEG, (ISBN 978-989-675-031-2),160 p.
).

En la región del río Cunene, fronteriza entre Angola y Namibia, el Complejo de Epupa (Tegtmeyer & Kröner, 1985Tegtmeyer, A., & Kröner, A. (1985). U-Pb zircon ages for granitoid gneisses in northern Namibia and their significance for Proterozoic crustal evolution of southwestern Africa. Precambrian Research, 28, 311-326.
) incluye los metasedimentos y metavulcanitas en facies granulita de la unidad inferior de Epembe y los ortogneises y paragneises en facies anfibolita de la unidad superior de Orue (Brandt et al., 2003Brandt, S., Klemd, R., & Okrusch, M. (2003). Ultrahigh-temperature metamorphism and multistage evolution of garnet-orthopyroxene granulites from the Proterozoic Epupa Complex, NW Namibia. Journal of Petrology, 44, 1121-1144.
, 2007Brandt, S., Will, T.M., & Klemd, R. (2007). Ultrahigh-temperature ommetamorphism and anticlockwise PT paths of sapphirine-bearing orthopyroxene-sillimanite gneisses from the Proterozoic Epupa Complex, NW Namibia. Precambrian Research, 153, 143-178.
, 2008Brandt, S., & Klemd, R. (2008). Upper‐amphibolite facies partial melting of paragneisses from the Epupa Complex, NW Namibia, and relations to Mesoproterozoic anorthosite magmatism. Journal of Metamorphic Geology, 26, 871-893.
; Seth et al., 1998Seth, B., Kröner, A., Mezger, K., Nemchin, A.A., Pidgeon, R.T., & Okruscha, M. (1998). Archean to Neoproterozoic magmatic events in the Kaoko belt of NW Namibia and their geodynamic significance. Precambrian Research, 92, 341-363.
, 2003Seth, B., Armstrong, R.A., Brandt, S., Villa, I.M., & Kramers, J.D. (2003). Mesoproterozoic U-Pb and Pb-Pb ages of granulites in NM Namibia: Reconstructing a complete orogenic cycle. Precambrian Research, 126, 147-168.
, 2005Seth, B., Armstrong, R.A., Büttner, B., & Villa, I.M. (2005). Time constraints for Mesoproterozoic upper amphibolite facies metamorphism in NW Namibia: A multi-isotope approach. Earth Planetary Science Letters, 230, 355-378.
). Las edades U-Pb en circones obtenidas para los protolitos ortogneísicos del Complexo de Epupa han sido: 1795 ± 30 Ma (Tegtmeyer & Kröner, 1985Tegtmeyer, A., & Kröner, A. (1985). U-Pb zircon ages for granitoid gneisses in northern Namibia and their significance for Proterozoic crustal evolution of southwestern Africa. Precambrian Research, 28, 311-326.
), 1775 ± 1 Ma (Kröner et al., 2010Kröner, A., Rojas-Agramonte, Y., Hegner, E., Hoffman, K.H., & Wingate, M.T.D. (2010). SHRIMP zircon dating and Nd isotopic systematics of Paleoproterozoic migmatitiv orthogneisses in the Epupa Metamorphic Complex of northwest Namibia. Precambrian Research, 183, 50-69.
), entre 1861 ± 3 Ma y 1758 ± 3 Ma (Kröner et al., 2010Kröner, A., Rojas-Agramonte, Y., Hegner, E., Hoffman, K.H., & Wingate, M.T.D. (2010). SHRIMP zircon dating and Nd isotopic systematics of Paleoproterozoic migmatitiv orthogneisses in the Epupa Metamorphic Complex of northwest Namibia. Precambrian Research, 183, 50-69.
, 2015Kröner, A., Rojas-Agramonte, Y., Wong, J., & Wilde, S. (2015). Zircon reconnaissance dating of Proterozoic gneisses along the Kunene River of northwestern Namibia. Tectonophysics, 662, 125-139.
), y 1773 ± 20 Ma (augen-gneisses graníticos de Ruacana, Escuder-Viruete et al., 2021cEscuder-Viruete, J., & Gumiel, J.C. (2021c). Notícia explicativa da Folha Geológica à escala 1:250.000 de Cahama/SUL E33-C-I. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 226 pp.
). Las edades obtenidas para la foliación migmatítica en la unidad de Orue y los granitos anatécticos sin-cinemáticos relacionados son de 1778 ± 4 Ma, 1762 ± 4 Ma y 1754 ± 4 Ma (U-Pb en Zr; Kröner et al., 2010Kröner, A., Rojas-Agramonte, Y., Hegner, E., Hoffman, K.H., & Wingate, M.T.D. (2010). SHRIMP zircon dating and Nd isotopic systematics of Paleoproterozoic migmatitiv orthogneisses in the Epupa Metamorphic Complex of northwest Namibia. Precambrian Research, 183, 50-69.
, 2015Kröner, A., Rojas-Agramonte, Y., Wong, J., & Wilde, S. (2015). Zircon reconnaissance dating of Proterozoic gneisses along the Kunene River of northwestern Namibia. Tectonophysics, 662, 125-139.
), indicando la deformación y el metamorfismo de alto grado de los protolitos del Complexo de Epupa durante eventos tardíos de la orogenia Eburneana. Dada la similitud litológica y de edades obtenidas para su evolución tectonotermal, los gneises del “Complexo Gnaisso-Migmatítico” se pueden correlacionar con los del Complejo de Epupa, registrando conjuntamente un magmatismo granítico afectado posteriormente por el tectonometamorfismo eburneano más tardío. Posteriormente, el Complejo de Epupa experimentó localmente un metamorfismo en facies de granulitas durante el Mesoproterozoico (1490-1447 Ma; Pb-Pb en Grt; Seth et al., 2003Seth, B., Armstrong, R.A., Brandt, S., Villa, I.M., & Kramers, J.D. (2003). Mesoproterozoic U-Pb and Pb-Pb ages of granulites in NM Namibia: Reconstructing a complete orogenic cycle. Precambrian Research, 126, 147-168.
, 2005Seth, B., Armstrong, R.A., Büttner, B., & Villa, I.M. (2005). Time constraints for Mesoproterozoic upper amphibolite facies metamorphism in NW Namibia: A multi-isotope approach. Earth Planetary Science Letters, 230, 355-378.
), probablemente relacionado con el emplazamiento del Complejo Gabro-Anortosítico de Cunene. Otro evento metamórfico en facies de anfibolitas datado a 1390-1334 Ma (U-Pb en Zr; Brandt et al., 2003Brandt, S., Klemd, R., & Okrusch, M. (2003). Ultrahigh-temperature metamorphism and multistage evolution of garnet-orthopyroxene granulites from the Proterozoic Epupa Complex, NW Namibia. Journal of Petrology, 44, 1121-1144.
; Seth et al., 2003Seth, B., Armstrong, R.A., Brandt, S., Villa, I.M., & Kramers, J.D. (2003). Mesoproterozoic U-Pb and Pb-Pb ages of granulites in NM Namibia: Reconstructing a complete orogenic cycle. Precambrian Research, 126, 147-168.
, 2005Seth, B., Armstrong, R.A., Büttner, B., & Villa, I.M. (2005). Time constraints for Mesoproterozoic upper amphibolite facies metamorphism in NW Namibia: A multi-isotope approach. Earth Planetary Science Letters, 230, 355-378.
), está acompañado por la intrusión de granitoides mesoproterozoicos (Kröner & Rojas-Agramonte, 2017Kröner, A., & Rojas-Agramonte, Y. (2017). Mesoproterozoic (Grenville-age) granitoids and supracrustal rocks in Kaokoland, northwestern Namibia, Precambrian Research, 298, 572-592.
).

1.4. Objetivos del trabajo

En el presente trabajo se presentan la litoestratigrafía, estructura y geocronología U-Pb/Ar-Ar de las rocas metamórficas de la región de Namibe del suroeste de Angola. Estos datos constituyen en buena parte los resultados de los trabajos de cartografía geológica a escala 1:250 000 realizados principalmente en las Hojas Sul D-33/S - Sul E-32/Z de Namibe y Sul D-33/M de Muninho, obtenidos en el marco del Proyecto PLANAGEO (Escuder-Viruete et al., 2021aEscuder-Viruete, J., Correia, J., & Quintana, L. (2021a). Notícia Explicativa da Carta Geológica à esc. 1:250.000 SUL D-33/S e SUL D-33/Z do Namibe. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 180 pp.
, cEscuder-Viruete, J., & Gumiel, J.C. (2021c). Notícia explicativa da Folha Geológica à escala 1:250.000 de Cahama/SUL E33-C-I. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 226 pp.
; Gutiérrez-Medina, 2021Gutiérrez-Medina, M. (2021). Notícia Explicativa - Folha Geológica de Munhino Sul D-33/M à E. 1:250.000. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 218 pp.
). Considerados en conjunto, permiten establecer por primera vez: (1) las relaciones litoestratigráficas entre el Complejo de Epupa y el Grupo Namibe; (2) la arquitectura de las macro y mesosestructuras producidas por la deformación Eburneana; y (3) la edad Paleoproterozoico de la deformación y del metamorfismo regionales. En el contexto de la evolución geológica del Escudo del Congo Suroccidental, los resultados obtenidos permiten discutir para la región de Namibe (1) el significado de las características geométricas y cinemáticas de la deformación Eburneana y (2) la edad del pico térmico del metamorfismo relacionado y de los procesos de fusión parcial.

2.1. Complejo de Epupa

El Complejo de Epupa está constituido litológicamente por ortogneises graníticos, leucogneises y paragneises, y en menor medida por gneises tonalíticos y dioríticos, todos ellos variablemente migmatizados. Los ortogneises graníticos se caracterizan por un bandeado composicional que define la foliación principal (S2), formado por la alternancia de niveles cuarzo-feldespáticos claros de espesor generalmente centimétrico con niveles oscuros más finos biotítico-sillimaníticos. Una foliación anterior (S1) es reconocible por el alineamiento de la biotita en el interior de microlitones de S2 e inclusiones orientadas en porfiroclastos. A escala de afloramiento se reconocen facies de ortogneises glandulares (augengneisses; Fig. 3a), ortogneises bandeados (Fig. 3b) y leucogneises con un bajo contenido modal en biotita. Los ortogneises presentan a menudo una estructuración en pares leucosoma-melanosoma paralelos a la foliación principal (S2), dando lugar a una estructura estromática. Mineralógicamente están compuestos por cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico, con proporciones variables de biotita, sillimanita, cordierita y granate, así como de moscovita secundaria. Los ortogneises tonalíticos presentan un bandeado composicional penetrativo (S2), definido por la alternancia de lentejones cuarzo-feldespáticos claros y niveles continuos oscuros ricos en biotita y en ocasiones hornblenda. Los lentejones claros son frecuentemente leucosomas con rebordes ricos en biotita y/o anfibol. Los ortogneises dioríticos presentan una estructura bandeada (S2) definida por una alternancia de lentejones cuarzo-plagioclásicos claros y niveles biotítico-anfibólicos oscuros. A escala de afloramiento es posible observar un tránsito entre ortogneises no migmatíticos a ortogneises metatexíticos con desarrollo de leucosomas paralelos a la S2 como consecuencia de procesos de fusión parcial, y a gneises diatexíticos y nebulíticos con bolsadas de leucosoma que corta a la foliación principal. Las diatexitas pueden mostrar gradaciones a granitoides heterogéneos con abundantes estructuras schlieren biotíticas (Fig. 3f). Cuando estos fundidos adquieren un cierto grado de movilidad constituyen leucogranitos homogéneos de tamaño de grano medio a grueso (serie G1 de sin- a tardi-D2; Escuder-Viruete et al., 2021aEscuder-Viruete, J., Correia, J., & Quintana, L. (2021a). Notícia Explicativa da Carta Geológica à esc. 1:250.000 SUL D-33/S e SUL D-33/Z do Namibe. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 180 pp.
).

Los paragneises constituyen una serie compuesta por paragneises biotíticos estromáticos, esquistos biotítico-sillimaníticos, esquistos negros grafitosos, metareniscas feldespáticas y raras cuarcitas feldespáticas. El contacto entre paragneises y ortogneises es neto, observándose en los ortogneises próximos al contacto enclaves de paragneises aplastados ricos en biotita y sillimanita. Estas relaciones indican que los paragneises representan el encajante donde intruyeron los protolitos de los ortogneises. No se han observado intercalaciones de mármoles o de anfibolitas. Los paragneises estromáticos se caracterizan por una estructuración en pares leucosoma-melanosoma (Fig. 3d, gBoniface, N., & Schenk, V. (2012). Neoproterozoic eclogites in the Paleoproterozoic Ubendian Belt of Tanzania: evidence for a Pan-African suture between the Bangweulu Block and the Tanzania Craton. Precambrian Research, 208-211, 72-89.
, hBoniface, N., & Schenk, V. (2012). Neoproterozoic eclogites in the Paleoproterozoic Ubendian Belt of Tanzania: evidence for a Pan-African suture between the Bangweulu Block and the Tanzania Craton. Precambrian Research, 208-211, 72-89.
), que da lugar a un bandeado gneísico (S2). Mineralógicamente, este bandeado está definido por una alternancia de bandas cuarzo-feldespáticas claras y biotítico-sillimaníticas oscuras, donde la elongación de nódulos de sillimanita fibrolítica o de agregados de cuarzo, cordierita y granate define una lineación mineral (L2). Los esquistos biotítico-sillimaníticos se caracterizan por una fábrica plano-lineal (S2-L2), definida por la disposición paralela de las láminas de biotita y la elongación de agregados de sillimanita fibrolítica. Están compuestos por cuarzo, plagioclasa, biotita y sillimanita, junto con proporciones variables de feldespáto potásico, cordierita y granate, así como de moscovita secundaria. En las metareniscas feldespáticas y cuarcitas feldespáticas la foliación S2 está definida por la elongación del agregado cuarzo-feldespático y la orientación preferente de los cristales de biotita e ilmenita.

2.2. Grupo Namibe

El Grupo Namibe está constituido por un tramo basal de anfibolitas y mármoles calcíticos y dolomíticos, sobre el que se superponen pizarras, esquistos, cuarzo-esquistos y metagrauvacas alternantes con intercalaciones de metaconglomerados, cuarcitas y cuarcitas ferruginosas (Fig. 2). Por su semejanza litológica, los conglomerados, cuarcitas, cuarcitas ferruginosas y esquistos de la Sierra de Chicallungo (Gutiérrez-Medina, 2021Gutiérrez-Medina, M. (2021). Notícia Explicativa - Folha Geológica de Munhino Sul D-33/M à E. 1:250.000. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 218 pp.
) son integrados en este trabajo en el Grupo Namibe.

En el vértice de Cuanhangué, el espesor del tramo de anfibolitas y mármoles oscila entre 100 y 150 m. Las anfibolitas son rocas de un característico color verde oliva, de tamaño de grano medio a fino y de estructura masiva o bandeada, que han desarrollado una fábrica plano-lineal penetrativa (S1-L1 o S2-L2; Fig. 4g). La foliación está definida normalmente por la alternancia de capas ricas en anfíbol y plagioclasa y la lineación por la elongación dimensional preferente de los prismas de anfíbol. Los protolitos de estas rocas fueron probablemente doleritas intrusivas como diques o sills en la base de la secuencia metasedimentaria, como sugiere la presencia en el sector de Chaco-Chaco de diques anfibolitizados intrusivos en los mármoles calcíticos (Fig. 4h). En los flancos del antiforme de Tchicolangita, las rocas metacarbonatadas forman un tramo de 250-300 m de espesor constituido por una alternancia de mármoles calcíticos y dolomíticos, que puede intercalar niveles de calco-esquistos y de gneises calco-silicatados de potencia decimétrica. A la escala de afloramiento los mármoles son rocas masivas, de colores blancos, amarillos o gris verdosos, que presentan un bandeado composicional poco definido (S1 o S2). La foliación está definida por el alineamiento paralelo de los granos elongados de calcita o dolomía.

La alternancia de pizarras/esquistos y metagrauvacas con intercalaciones lenticulares de metaconglomerados constituye la asociación litológica dominante del Grupo Namibe. Se trata de una secuencia siliciclástica azoica, muy monótona y potente, cuyo espesor medido ortogonalmente a la foliación principal se estima en varios miles de metros. Teniendo en cuenta las características litológicas y las estructuras sedimentarias preservadas se pueden distinguir tres sectores en el Grupo Namibe cuyo tránsito es gradual: nororiental, central y suroccidental.

En el sector nororiental (Sierra de Chicallungo), la unidad está constituida por metaconglomerados polimícticos basales (Fig. 4c) sobre los que se superpone una alternancia de cuarcitas, cuarcitas ferruginosas y metagrauvacas en capas de espesor métrico. Las capas de metaconglomerados presentan una base erosiva y geometría lenticular, y están compuestos de cantos de composición granítica y cuarcítica (Fig. 4d). Las cuarcitas y metagrauvacas preservan una estructura interna gradada con desarrollo en ocasiones de secuencias de Bouma. La asociación litológica se interpreta como resultado de la sedimentación clástica de tamaño de grano grueso en la parte canalizada de un sistema deposicional turbidítico.

En el sector central (valles de los ríos Giraul y Cubal), la unidad está constituida por un tramo basal de anfibolitas y rocas metacarbonatadas sobre el que se superpone una potente alternancia de pizarras, filitas, cuarzo-esquistos, metagrauvacas y cuarcitas. Las capas metaareniscosas presentan espesores entre 10 cm y 1 m, formando tramos de potencia decamétrica con frecuente ciclicidad en el espesor. Los tramos metareniscosos presentan intercalaciones lenticulares de conglomerados subarcósicos de potencia generalmente menor de 50 cm (Fig. 4e). Estos conglomerados están compuestos por clastos centimétricos de cuarzo y feldespatos poco alterados, que indican un rápido transporte por corrientes de turbidez. Esta interpretación está fundamentada por las estructuras sedimentarias preservadas en los niveles metareniscosos que son características de depósitos turbidíticos, como bases erosivas irregulares, grano-selección normal, laminación paralela y ripples de corriente a techo de las capas. Localmente existe amalgamamiento de capas. La asociación litológica se interpreta como producto de la sedimentación siliciclástica de grano medio y grueso en los lóbulos arenosos de la parte no canalizada proximal de un sistema deposicional turbidítico.

En el sector suroccidental (valle del río Hiquia), la unidad está constituida por filitas y pizarras, con intercalaciones de metagrauvacas, grauvacas cuarzosas y cuarcitas, a menudo de carácter rítmico (Fig. 4f). El espesor de las capas de metareniscas varía entre 1 y 15 cm. Localmente se observan tramos de pizarras y filitas grafitosas de espesor decamétrico. Las estructuras sedimentarias preservadas en las capas incluyen la gradación en el tamaño de grano poco marcada, estructuras tractivas de corriente y laminación paralela. Estas estructuras unidas a la granulometría fina y al delgado espesor de las capas de metarenisca, apuntan a una sedimentación en la franja distal de los lóbulos turbidíticos.

Intercalados en la sucesión de esquistos y metagrauvacas aparecen tramos cartografiables de cuarcitas y cuarcitas ferruginosas, con paranfibolitas subordinadas. Estos tramos poseen entre 10 y 150 m de potencia y constituyen niveles más resistentes a la erosión que definen la macroestructura del Grupo Namibe. Los tramos pueden disminuir su espesor lateralmente, transitando a facies de metagrauvacas. Las cuarcitas y cuarcitas ferruginosas forman capas de entre 10 cm y 2 m de espesor y presentan una geometría lenticular. Poseen una organización interna gradada normal con laminación paralela y cruzada a techo. Resultan de la excavación y progresivo relleno de los canales de alimentación del sistema turbidítico en su parte deposicional más proximal. Las intercalaciones de paranfibolitas y mármoles impuros forman también tramos competentes de potencia decamétrica, que pueden aparecer aisladas o asociadas a las cuarcitas, así como acuñarse lateralmente. Estas intercalaciones se relacionan con episodios de sedimentación carbonatada submarina profunda.

3.1. Macroestructura regional

En la región de Namibe las estructuras eburneanas reconocidas en las rocas metamórficas se agrupan en dos etapas deformativas dúctiles principales D1 y D2, junto con otras dos etapas tardías de menor penetratividad D3 y D4. La etapa D1 está relacionada con una deformación transpresiva senestra, que produjo una fábrica planar S1 subvertical y una lineación asociada L1. Dependiendo de la litología e intensidad de la deformación y metamorfismo, S1 es una pizarrosidad o una esquistosidad en la metapelitas, una esquistosidad grosera o discontinua en las metareniscas competentes o una foliación en las rocas metacarbonatadas recristalizadas.

Estas fábricas y estructuras D1 fueron variablemente superpuestas y obliteradas a todas las escalas por las estructuras asociadas con la deformación D2, que se localizó en los niveles estructuralmente más bajos del Grupo Namibe y en todo el Complejo de Epupa aflorante. La deformación D2 desarrolló una banda de potencia kilométrica de rocas metamórficas caracterizadas por el desarrollo de una fábrica plano-lineal penetrativa (S2-L2), originariamente subhorizontal. En los niveles estructurales más bajos del Grupo Namibe, la S2 es una esquistosidad definida por un bandeado composicional cuarzo-micas y en el Complejo de Epupa se trata de una foliación gneísica a migmatítica. El techo estructural en el desarrollo de la fábrica S2 constituye una zona de décollement de bajo ángulo dúctil mesocortical, la cual particiona verticalmente a la deformación D2 y separa la cobertera metasedimentaria suprayacente de los gneises infrayacentes. La deformación D2 retrabaja por tanto la discordancia entre los gneises del Complejo de Epupa y metasedimentos del Grupo Namibe.

Las deformaciones tardías dúctiles D3 y dúctil-frágiles D4 son las responsables de la macroestructura regional final, que fue formada cuando las rocas alcanzaron un nivel cortical más superficial. La macroestructura consiste en una alternancia de antiformes y sinformes D3, suavemente replegada en bandas transversales por la deformación D4. En la región de Namibe las principales macroestructuras antiformales D3 presentan una dirección ONO-ESE a O-E y son (Fig. 5): el antiforme de Tchicolangita, el antiforme de Konauia, el antiforme de Capolopopo y la estructura antiformal compuesta de Curoca. Estas estructuras presentan a menudo una geometría en forma de domo de gran radio, definidas por el plegamiento de la foliación S1/S2 y al contacto entre el Grupo Namibe estructuralmente suprayacente y el Complexo de Epupa infrayacente que aflora en el núcleo. Separando los antiformes regionales se localizan grandes estructuras sinformales D3, compuestas estas últimas por varias estructuras antiforme-sinforme menores, edificadas en los metasedimentos del Grupo Namibe (Fig. 5). Los principales sinformes son los de Chicallungo, río Giraúl, río Cubai y río Hiquia. Hacia el oeste, todas las macroestructuras D3 quedan ocultas bajo las rocas sedimentarias cenozoicas discordantes de la Cuenca de Namibe. Los planos axiales de las macroestructuras D3 presentan a menudo una traza cartográfica sigmoidal, como consecuencia del plegamiento de dirección NNE-SSO producido por la deformación posterior D4.

Localizados preferente en las áreas antiformales D3, donde el metamorfismo eburneano alcanzó un mayor grado, intruyeron varios macizos graníticos pertenecientes a varias series magmáticas (Escuder-Viruete et al., 2021aEscuder-Viruete, J., Correia, J., & Quintana, L. (2021a). Notícia Explicativa da Carta Geológica à esc. 1:250.000 SUL D-33/S e SUL D-33/Z do Namibe. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 180 pp.
; 2025Escuder-Viruete, J., Valverde-Vaquero, P., Beranoaguirre, A., Montero, P. & Plastov, J.M. (2025). Petrología, fábrica estructural y geocronología U-Pb CA ID-TIMS en circón de las series de granitoides de la región de Namibe in the suroeste de Angola: un registro de la evolución tectonomagmática Eburneana en el Escudo del Congo Suroccidental. Boletín Geológico y Minero (136).
). En función del momento de emplazamiento con respecto a la sucesión de etapas deformativas, se pueden distinguir: granitos y leucogranitos foliados y deformados de sin- a tardi-D2 (serie G1 peralumínica); gabros, dioritas y granitos de tardi-D2 a esencialmente sin-D3 (serie G2 metalumínica); y granitos de sin- a post-D4 (serie G3 metalumínica).

3.2. Mesoestructuras y Asociaciones Minerales

3.2.1. Estratificación S0

 ⌅

La estratificación (S0) está únicamente preservada en las rocas metasedimentarias del Grupo Namibe menos afectadas por la deformación y el metamorfismo eburneano. Aunque la orientación de los planos S0 es muy diversa, se observa un predominio de planos de dirección NE-SO a E-O con ángulos de buzamiento alto (>60°) al S y SO, planos de dirección ONO-ESE con ángulos de buzamiento medio (entre 30° y 60°) al SO, y planos dispuestos subhorizontalmente (Fig. 6a). La orientación del plano medio de S0 es N020°E, con un buzamiento de 78° al SE. Estos datos indican que la S0 está plegada por pliegues D1 de ejes ONO-ESE a NO-SE, aunque la dispersión de los polos sugiere la superposición de deformaciones con otras directrices estructurales.

Figura 6.  (arriba) Corte geológico esquemático de la Hoja Sul D-33/S de Namibe a E. 1:250.000 (mod. Escuder-Viruete et al., 2021aEscuder-Viruete, J., Correia, J., & Quintana, L. (2021a). Notícia Explicativa da Carta Geológica à esc. 1:250.000 SUL D-33/S e SUL D-33/Z do Namibe. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 180 pp.
). La leyenda y situación están incluidas en la Figura 5. (abajo) Proyección estereográfica de polos de los elementos estructurales planares y lineales. Véase la explicación detallada en el texto.

Figure 6.  (up) Schematic geological section of Namibe Sul D-33/S Sheet at E. 1:250.000 (mod. Escuder-Viruete et al., 2021aEscuder-Viruete, J., Correia, J., & Quintana, L. (2021a). Notícia Explicativa da Carta Geológica à esc. 1:250.000 SUL D-33/S e SUL D-33/Z do Namibe. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 180 pp.
). and location are included in Figure 5. (down) Stereographic projection of poles of planar and lineal structural elements. See a detailed explanation in the text.

El plegamiento D1 estuvo acompañado por el desarrollo de venas centimétricas de cuarzo y calcita de segregación, frecuentemente dispuestas “en-échelon”. Estas venas presentan una dirección ONO-ESE a NNO-SSE y un alto ángulo de buzamiento al SO. Durante la deformación progresiva D1, las venas experimentaron un cizallamiento y un plegamiento de ejes subverticales, rotando hasta paralelizarse con la S1 (Fig. 7b). La asimetría del plegamiento y el sentido de rotación de las venas establecen un cizallamiento subvertical senestro. Localmente, se ha observado también una L1 subhorizontal de dirección NO-SE a ONO-ESE. D1 se desarrolló en condiciones metamórficas de la facies de los esquistos verdes y anfibolítica de baja-P en los metasedimentos del Grupo Namibe. En las filitas y esquistos la S1 está definida por un agregado granolepidoblástico de grano fino, compuesto por cuarzo, albita, moscovita, biotita y opacos, con variables cantidades de clorita, cordierita, andalucita, estaurolita y granate.

3.2.3. Deformación D2

 ⌅

En los gneises de la base del Grupo Namibe y en el Complejo de Epupa la foliación principal es una S2 de estructura gneísica a migmatítica. La foliación S1 previa se preserva en microlitones de S2 y en zonas de charnela de pliegues D2. Las principales mesoestructuras asociadas son pliegues isoclinales D2, a menudo de flancos boudinados, y zonas de cizalla dúctil caracterizadas por una fábrica plano-lineal S2-L2 de disposición originariamente subhorizontal (Fig. 7c, dBrandt, S., Will, T.M., & Klemd, R. (2007). Ultrahigh-temperature ommetamorphism and anticlockwise PT paths of sapphirine-bearing orthopyroxene-sillimanite gneisses from the Proterozoic Epupa Complex, NW Namibia. Precambrian Research, 153, 143-178.
). Hacia el décollement de contacto entre el Grupo Namibe y el Complejo de Epupa la S2 es de carácter blastomilonítico. En las figuras 6cBrandt, S., Klemd, R., & Okrusch, M. (2003). Ultrahigh-temperature metamorphism and multistage evolution of garnet-orthopyroxene granulites from the Proterozoic Epupa Complex, NW Namibia. Journal of Petrology, 44, 1121-1144.
y d la foliación gneísica S2 presenta una dirección ONO-ESE a NO-SE y un medio a alto ángulo de buzamiento al NE y SO, tanto en el Grupo Namibe como en el Complejo de Epupa, aunque existe una gran dispersión. En el Complejo de Epupa, los polos de S2 se ajustan a un plano de dirección N218°E y de buzamiento 66° al NO, cuyo polo presenta un ángulo bajo de inmersión al SE, como los ejes de los pliegues D3. Estos datos indican que la foliación S2 está plegada por los antiformes y sinformes D3, como se deduce también a la escala cartográfica. La lineación de estiramiento y/o mineral L2 presenta una orientación dominante ONO-ESE (Fig. 6f), con ángulos de inmersión bajos (<30°) tanto al NO como al SE, aunque existe una gran dispersión producida por el plegamiento D3.

Figura 7.  (a) Zona de charnela de pliegue D1 desarrollado en pizarras y filitas del Grupo Namibe. Nótese cómo la disposición subvertical de la estratificación S0 y la esquistosidad de plano axial S1 está relacionada con pliegues de ejes subverticales. Sector de Muatampembe, cerca cima Bero Giraúl. (b) Venas de cuarzo de segregación metamórfica sin-D1, rotadas y estiradas paralelamente a la S1 durante el cizallamiento subvertical senestro de D1. Nótese la disposición subvertical de L1. Grupo Namibe. Sector de Muatampembe, cerca vértice Bero Giraúl. (c) Venas aplíticas sin-D2, rotadas y estiradas paralelamente a la S2 durante el cizallamiento subhorizontal de D2 dirigido al SE. Grupo Namibe. Cantera en sector de Tamacuala. Carretera Namibe-Virey. Anchura del campo = 3 m. (d) Estructuras S-C mesoscópicas de D2 que ondulan a una S2 subhorizontal desarrollada en esquistos del Grupo Namibe. Arroyo Camungua. Carretera Caraculo-Virey. (e) Pliegues D3 que deforman a la S2 en anfibolitas del Grupo Namibe. Nótese la deformación en los flancos con formación de una S3. Arroyo Catuite, carretera Caraculo a Virey. (f) Venas de leucosoma granítico con granate sin-D2. Obsérvese el paralelismo de las venas con la foliación S2 del paragneis. Complejo de Epupa. Antiforma de Capolopopo. (g) Pliegues apretados y asimétricos D3 con vergencia al NE que doblan a una foliación S2 en paragneises migmatíticos del Complejo de Epupa. Nótese el plegamiento de leucosomas sin-S2 y desarrollo local de S3 de plano axial. Carretera Curoca a Iona. Anchura del campo = 1,5 m. (h) Pliegues angulosos formadas durante D4 en las pizarras y filitas del Grupo Namibe. Sector de Chitangala, al N de Virey.

Figure 7.  (a) Hinge zone of D1 fold developed in slates and phyllites of the Namibe Group. Note how the subvertical disposition of the S0 bedding and the S1 axial-plane schistosity related to folds with steeply plunging fold axis. Muatampembe sector, near Bero Giraúl summit. (b) Syn-D1 metamorphic segregation quartz-veins, rotated and stretched parallel to S1 during sinistral subvertical shearing. Note the subvertical arrangement of L1. Namibe Group. Muatampembe sector, near Bero Giraúl summit. (c) Syn-D2 aplitic veins, rotated and stretched parallel to S2 during SE-directed subhorizontal shearing of D2. Namibe Group. Quarry in the Tamacuala sector. Namibe-Virey road. Field width = 3 m. (d) Mesoscopic S-C structures of D2 undulating a subhorizontal S2 developed in schists of the Namibe Group. Camungua stream. Caraculo-Virey road. (e) D3 folds that deform S2 in amphibolites of the Namibe Group. Note the deformation on the fold limbs with formation of a S3. Catuite stream, Caraculo to Virey road. (f) Veins of granitic leucosome with syn-D2 garnet. Note the parallelism of the veins with the S2 foliation of the paragneiss. Epupa Complex. Antiform of Capolopopo. (g) Tight, asymmetric D3 folds verging to the NE that bend a S2 foliation in migmatitic paragneisses of the Epupa Complex. Note the folding of leucosomes syn-S2 and local development of S3 in the axial plane. Curoca to Iona Road. Field width = 1.5 m. (h) Angular folds formed during D4 in the shales and phyllites of the Namibe Group. Chitangala sector, north of Virey.

D2 se desarrolló en condiciones metamórficas de la facies de las anfibolitas, alcanzando en amplios sectores la fusión parcial (migmatización). En los esquistos y paragneises basales del Grupo Namibe la foliación S2 está definida por lepidoblastos de biotita y moscovita y la lineación L2 por la elongación del agregado cuarzo-feldespático, nematoblastos de sillimanita fibrolítica y sombras de presión en torno a porfiroblastos de andalucita, cordierita o granate. En las anfibolitas la S2 está definida por la elongación de la hornblenda, la plagioclasa y agregados de ilmenita, así como por cantidades variables modales de clinopiroxeno, epidota/clinozoisita, cuarzo, feldespato potásico y calcita. En los paragneises estromáticos del Complejo de Epupa, la S2 está definida por leucosomas lenticulares graníticos paralelos a la foliación S2 en el mesosoma, por lo que la migmatización fue al menos un proceso sin-S2 (Fig. 7f). La foliación S2 migmatítica está también definida por lentejones centimétricos paralelos de pegmatitas y aplitas. En relación con los procesos de fusión parcial sin-D2 en los gneises del Complexo de Epupa se emplazaron los granitos y leucogranitos de la serie G1. Estos granitoides intruyeron formando sills concordantes a la S2, caracterizados a menudo por presentar una fábrica magmática interna planar de biotita. En la parte estructuralmente superior del Grupo Namibe intruyeron diques y sills de aplitas y pegmatitas relacionadas que conforman el enjambre de Giraúl (Fig. 5).

4.1. Geocronología U-Pb SHRIMP

La muestra 16JE283 (UTJED33S171M) es un ortogneis biotitico bandeado del Complejo de Epupa procedente del flanco norte del antiforme D3 de Tchicolangita. Presenta una fábrica plano-lineal S2-L2 penetrativa, plegada débilmente por pliegues D3 de escala métrica y deformada por zonas de cizalla subverticales paralelas a la S3 regional. El ortogneis presenta leucosomas leucograníticos de textura granuda, tanto paralelos a la S2 como, localmente, a la S3 de plano axial de pliegues D3, resultado de la migmatización “in situ”. Los circones obtenidos en el leucosoma y el melanosoma fueron analizados separadamente. Los circones del leucosoma se ajustan con una curva que intersecta a 1830 ± 21 Ma con Concordia (Fig. 8a), interpretándose como la edad de cristalización del magma leucogranítico sin-D2. Los circones del melanosoma han proporcionado edades en núcleos de circones de aproximadamente 2450 y 2025 Ma (no mostrados), por lo que se trata de xenocristales heredados del protolito granítico. Para un grupo de circones de edades entre 1.95 y 1.80 Ga, se obtiene una edad de intersección con la curva de concordia de 1832 ± 15 Ma (Fig. 8b), que se interpreta como la del pico térmico del metamorfismo Eburneano, contemporáneo con la formación de la foliación migmatítica S2 y de leucogranitos anatécnicos sin-D2 (serie magmática G1).

La muestra 16JE92 (UTJED33S037M) es un paragneis pelítico estromático del Complejo de Epupa aflorante en el flanco sur del antiforme D3 de Tchicolangita, muy próximo al contacto con las anfibolitas y mármoles basales del Grupo Namibe. Los paragneises son muy ricos en biotita y sillimanita, cuya orientación define una fábrica plano-lineal S2-L2 penetrativa, paralelamente a la cual se formaron leucosomas graníticos durante la migmatización sin-D2. Esta fábrica presenta una deformación superpuesta en estado sólido que produjo un cizallamiento subparalelo a la S2, desarrollada en condiciones de la facies de las anfibolitas de alta-T. Los circones han proporcionado una edad del

La muestra 16JE187 (UTJED33S113M) constituye un paragneis pelítico de estructura estromática del Complejo de Epupa, aflorante en el núcleo del antiforme D3 de Capolopopo. Los paragneises se caracterizan por el desarrollo de una fábrica plano-lineal no-coaxial S2-L2 penetrativa, que está también definida por leucosomas graníticos de textura granuda resultado de la fusión parcial “in situ” sin-D2. La deformación D2 produjo pliegues isoclinales, zonas de cizalla subparalelas a la S2 y asociaciones minerales de la facies de las anfibolitas de alta-T compuestas por cuarzo + plagioclasa + feldespato-K + biotita + sillimanita + granate. La mayor parte de los 28 circones analizados definen una curva que intercepta con concordia a 1810 ± 19 Ma (Fig. 8e), interpretándose como la edad de la formación de la S2, del pico térmico del metamorfismo Eburneano sin-D2 y de los leucosomas graníticos.

4.2. Geocronología ⁴⁰Ar/³⁶Ar

Un separado de moscovita procedente de la muestra 16JE92 (UTJED33S037M), consistente en un paragneis pelítico estromático, ha proporcionado una edad plateau 1798.1 ± 8.5 Ma (MSWD = 0,40 y probabilidad = 0,75) para seis incrementos en el calentamiento (3 a 8) y el 50.3% del ³⁹Ar liberado (Fig. 9a). Esta edad plateau es equivalente a la edad integrada (media ponderada) de 1798.3 ± 6.0 M, obtenida para esos incrementos del espectro. El método de la isócrona inversa en esos saltos ha proporcionado una edad de 1773.3 ± 9.5 Ma (MSWD = 0.36 y probabilidad 0.87), con una elevada incertidumbre debido al error en la relación inicial ⁴⁰Ar-³⁶Ar (ver Escuder-Viruete et al., 2021aEscuder-Viruete, J., Correia, J., & Quintana, L. (2021a). Notícia Explicativa da Carta Geológica à esc. 1:250.000 SUL D-33/S e SUL D-33/Z do Namibe. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 180 pp.
). La edad plateau se interpreta como la del enfriamiento de la muestra a T < 350-400 °C poco después del pico metamórfico de alto grado sin-D2, indicando una rápida exhumación del Complejo de Epupa. El espectro evidencia también una historia térmica perturbada por un evento a 1734.2 ± 5.6 Ma, como indica la edad integrada (media ponderada) de los siete incrementos más jóvenes.

En la muestra 16JE187 (UTJED33S113M), consistente en un paragneis pelítico estromático, la moscovita retrógrada aparece como grandes lepidoblastos variablemente elongados según la foliación S2. Un separado de este mineral ha proporcionado una edad integrada de 1822.9 ± 4.9 Ma (MSWD = 4.4, probabilidad = 0.003) para nueve incrementos (5 a 13) del calentamiento y el 86.4% del ³⁹Ar desprendido (Fig. 9b). Las edades obtenidas mediante la isocrona normal e inversa en 6 intervalos son de 1794 ± 39 Ma (MSWD = 5.0) y 1783 ± 25 Ma (MSWD = 4.4), respectivamente, aunque con un gran error para la relación inicial ⁴⁰Ar-³⁶Ar (ver Escuder-Viruete et al., 2021aEscuder-Viruete, J., Correia, J., & Quintana, L. (2021a). Notícia Explicativa da Carta Geológica à esc. 1:250.000 SUL D-33/S e SUL D-33/Z do Namibe. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 180 pp.
). La edad integrada está dentro del error de la edad U-Pb SHRIMP obtenida en los circones (1810 ± 19 Ma), interpretada como la del pico térmico del metamorfismo Eburneano sin-D2 en condiciones de estabilidad de la sillimanita + feldespato-K. Por tanto, la edad integrada constituye una edad de enfriamiento poco después del pico térmico y la migmatización del paragneis a T < 350-400 °C (temperatura de cierre de la moscovita; Hodges, 2003Hodges, K. (2003). Geochronology and thermochronology in orogenic systems. In: Heinrich, R., Holland, D., Turekian, K. (Eds.), Treatise on Geochemistry, vols. 3-9. Elsevier Inc., pp. 263-292.
), lo que también indica una rápida exhumación del Complejo de Epupa.

Las edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar obtenidas para la hornblenda y la biotita en los gneises del Complejo de Epupa indican la existencia de eventos térmicos y resetting isotópico durante el Mesoproterozoico, a temperaturas superiores a T ~ 450-500 °C (hornblenda) y T ~ 400 °C (biotita) (ver Escuder-Viruete et al., 2021aEscuder-Viruete, J., Correia, J., & Quintana, L. (2021a). Notícia Explicativa da Carta Geológica à esc. 1:250.000 SUL D-33/S e SUL D-33/Z do Namibe. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 180 pp.
). Estas temperaturas son propias de la facies de los esquistos verdes y las anfibolitas, por lo que probablemente existió una blastesis mineral contemporánea en la región. Por tanto, gran parte de las edades Rb-Sr obtenidas en los trabajos clásicos (Torquato, 1978Torquato, J.R. (1978). Geotectonic outline of Angola. II centenário da Academia de Ciências de Lisboa, Lisboa, 121-149 pp.
; Carvalho, 1984Carvalho, H. (1984). Estratigrafia do Precâmbrico de Angola. Garcia de Orta, Série Geológica, Lisboa, 7 (1-2), 1-66.
; Carvalho & Alves, 1993Carvalho, H., & Alves, P. (1993). The Precambrian of SW Angola and NW Namibia. Instituto de Investigação Cientifica Tropical, Serie Ciencias da Terra Communicacões, 4, 1-38.
; Carvalho et al., 2000Carvalho, H., Tassinari, C., Alves, P.H., Guimaraes, F., & Simoes, M.C. (2000). Geochronological review of the Precambrian in western Angola: links with Brazil. Journal of African Earth Sciences, 31 (2), 383-402.
) deben tenerse en cuenta con reservas, ya que probablemente datan el último enfriamiento de las rocas a T < 500-550 °C, el cual pudo haber sido bastante posterior a la edad de cristalización de los magmas.

5.1. Relaciones entre basamento y cobertera

En el Complejo de Epupa, la existencia de enclaves de paragneises en los ortogneises bandeados y augengneises sugiere que los paragneises constituyen el encajante donde intruyeron los protolitos graníticos en el Paleoproterozoico. Las edades de circones heredados en los ortogneises establecen edades para los protolitos entre 2.05 y 1.95 Ga. Kröner et al. (2010Kröner, A., Rojas-Agramonte, Y., Hegner, E., Hoffman, K.H., & Wingate, M.T.D. (2010). SHRIMP zircon dating and Nd isotopic systematics of Paleoproterozoic migmatitiv orthogneisses in the Epupa Metamorphic Complex of northwest Namibia. Precambrian Research, 183, 50-69.
, 2015)Kröner, A., Rojas-Agramonte, Y., Wong, J., & Wilde, S. (2015). Zircon reconnaissance dating of Proterozoic gneisses along the Kunene River of northwestern Namibia. Tectonophysics, 662, 125-139.
y Kröner & Rojas-Agramonte (2017)Kröner, A., & Rojas-Agramonte, Y. (2017). Mesoproterozoic (Grenville-age) granitoids and supracrustal rocks in Kaokoland, northwestern Namibia, Precambrian Research, 298, 572-592.
aportan datos isotópicos de Nd de los gneises del Complejo de Epupa en Namibia que sugieren la formación de los protolitos a partir de material procedente del manto entre 2.4 y 2.0 Ga. Para estos autores, estos protolitos serían rocas ígneas de composición calco-alcalina, formadas en un arco volcánico continental Eburneano de edad 2.0 ± 0.2 Ga, edificado en el margen meridional del Cratón del Congo. Estos granitoides calco-alcalinos habrían sido deformados, metamorfizados y migmatizados durante episodios avanzados de la orogenia Eburneana.

Las relaciones cartográficas, el contraste litológico, la presencia de conglomerados polimícticos basales en el sector nororiental de la cuenca sedimentaria (Sierra de Chicallungo), el carácter monocíclico y la ausencia de intercalaciones de ortogneises indican que el Grupo Namibe se depositó discordante sobre el Complejo de Epupa. La existencia de un magmatismo máfico hacia la base, registrado por los protolitos de las anfibolitas y metavulcanitas, sugiere que la cuenca se formó por procesos de extensión cortical y fusión parcial del manto con formación de basaltos. En los sectores centrales y suroccidentales de la cuenca, la sedimentación fue inicialmente carbonatada, depositándose los protolitos de los mármoles calcíticos y dolomíticos, continuándose con la acumulación de una monótona y potente secuencia de sedimentos siliciclásticos, cuyas características sedimentológicas en parte reconocibles indican su deposición en la zona de canales de alimentación y de lóbulos deposicionales de un sistema turbidítico. La composición de los conglomerados y microconglomerados de las facies canalizadas, indican la existencia de áreas fuente de composición granítica y cuarcítica, así como un rápido transporte al medio deposicional por corrientes de turbidez. Teniendo en cuenta las edades de los circones heredados obtenidas en los paragneises del Complejo de Epupa y las del metamorfismo regional eburneano, la edad del Grupo Namibe se estima entre 1.97-1.95 y 1.85-1.83 Ga.

5.2. Evolución estructural y metamórfica

Los datos estructurales a todas las escalas indican que tanto las rocas del Complejo de Epupa como las del Grupo Namibe suprayacente experimentaron una deformación dúctil polifásica (D1 a D4) y un metamorfismo regional que, en amplios sectores, alcanzó las condiciones de fusión parcial durante la orogenia Eburneana. En la región de Namibe, esta deformación polifásica ha borrado los restos de eventos tectonometamórficos previos en el Complejo de Epupa.

La deformación D1 fue pervasiva en los metasedimentos del Grupo Namibe. D1 produjo una macroestructura de pliegues de dirección ONO-ESE a NO-SE y vergencia al NNE, los cuales pliegan a la estratificación S0 y dan lugar a una esquistosidad de plano axial S1 y a una lineación de intersección subvertical L1. La deformación D1 consistió en un régimen transpresivo senestro (relacionada con una convergencia oblicua), que produjo un acortamiento NE-SO a NNE-SSO perpendicular a S1 y un estiramiento subvertical paralelo a L1, dando lugar a un engrosamiento cortical (Fig. 10). En el Complejo de Epupa sólo se han reconocido mesostructuras producidas por D1, tales como pliegues isoclinales D1 y una S1 plegada intrafoliarmente.

La deformación D2 produjo fábricas plano-lineales S2-L2 y zonas de cizalla dúctil subparalelas al contacto entre el Grupo Namibe y el Complejo de Epupa, que constituyó una zona de décollement originalmente subhorizontal. Hacia los niveles estructuralmente bajos del Grupo Namibe, la S1 aparece crenulada y plegada intrafoliarmente dentro de microlitones S2. En estos niveles estructurales y en el Complejo de Epupa infrayacente, la deformación D2 produjo la transposición por la S2 de las fábricas previas y estuvo acompañada con la formación de leucosomas paralelos a S2. D2 estuvo también acompañada por la formación de venas y sills de aplitas, pegmatitas y leucogranitos concordantes con S2. El metamorfismo progrado contemporáneo con D1 y D2 alcanzó condiciones de la facies de los esquistos verdes y de las anfibolitas en el Grupo Namibe y de las anfibolitas de alta-T (asociaciones con Sill + Kfs y desaparición de Ms) en el Complejo de Epupa. La deformación D2 consistió en un estiramiento subhorizontal de orientación NO-SE, acompañado por un cizallamiento subhorizontal dirigido al SE, que produjo el desplazamiento lateral del Complejo de Epupa a escala regional (Fig. 10).

Este flujo lateral de la corteza media fue cinemáticamente compatible con el acortamiento NE-SO perpendicular de la corteza superior representada por el Grupo Namibe. Por tanto, la zona de décollement D2 puede ser considerada cinemáticamente como una zona de acoplamiento en el sentido de Teyssier et al. (2002)Teyssier, C., Tikoff, B. & Waters, C. (2002). Attachment between brittle and ductile crust at wrenching plate boundaries. In: Bertotti, G., Schulmann, K. & Cloetingh, S. (eds). Continental Collision and the Tectono-sedimentary Evolution of Forelands. European Geophysical Society Special Publication, 1, 93-117.
y Tikoff et al. (2002Tikoff, B. Teyssier, C. & Waters, C. (2002). Clutch tectonics and the partial attachment of lithospheric layers. In: Bertotti, G., Schulmann, K. & Cloetingh, S. (eds) Continental Collision and the Tectono-sedimentary Evolution of Forelands. European Geophysical Society Special Publication, 1, 119-144.
, 2004)Tikoff, B., Russo, R., Teyssier, Ch., & Tommasi, A. (2004). Mantle-driven deformation of orogenic zones and clutch tectonics. In: Grocott, J., Mccaffrey, K.J.W., Taylor, G. & Tikoff, B. (eds), Vertical Coupling and Decoupling in the Lithosphere. Geological Society, London, Special Publications, 227, 41-64.
, la cual permitió la compatibilidad entre modos de deformación distintos en la corteza. Es decir, esta zona de acoplamiento subhorizontal desarrollada en la corteza media permitió combinar cinemáticamente el acortamiento oblicuo al orógeno en estiramiento subvertical en el Grupo Namibe superior y el flujo subhorizontal en el Complejo de Epupa inferior. El límite estructural superior de la zona de acoplamiento coincide con la isograda de Sil + Kfs y el inicio de los procesos de fusión parcial, resultando un alto gradiente térmico. Por tanto, la mayor intensidad de la deformación D2 se localizó a lo largo de la zona de acoplamiento, donde existió un fuerte contraste reológico entre los metasedimentos del Grupo Namibe más competentes por encima y los gneises parcialmente fundidos del Complejo de Epupa menos competentes por debajo. El contrase reológico de este límite durante D2 (y D3) controló la formación de domos gneísicos en el Complejo de Epupa y permitió la exhumación de la corteza media parcialmente fundida por flotabilidad.

La deformación dúctil D3 fue más heterogénea y afectó conjuntamente al Grupo Namibe y al Complejo de Epupa. Produjo un plegamiento de dirección ONO-ESE a NO-SE y vergencia al NNE/NE, responsable de la macroestructura regional en antiformas y sinformas. En el Grupo Namibe, la S1/S2 está localmente crenulada por una S3 desarrollada en facies de los esquistos verdes a anfibolítica. En el Complejo de Epupa D3 dio lugar a una S3 subvertical y una L3 de crenulación de bajo ángulo de inmersión al NE y SE longitudinalmente a los antiformes. La presencia de leucosomas paralelos a la S3 indica condiciones metamórficas locales de la facies anfibolítica superior y de la migmatización durante D3, particularmente hacia el contacto con los granitoides sin-D3.

La deformación D4 tuvo un carácter dúctil-frágil y desarrolló estructuras compresionales poco penetrativa a lo largo de bandas. Macroscópicamente produjo pliegues subverticales de geometría kink y dirección NNE-SSO, que indican un acortamiento regional O-E a ONO-ESE.

5.3. Significado de los datos geocronológicos

La Figura 11a muestra los diagramas de frecuencia de todas las edades U-Pb concordantes de circones obtenidas en las muestras de orto- y paragneises del Complejo de Epupa. Las edades obtenidas son fundamentalmente del Paleoproterozoico, siendo mucho menos frecuentes del Arcaico. Se pueden diferenciar siete agrupaciones de edades principales con máximos a: 3.10, 2.55, 2.40, 2.05, 1.95, 1.85 y 1.80 Ga, siendo esta última la dominante. Estas agrupaciones son comparables a los grupos de edades U-Pb concordantes en circones detríticos, obtenidas por Gärtner et al. (2014)Gärtner, A., Linnemann, U., & Hofmann, M. (2014). The provenance of northern Kalahari Basin sediments and growth history of the southern Congo Craton reconstructed by U-Pb ages of zircons from recent river sands. International Journal Earth Science, 103, 579-595.
en un sedimento fluvial del río Cunene a su paso por Ruacaná (frontera Angola-Namibia), procedentes de un área de captación del Escudo del Congo Occidental. Aunque las frecuencias son distintas, estos autores obtienen concentraciones de edades radiométricas con máximos de 2570, 1964, 1861, 1778 y 1736 Ma, siendo la de 1964 Ma la dominante (Fig. 11b), así como otras del Mesoproterozoico (no mostradas). Estos autores correlacionan estas concentraciones de edades U-Pb con los principales eventos tectonomagmáticos y tectonometamórficos en la historia del Escudo del Congo Suroccidental. Estos eventos se relacionan con el crecimiento de la corteza continental por procesos orogénicos, o proceder de fragmentos de corteza más antiguos que fueron retrabajados durante eventos orogénicos más recientes.

Siguiendo el modelo de ciclos supercontinentales de Rino et al. (2004)Rino, S., Komiya, T., Windley, B.F., Katayama, I., Motoki, A., & Hirata, T. (2004). Major episodic increases of continental crustal growth determined from zircon ages of river sand; implications for mantle overturns in Early Precambrian. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 146, 369-394.
, las poblaciones más frecuentes de circones se forman durante la dispersión de un supercontinente y el amalgamamiento de su sucesor (Bradley, 2011Bradley, D.C. (2011). Secular trends in the geologic record and the supercontinent cycle. Earth Science Reviews, 108, 16-33.
; Roberts et al., 2015Roberts, N.M.W., Van Kranendonk, M., Parman, S., Shirey, S., & Clift, P.D. (2015). Continent formation through Time. Geological Society, London, Special Publications, 389, 197-225.
). Desde este punto de vista, las diferentes poblaciones de circones de la Figura 11a podrían relacionarse con los principales eventos geodinámicos que experimentó la región de Namibe a lo largo de su historia geológica. En este sentido, la concentración de edades de circón de 2.55 Ga podría relacionarse con el desmembramiento del hipotético continente de Vaalbara entre 2.7-2.5 Ga. Posteriormente, la dispersión continental en el Paleoproterozoico culmina con la formación del continente Columbia (o Nuna) entre 2.1 y 1.9 Ga. Como la mayoría de los circones han proporcionado edades entre 2.0 y 1.8 Ga, la formación de las rocas ígneas y metamórficas de la región de Namibe puede relacionarse con este ciclo supercontinental.

Por otro lado, resulta significativa la ausencia de circones Mesoproterozoicos de edades entre 1.5 y 1.3 Ga, relacionados con la ruptura de Columbia, y de edades entre 1.3 y 1.1 Ga, asociados a la formación de Rodinia. Estos grupos de edades de circones han sido relacionados con el magmatismo y la orogenia Kibariana en los bordes del Cratón del Congo (Gärtner et al., 2014Gärtner, A., Linnemann, U., & Hofmann, M. (2014). The provenance of northern Kalahari Basin sediments and growth history of the southern Congo Craton reconstructed by U-Pb ages of zircons from recent river sands. International Journal Earth Science, 103, 579-595.
). La ausencia de estas poblaciones de circones sugiere que la orogenia Kibariana no tuvo una impronta importante en la región de Namibe. Aunque poco frecuentes, se han obtenido poblaciones de circones que establecen edades entre 0.6 y 0.5 Ga (intersecciones inferiores con curva de concordia), las cuales se pueden relacionar con eventos de la orogenia Panafricana y la construcción del Cinturón de Kaoko en el suroeste de Angola y Namibia.

Los datos geocronológicos U-Pb SHRIMP indican la existencia de un primer grupo de edades entre 2.60 y 1.97 Ga, obtenidas en xenocristales heredados o en núcleos detríticos de circones zonados en los orto y paragneises del Complejo de Epupa de la región de Namibe. Estos resultados dan cuenta de las edades tanto de las áreas fuente de los protolitos sedimentarios como de la cristalización de los protolitos ígneos del complejo. Los resultados obtenidos en monocircones y bordes recrecidos de circones zonados en los orto y paragneises del Complejo de Epupa permiten definir un segundo grupo de edades entre 1.83 y 1.81 Ga. Estas edades U-Pb SHRIMP se relacionan con la evolución tectonometamórfica eburneana de la región de Namibe. Junto con los resultados geocronológicos ⁴⁰Ar/³⁹Ar, las edades indican que el pico térmico del metamorfismo sin-D2 (1832 ± 15 Ma y 1810 ± 19 Ma), la cristalización de leucosomas paralelos a la foliación S2 (1830 ± 21 Ma), la cristalización de leucogranitos anatécticos (1808 ± 7 Ma; serie G1) y la rápida exhumación del Complejo de Epupa a T < 350-400 ºC (1822 ± 5 Ma), tuvieron lugar en un corto intervalo de tiempo (~10 Ma).

A modo de síntesis, la Figura 11c presenta una recopilación de las edades U-Pb en circones obtenidas mediante las técnicas TIMS y SHRIMP en las rocas ígneas y metamórficas Paleoproterozoicas de la región de Namibe (Escuder-Viruete et al., 2021bEscuder-Viruete, J., & Gumiel, J.C. (2021b). Notícia explicativa da Folha Geológica à escala 1:250.000 de Andulo/SUL C33-X metade Sul. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 210 pp.
, cEscuder-Viruete, J., & Gumiel, J.C. (2021c). Notícia explicativa da Folha Geológica à escala 1:250.000 de Cahama/SUL E33-C-I. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 226 pp.
; y referencias incluidas), así como datos de la bibliografía regional del Escudo del Congo (recogidos en de Wit & Linol, 2015de Wit, M.J., & Linol, B. (2015). Precambrian Basement of the Congo Basin and its flanking terrains. In: de Wit, M.J. (ed.), Geology and Resource Potential of the Congo Basin. Regional Geology Reviews. Springer-Verlag Berlin Heidelberg. 417 pp.
; Jelsma et al., 2018Jelsma, H.A., McCourt, S., Perritt, S.H., & Armstrong, R.A. (2018). The Geology and Evolution of the Angolan Shield, Congo Craton. In: Siegesmund, S., et al. (eds.), Geology of Southwest Gondwana. Regional Geology Reviews, 217-239.
). Esta recopilación de edades permite encajar los diversos eventos tectonomagmáticos y tectonometamórficos reconocidos en la región de Namibe, en un contexto más amplio de la evolución eburneana del Escudo del Congo Suroccidental. La recopilación de edades permite distinguir, al menos, cuatro eventos tectonomagmáticos ebuneanos (I, II, III y IV), acompañados por tres eventos tectonometamórficos de alta-T y migmatización, pero de desarrollo geográfico variable.

El evento I de edades entre 2.01 y 1.98 Ga está registrado por la intrusión de la serie magmática M en el sector de Kuito y Andulo (Escuder-Viruete et al., 2021bEscuder-Viruete, J., & Gumiel, J.C. (2021b). Notícia explicativa da Folha Geológica à escala 1:250.000 de Andulo/SUL C33-X metade Sul. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 210 pp.
), próximo al Cinturón Móvil de Angola Central, así como por xenocristales heredados en los paragneises del Complexo de Epupa y en granitoides más jóvenes, sugiriendo procesos de retrabajamiento cortical. El evento tectonometamórfico relacionado se caracteriza por una deformación dúctil polifásica y penetrativa, que originó un engrosamiento cortical y un metamorfismo regional de media y baja-P (Escuder-Viruete et al., 2021bEscuder-Viruete, J., & Gumiel, J.C. (2021b). Notícia explicativa da Folha Geológica à escala 1:250.000 de Andulo/SUL C33-X metade Sul. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 210 pp.
).

El evento II de edades entre 1.97 y 1.95 Ga está definido por la intrusión de granitoides de la serie magmática L en el sector de Kuito y Andulo (Galán-Pérez, 2021Galán-Pérez, G. (2021). Notícia Explicativa da Carta Geológica de Kuito à escala 1:250.000. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 178 pp.
). Indirectamente, este grupo de intrusiones constriñe la edad de los metasedimentos del Grupo Chivanda entre 1.98 y 1.97 Ga.

El evento III de edades entre 1.83 y 1.81 Ga está registrado en los orto y paragneises del Complejo de Epupa, así como en los metasedimentos del Grupo Namibe del sector de Namibe y Cunene del norte de Namibia (Escuder-Viruete et al., 2021aEscuder-Viruete, J., Correia, J., & Quintana, L. (2021a). Notícia Explicativa da Carta Geológica à esc. 1:250.000 SUL D-33/S e SUL D-33/Z do Namibe. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 180 pp.
). Por tanto, la orogenia Eburneana se desplazó geográficamente desde el NE hacia el SO (actuales coordenadas) durante la evolución del orógeno Eburneano en el Paleoproterozoico. Está relacionado con un evento tectonometamórfico caracterizado por una deformación dúctil polifásica, engrosamiento cortical, metamorfismo regional de baja-P, procesos de fusión parcial y formación de leucogranitos anatécticos de la serie magmática G1. Estas relaciones permiten establecer una edad para la sedimentación de los protolitos del Grupo Namibe entre 1.97-1.95 y 1.85-1.83 Ga. Como se indica en la Figura 11c, entre 1.81 y 1.80 Ga intruyeron las rocas plutónicas de las series magmáticas G1, G2 y G3 (Escuder-Viruete et al., 2021aEscuder-Viruete, J., Correia, J., & Quintana, L. (2021a). Notícia Explicativa da Carta Geológica à esc. 1:250.000 SUL D-33/S e SUL D-33/Z do Namibe. Instituto Geológico de Angola. Ministério de Recursos Minerais e Petróleos. Luanda. 180 pp.
, 2025Escuder-Viruete, J., Valverde-Vaquero, P., Beranoaguirre, A., Montero, P. & Plastov, J.M. (2025). Petrología, fábrica estructural y geocronología U-Pb CA ID-TIMS en circón de las series de granitoides de la región de Namibe in the suroeste de Angola: un registro de la evolución tectonomagmática Eburneana en el Escudo del Congo Suroccidental. Boletín Geológico y Minero (136).
). Por tanto, la deformación y metamorfismo regional desarrollados en la región de Namibe fueron relativamente tardío en el contexto de la evolución orogénica Eburneana. Las edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar obtenidas para separados minerales de moscovita en las muestras de paragneises son similares dentro del error a las edades SHRIMP obtenidas en la misma muestra para el pico térmico del metamorfismo sin-D2 (evento III) y la formación de leucosomas S2, lo que indica que el enfriamiento del Complejo de Epupa a T<350-400 °C fue muy rápido e implica su rápida exhumación.

El evento IV de edades entre 1.80 y 1.76 Ga está registrado en el Complejo de Epupa aflorante en la región de Cunene y en el basamento del Cinturón de Kaoko. Según Kröner et al. (2010Kröner, A., Rojas-Agramonte, Y., Hegner, E., Hoffman, K.H., & Wingate, M.T.D. (2010). SHRIMP zircon dating and Nd isotopic systematics of Paleoproterozoic migmatitiv orthogneisses in the Epupa Metamorphic Complex of northwest Namibia. Precambrian Research, 183, 50-69.
, 2015Kröner, A., Rojas-Agramonte, Y., Wong, J., & Wilde, S. (2015). Zircon reconnaissance dating of Proterozoic gneisses along the Kunene River of northwestern Namibia. Tectonophysics, 662, 125-139.
, 2017)Kröner, A., & Rojas-Agramonte, Y. (2017). Mesoproterozoic (Grenville-age) granitoids and supracrustal rocks in Kaokoland, northwestern Namibia, Precambrian Research, 298, 572-592.
, estas edades se relacionan con un evento tectonometamórfico eburneano más reciente, que produjo deformación dúctil, metamorfismo regional, migmatización e intrusión de granitoides en la región norte de Namibia.