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

1.1. Cratones y Escudos de África Central

El territorio de Angola se encuentra geológicamente dentro del Escudo del Congo Suroccidental en África Central (Fig. 1; sensu 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 Escudo incluye varios cratones Arcaicos (sensu Stankiewicz & de Wit, 2013Stankiewicz, J., & de Wit, M. (2013) 3.5 billion years of reshaped Moho, southern Africa. Tectonophysics, 609, 675-689.
) estabilizados hace más de 2.5 Ga, los cuales forman bloques corticales 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). El Escudo del Congo Suroccidental experimentó procesos tectono-magmáticos y tectono-metamórficos relacionados con la orogenia Eburneana (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. S. Siegesmund et al. (eds.), Geology of Southwest Gondwana, Regional Geology Reviews, 217-239.
). Este Escudo incluye los cratones arcaicos de Ntem, Cuango y Kasai (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.
; 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: https://doi.org/10.14682/2016GEOAFR
, 2018Thiéblemont, D., Callec, Y., Fernandez-Alonso, M., & Chène, F. (2018). A Geological and Isotopic Framework of Precambrian Terrains in Western Central Africa: An Introduction. S. Siegesmund et al. (eds.), Geology of Southwest Gondwana, Regional Geology Reviews, 107-132.
), así como un extenso dominio cortical en el suroeste en Angola y noroeste de Namibia, comúnmente conocido 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.
), que consiste principalmente en corteza Eburneana y Kibariana (Fig. 1). 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.
, 2013Jelsma, H., Krishnan, U., Perritt, S., Preston, R., Winter, F., Lemotlo, L., van der Linde, G., Armstrong, R., Phillips, D., Joy, S., Costa, J., Facatino, M., Posser, A., Kumar, M., Wallace, C., Chinn, I., & Henning, A. (2013). Kimberlites from central Angola: a case study of exploration findings. In: Pearson G, et al. (eds) Proceedings of 10th International Kimberlite Conference, Vol 1. Special Issue of the Journal of the Geological Society of India, Springer, India, pp 173-190. https://doi.org/10.1007/978-81-322-1173-0_12
, 2018Jelsma, H.A., McCourt, S., Perritt, S.H., & Armstrong, R.A. (2018). The Geology and Evolution of the Angolan Shield, Congo Craton. S. Siegesmund 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.
), identifican en este dominio cortical el Cinturón Móvil de Angola Central (Fig. 1), que contribuyó a la consolidación del Escudo del Congo Suroccidental. Este cinturón, con una orientación NO-SE y aproximadamente 200 km de ancho, se caracteriza por una deformación dúctil intensa y metamorfismo regional Eburneano en facies de anfibolitas y granulitas, acompañado por un amplio magmatismo granítico, que ha reactivado a rocas graníticas y greenstones de edad Arcaico (Carvalho & Alves, 1993Carvalho, H., & Alves, P. (1993). The Precambrian of SW Angola and NW Namibia: Instituto de Investigacao Cientifica Tropical, Serie Ciencias da Terra Communicacoes, 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.
; 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.
, 2013Jelsma, H., Krishnan, U., Perritt, S., Preston, R., Winter, F., Lemotlo, L., van der Linde, G., Armstrong, R., Phillips, D., Joy, S., Costa, J., Facatino, M., Posser, A., Kumar, M., Wallace, C., Chinn, I., & Henning, A. (2013). Kimberlites from central Angola: a case study of exploration findings. In: Pearson G, et al. (eds) Proceedings of 10th International Kimberlite Conference, Vol 1. Special Issue of the Journal of the Geological Society of India, Springer, India, pp 173-190. https://doi.org/10.1007/978-81-322-1173-0_12
, 2018Jelsma, H.A., McCourt, S., Perritt, S.H., & Armstrong, R.A. (2018). The Geology and Evolution of the Angolan Shield, Congo Craton. S. Siegesmund 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.
). Sin embargo, los datos del Proyecto PLANAGEO sugieren que el área afectada por la orogenia Eburneana se extiende cientos de kilómetros más al sur del Cinturón Móvil de Angola Central (p.e. Merino Martínez et al., 2022Merino Martínez, E., Rodrigues, J.F., Ferreira, E., Chamizo Borreguero, M., Potti, J., Labaredas, J., Francés, A., Morais, A., Oliveira, A., & Pereira, E. (2022). Notícia Explicativa do Mapa Geológico de Angola, Zona UTE à esc. 1:1 000 000. 91 pp.
), lo que indica que sus límites estructurales aún no están bien definidos. La región de Namibe en el suroeste de Angola forma parte de este sector poco conocido del Escudo del Congo Suroccidental.

1.2. Objetivos del trabajo

En presente estudio aborda la petrología, la firma radiométrica de potasio (K), las fábricas estructurales y la geocronología U-Pb TIMS en circón de los granitoides de la región de Namibe al suroeste de Angola. Estos datos se derivan la cartografía geológica a escala 1:250 000 llevada a cabo en la Hoja Sul D-33/S de Namibe como parte 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.
). En conjunto, estos datos permiten, por primera vez, establecer: (1) las características texturales y mineralógicas de las diferentes series graníticas; (2) las estructuras y fábricas magmáticas resultantes de su emplazamiento; y (3) la edad de su intrusión durante el Paleoproterozoico. Dentro del contexto de la evolución geológica del Escudo del Congo Suroccidental, estos resultados permiten discutir para la región de Namibe: (1) la presencia de una secuencia tectonomagmática de granitoides conformada por tres series composicionales; (2) el tiempo de emplazamiento de cada serie en relación con la evolución tectónica regional; y (3) las relaciones temporales de cada serie con el pico térmico del metamorfismo Eburneano, los procesos de fusión parcial y la posterior evolución retrógrada.

1.3. Nomenclatura de unidades ígneas

El estudio de las rocas ígneas aflorantes en la región de Namibe ha seguido los criterios para la definición de unidades litodémicas establecidos por la NASC (North American Commission on Stratigraphic Nomenclature, 2005North American Commission on Stratigraphic Nomenclature (2005). North American Stratigraphic Code. AAPG Bulletin, 89 (11), 1547-1591. doi: https://doi.org/10.1306/07050504129
). Según esta nomenclatura, un litodema es un volumen rocoso cartografiable en la superficie de la Tierra, constituido por una roca ígnea intrusiva, una roca intensamente metamorfizada, o una roca deformada en condiciones dúctiles de forma pervasiva, que se caracteriza por una homogeneidad litológica. Desde un punto de vista práctico, los litodemas de rocas ígneas se refieren a unidades cartográficas tales como plutones, lopolitos, lacolitos o macizos graníticos, caracterizados por una litología distintiva, que puede incluir aspectos tales como su mineralogía, textura, tamaño de grano, o atributos estructurales como una fábrica magmática o foliación deformativa en estado sólido. Siguiendo esta nomenclatura, es posible definir “series” (suites) plutónicas, o “series” intrusivas, como unidades cartográficas de mayor rango compuestas por dos o más litodemas de rocas del mismo tipo (por ejemplo, plutónicas), que recogen las relaciones naturales que existen entre ellos, en particular, presentan unas características litológicas comunes. Una “superserie” (supersuite) es una unidad cartográfica de mayor rango, que comprende dos o más series que presentan relaciones naturales tanto en sentido vertical como lateral. La definición de unidades litodémicas es independiente de las interpretaciones genéticas o de la historia geológica inferida. En la definición formal de unidades se han asignado nombres compuestos de (a) un término descriptivo apropiado, seguido por (b) un nombre geográfico o localidad tipo.

1.4. Metodología de la geocronología U-Pb CA ID-TIMS en circón

La separación mineral de los circones y su posterior datación isotópica mediante U-Pb CA ID-TIMS se realizó en los laboratorios del CN-IGME en Tres Cantos. Las muestras geocronológicas se prepararon mediante trituración y molienda. El circón fue concentrado empleando el método “water-based” de Söderlund & Johansson (2002)Söderlund, U., & Johansson, L. (2002). A simple way to extract baddeleyite (ZrO₂). G³ Geochemistry Geophysics Geosystems, 3(2), 1-7.
, que evita el empleo de líquidos densos, y separación magnética de circones de distintas calidades paramagnéticas mediante un separador magnético isodinámico Frantz, seleccionándose bajo la lupa binocular los circones más euhedrales y menos paramagnéticos (Krogh, 1982Krogh, T.E. (1982). Improved accuracy of U-Pb zircon age by selection of more concordant fractions using a high gradient magnetic separation technique. Geochimica et Cosmochimica Acta, 46, 631-635.
) para su posterior análisis.

Los circones analizados fueron pretratados con abrasión química (Chemical abrassion, CA method, Mattison, 2005Mattison, J.M. (2005). Zircon U-Pb chemical abrasion (CA-TIMS) method: combined annealing and multistep partial dissolution analysis for improved precision and accuracy of zircon ages. Chemical Geology, 220, 47-66.
) para minimizar /eliminar los efectos de perdida de Pb secundaria. Para ello los circones fueron sometidos a choque térmico o “annealing” a 950^oC durante 48 horas y un ataque químico con HF+8N HNO₃ a 180^oC durante 12 horas, y lavados. Posteriormente las fracciones multigrano de 2 a 15 cristales seleccionadas fueron disueltas, previa adición de un trazador triple ²⁰⁵Pb-²³³U-²³⁵U (trazador BSU-1B, Cortesía laboratorio MIT), en minireactores tipo Parrish dentro de una bomba Parr. El U y el Pb fueron separados según el método de Krogh (1973)Krogh, T.E. (1973). A low contamination method for the hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determinations. Geochimica et Cosmochimica Acta, 37, 485-494.
empleando minicolumnas cromatográficas en sala blanca. Estos procedimientos están detallados en Valverde-Vaquero (2009)Valverde-Vaquero, P. (2009). Método de datación U-Pb ID TIMS en el laboratorio geocronológico del IGME (Tres Cantos). VII Congreso Ibérico de Geoquímica, Soria (España), Comunicaciones, 758-765.
y Rubio-Ordoñez et al. (2012)Rubio-Ordoñez, A., Valverde-Vaquero, P., Corretge, L.G., Cuesta, A., Gallastegui, G., Fernández-González, M., & Gerdes, A. (2012). An Early Ordovician tonalitic-granodioritic belt along the Schistose-Greywacke Domain of the Central Iberian Zone (Iberian Massif, Variscan Belt). Geological Magazine, 149, 927-939.
. Las relaciones isotópicas se midieron con un espectrómetro de masas multicolector de termo-ionización (TIMS) modelo Triton equipado con un contador de iones axial SEM de MassCom y copas Faraday con resistores de 10^-11 ohm. Las muestras se cargaron en filamento de renio previamente desgasificado con una mezcla de gel de sílice y H₃PO₄ como activador (Gertenberger & Haase, 1997Gerstenberger, H., & Haase, G. (1997). A highly effective emitter substance for mass spectrometric Pb isotope ratio determinations. Chemical Geology, 136, 309-312.
). Los isótopos de Pb se midieron a temperaturas de 1300-1500°C y los de U a 1450-1600°C en forma de dióxido. La linearidad y la corrección del tiempo muerto del SEM se chequearon con los estándares U500 y NBS982 empleando los métodos en Arden & Gale (1974)Arden, J.W & Gale, N.H. (1974). Separation of trace amounts of Uranium and Thorium and their determination by mass spectrometric isotope dilution. Analytical Chemistry, 46, 687-691.
y Richter et al. (2001)Richter, S.A., Goldberg, S.A., Mason, P.B., Traina, A.J., & Schwieters, J.B. (2001). Linearity test for secondary electron multipliers used in isotope ratio mass spectrometry. International Journal of Mass Spectrometry, 206(1-2), 105-127.
. En los análisis en modo multicolección del Pb, el ²⁰⁴Pb se midió con el contador SEM axial, y se empleó una línea de base de 1/3 la duración del experimento después del centrado de pico inicial. Para los análisis en modo de salto de pico con el SEM se realiza un centrado de pico en todas las masas de interés antes de recoger los datos, y en el caso de los análisis de Pb se controlan las masas 202 y 203 y se mide la relación 203/205, al objeto de controlar posibles interferencias. La participación en el experimento Earthtime ha permitido validar los métodos y comprobar la calibración con la solución artificial de 500 Ma de Earthtime, asegurando la calibración del trazador y la corrección del oxígeno en las medidas del uranio con una precisión y fiabilidad (“accuracy”) del 0.1%. Los datos fueron procesados empleando la hoja de cálculo de Isachsen, Coleman & Schmitz (2007)Isachen, C.E., Coleman, D.S., & Schmitz, M. (2007). Pb MacDat program. Available et http://www.earthtime.org
. Todas las relaciones isotópicas finales están corregidas para el fraccionamiento del Pb (0.11±0.02% AMU), del U (con el trazador ²³³U-²³⁵U, media 0.10±0.02% AMU), blancos (2-5 pg Pb, 0.1pg U) y el plomo común inicial según Stacey & Kramers (1975)Stacey, J.S., & Kramer, J.D. (1975). Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two stage model. Earth and Planetary Science Letters, 26, 207-221.
. Todos los datos se representaron gráficamente y las edades se calcularon con el programa Isoplot de Ludwig (2003)Ludwig, K.R. (2003). Isoplot 3.00. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center, Special Publication No. 4.
.

2.1. Geología de la región de Namibe

En la región de Namibe al suroeste de Angola se pueden distinguir dos conjuntos metamórficos de edad Paleoproterozoico (Fig. 2): (1) el conjunto de orto y paragneises del Complejo de Epupa (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.
; 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.
); y (2) los metasedimentos supracorticales del Grupo Namibe (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.
). Ambos conjuntos son descritos con mayor detalle en Escuder-Viruete et al. (2025; este volumen)Escuder-Viruete, J., Quintana, L., Beranoaguirre, A., Montero, P., Gabites, J. and Valverde-Vaquero, P. (2025). 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. Boletín Geológico y Minero, (136).
.

El Complejo de Epupa está constituido por ortogneises leucograníticos, graníticos, tonalíticos y dioríticos, así como paragneises esencialmente pelíticos, variablemente migmatizados. El Grupo Namibe incluye anfibolitas y mármoles calcíticos y dolomíticos basales sobre los que superpone una potente secuencia de pizarras, esquistos y cuarzo-esquistos, con intercalaciones de metagrauvacas, cuarcitas y metaconglomerados. Las relaciones cartográficas, el contraste litológico, la ausencia de intercalaciones de ortogneises, el carácter monocíclico y la presencia de conglomerados basales, indican que el Grupo Namibe se depositó discordante sobre el Complejo de Epupa (Escuder-Viruete et al., 2025Escuder-Viruete, J., Quintana, L., Beranoaguirre, A., Montero, P., Gabites, J. and Valverde-Vaquero, P. (2025). 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. Boletín Geológico y Minero, (136).
).

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.
, 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.
, los protolitos de los ortogneises del Complejo de Epupa en Namibia fueron granitoides de composición calco-alcalina de edad 2.0 ± 0.2 Ga, relacionados con el magmatismo de un arco volcánico continental Eburneano desarrollado en el margen suroccidental del Escudo del Congo. Estos autores indican que estos granitoides fueron deformados, metamorfizados y migmatizados durante eventos posteriores de la orogenia Eburneana. Para Escuder-Viruete et al. (2025)Escuder-Viruete, J., Quintana, L., Beranoaguirre, A., Montero, P., Gabites, J. and Valverde-Vaquero, P. (2025). 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. Boletín Geológico y Minero, (136).
, los protolitos del Grupo Namibe se depositaron en una cuenca sedimentaria formada por procesos de extensión cortical, acompañados de la fusión parcial del manto y la formación de magmas basálticos. La sedimentación fue inicialmente carbonatada, con episodios locales de vulcanismo máfico, depositándose los protolitos de los mármoles, anfibolitas y metavulcanitas. Posteriormente, continuó la acumulación de sedimentos siliciclásticos turbidíticos relacionados con un sistema de abanicos submarinos profundos. Basándose en las edades U-Pb SHRIMP de circones detríticos, estos autores proponen una edad para el Grupo Namibe entre 1.97-1.95 y 1.85-1.83 Ga.

2.2. Evolución tectónica y metamórfica Eburneana

El Complejo de Epupa y el Grupo Namibe experimentaron durante la orogenia Eburneana una deformación dúctil polifásica y un metamorfismo regional que, en amplios sectores, alcanzó las condiciones de fusión parcial. Las estructuras eburneanas pueden agruparse en dos eventos deformativos dúctiles principales, D1 y D2, junto con otros dos eventos tardíos menos penetrativos, D3 y D4 (Escuder-Viruete et al., 2025Escuder-Viruete, J., Quintana, L., Beranoaguirre, A., Montero, P., Gabites, J. and Valverde-Vaquero, P. (2025). 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. Boletín Geológico y Minero, (136).
).

La deformación D1 estuvo relacionada con un régimen transpresivo senestro que produjo un acortamiento de dirección NNE-SSO, cizallamiento perpendicular senestro y estiramiento subvertical, lo que dio lugar a un engrosamiento cortical. En el Grupo Namibe, la principal macroestructura D1 consiste en un sistema de pliegues de dirección ONO-ESE a NO-SE y vergencia al NNE, que pliegan a la estratificación S0 y generan una esquistosidad de plano axial S1 de alto ángulo de buzamiento al SO, junto con una lineación de intersección subvertical L1.

La deformación D2 generó fábricas plano-lineales S2-L2 originariamente subhorizontales y zonas de cizalla dúctil subparalelas al contacto entre el Grupo Namibe y el Complejo de Epupa estructuralmente infrayacente. En los niveles estructuralmente más bajos del Grupo Namibe y en el Complejo de Epupa infrayacente, la deformación D2 provocó la transposición de las fábricas y estructuras previas por la S2, acompañada por la formación de leucosomas graníticos paralelos a S2 y la intrusión de venas y sills de aplitas, pegmatitas y leucogranitos concordantes con la 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 aplastamiento subvertical y un estiramiento subhorizontal de dirección ONO-ESE a NO-SE, acompañado por un cizallamiento dirigido al SE, lo que indica un flujo lateral de la corteza media a escala regional. Escuder Viruete et al. (2025)Escuder-Viruete, J., Quintana, L., Beranoaguirre, A., Montero, P., Gabites, J. and Valverde-Vaquero, P. (2025). 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. Boletín Geológico y Minero, (136).
sugieren que el fuerte contraste reológico entre los metasedimentos del Grupo Namibe y los gneises parcialmente fundidos del Complejo de Epupa dio lugar a una partición vertical de la deformación D2 y la formación en la corteza media Eburneana de una zona de acoplamiento subhorizontal (attachment zone) 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. 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.
. Esta zona de acoplamiento es una zona de mayor deformación por cizalla que acopló las estructuras transpresivas subverticales desarrolladas en la corteza superior del Grupo Namibe con el estiramiento dúctil subhorizontal dirigido al SE en la corteza media del Complejo de Epupa.

La deformación dúctil D3 deformó conjuntamente al Grupo Namibe, al Complejo de Epupa y a la zona de acoplamiento. El acortamiento NE-SO produjo un plegamiento de dirección ONO-ESE a O-E y vergencia variable al NNE/NE, dando lugar a la macroestructura regional de antiformas y sinformas, así como zonas de cizalla subverticales paralelas a los ejes de los pliegues D3. Las principales macroestructuras antiformales D3 son (Fig. 3): el antiforme de Tchicolangita, el antiforme de Konauia, el antiforme de Capolopopo y la estructura antiformal compuesta de Curoca. Estas estructuras a menudo presentan una geometría domática de gran radio, definida por el plegamiento de la foliación S1/S2, con el Complejo de Epupa de alto grado metamórfico aflorando en su núcleo. Entre los antiformes se encuentran estructuras sinformales D3 regionales desarrolladas en los metasedimentos de menor grado del Grupo Namibe, como los de Chicallungo, río Giraúl, río Cubai y río Hiquia. (Fig. 3). A la mesoescala, la S1/S2 del Grupo Namibe está localmente crenulada por una S3 desarrollada en facies de los esquistos verdes a anfibolítica. En el Complejo de Epupa, la deformación D3 dio lugar a una S3 subvertical en facies anfibolítica y una L3 de crenulación con bajos ángulos de inmersión al NE y SE. Asociadamente se formaron también zonas de cizalla subverticales de dirección ONO-ESE a NO-SE y movimiento senestro, subparalelas a los ejes de los pliegues D3. Aunque D3 tuvo lugar durante el metamorfismo retrógrado, la presencia de leucosomas paralelos a la S3 indica condiciones locales migmatíticas durante D3, particularmente hacia el contacto con los granitoides sin-D3.

La deformación D4 tuvo un carácter dúctil-frágil y desarrolló a lo largo de bandas de dirección NNE-SSO pliegues de geometría kink y plano axial subvertical. Estas bandas se localizan en las inmediaciones de las intrusiones de los granitos tardi-D4 (Fig. 3). Las mesostructuras asociadas son pliegues chevron, con desarrollo de una esquistosidad de fractura espaciada S4, y dos familias conjugadas de kink-bands subverticales de dirección general NO-SE y NE-SO. Todas estas estructuras indican un suave acortamiento subhorizontal de dirección O-E a ONO-ESE, sin blastesis asociada, en relación con deformación D4 discontinua y poco penetrativa.

2.3. Edad de la deformación y el metamorfismo

Las edades SHRIMP U-Pb en circones obtenidas en los orto y paragneises del complejo de Epupa definen dos grupos distintos (Escuder-Viruete et al., 2025Escuder-Viruete, J., Quintana, L., Beranoaguirre, A., Montero, P., Gabites, J. and Valverde-Vaquero, P. (2025). 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. Boletín Geológico y Minero, (136).
): un grupo de edades comprendidas entre 2.60 y 1.97 Ga, obtenidas en xenocristales heredados o en núcleos detríticos de circones zonados; y un grupo de edades entre 1.83 y 1.81 Ma, generalmente obtenidas en monocircones y bordes recrecidos de circones zonados. El primer grupo revela tanto la edad de las áreas fuente de los protolitos sedimentarios como la cristalización de los protolitos ígneos del Complejo de Epupa. El segundo grupo permite datar la evolución tectonometamórfica de la región de Namibe durante un evento Eburneano relativamente tardío. En particular, las edades indican que el pico térmico del metamorfismo sin-D2 (1832 ± 15 Ma y 1810 ± 19 Ma), la cristalización de leucosomas S2 (1830 ± 21 Ma), la cristalización de leucogranitos anatécticos (1808 ± 7 Ma) y la rápida exhumación del Complejo de Epupa a T < 350-400 ºC (cierre de la moscovita a 1822 ± 5 Ma), ocurrieron en un intervalo de tiempo relativamente corto (~10 Ma).

2.4. Actividad filoniana Mesoproterozoica

La región de Namibe fue intruida por dos conjuntos de filones máficos durante el Mesoproterozoico, lo indica la cratonización previa de la corteza Eburneana (Fig. 3). En primer lugar, un conjunto de microgabros y doleritas intruyó formando un sistema de diques y filones con una orientación preferente ONO-ESE y una disposición subvertical, extendiéndose cartográficamente a lo largo de decenas de kilómetros. Estas estructuras esencialmente frágiles se formaron debido a un acortamiento horizontal ONO-ESE y una extensión ortogonal NNE-SSO. Su composición geoquímica y la edad de cristalización de 1502 ± 5 Ma (Ernst et al., 2013Ernst, R.E., Pereira, E., Hamilton, M.A., Pisarevsky, S.A., Rodrigues, J.F., Tassinari, C.G., Teixeira, W., & Van-Dunem, V. (2013). Mesoproterozoic intraplate magmatic ‘barcode’ record of the Angola portion of the Congo craton: newly dated magmatic events at 1500 and 1110 Ma and implications for Columbia (Nuna) supercontinent reconstructions. Precambrian Reseach, 230, 103-118.
) indican que se trata de un magmatismo intraplaca con afinidad toleítica y una edad Mesoproterozoica, posiblemente vinculado a la ruptura de Nuna o Columbia (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 segundo lugar, un conjunto de gabros noríticos y noritas se emplazó formando alineaciones de diques con una orientación NNE-SSO muy prominente, alcanzando incluso unos 80 km de longitud. Estas estructuras frágiles y subverticales se formaron durante un acortamiento horizontal de dirección NNE-SSO a N-S y una extensión horizontal ONO-ESE a O-E. En base a su edad de 1109 ± 3 Ma y sus características geoquímicas (Ernst et al., 2013Ernst, R.E., Pereira, E., Hamilton, M.A., Pisarevsky, S.A., Rodrigues, J.F., Tassinari, C.G., Teixeira, W., & Van-Dunem, V. (2013). Mesoproterozoic intraplate magmatic ‘barcode’ record of the Angola portion of the Congo craton: newly dated magmatic events at 1500 and 1110 Ma and implications for Columbia (Nuna) supercontinent reconstructions. Precambrian Reseach, 230, 103-118.
), estos diques han sido relacionados con un magmático intraplaca asociado a la ruptura de Rodinia (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.
).

3.1. Granitos foliados y deformados sin- a tardi-D2 (serie G1)

La serie G1 de granitos foliados y deformados de sin- a tardi-D2 forma parte del grupo de “granitos alcalinos” de Carvalho (1983Carvalho, H. (1983). Carte et Notice explicative préliminaire sur la géologie d'Angola. Garcia de Orta, 6 (1/2), 15-30.
, 1984)Carvalho, H. (1984). Estratigrafia do Precâmbrico de Angola. Garcia de Orta, Série Geológica., Lisboa, 7 (1-2), 1-66.
, del “Complexo Granítico do Munhino” de Carvalho & Tassinari (1992)Carvalho, H., & Tassinari, C.C.G. (1992). Idades do magmatismo granítico da região de Caraculo-Bibala (SW de Angola) e suas implicações na correlação geológica com o Cinturao Ribeíra no sudeste do Brasil. Revista Brasileira de Geociéncias, 23, 73-81.
, de los “granitos sin-tectónicos del SO de Angola” y “granitos peraluminosos y migmatitas asociadas” de Pereira et al. (2013)Pereira, 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.
, así como se incluye en las “Series Plutónica e Sub-Vulcánica da Região de Namibe-Lubango” de Merino Martínez et al. (2022)Merino Martínez, E., Rodrigues, J.F., Ferreira, E., Chamizo Borreguero, M., Potti, J., Labaredas, J., Francés, A., Morais, A., Oliveira, A., & Pereira, E. (2022). Notícia Explicativa do Mapa Geológico de Angola, Zona UTE à esc. 1:1 000 000. 91 pp.
.

La serie consiste en múltiples intrusiones emplazadas en el Complejo de Epupa y en los niveles estructuralmente bajos Grupo Namibe, principalmente durante la etapa deformativa D2 y la interfase D2-D3. En la región de Namibe, afloran ocupando los núcleos de los Antiformes de Tchicolangita y Capolopopo (Fig. 3), donde se ha identificado el macizo de Granitos de Caraué (GCR). Estas intrusiones se presentan como cuerpos de geometría laminar (sills), elongados concordantemente con las fábricas y estructuras D2 (Fig. 5a), y plegados por las macroestructuras D3. Aunque los sills pueden ser numerosos, su tamaño varía entre decamétrico y hectométrico, siendo menos frecuente el kilométrico, loque resulta en una baja expresión cartográfica en la Figura 3, en comparación con el resto de las series graníticas. En el mapa radiométrico de K, los granitos de la serie G1 muestran anomalías positivas con valores altos entre 3.0 y 4.5 % (Fig. 4; tonos naranjas y rojos), relacionadas con su alto contenido modal de biotita y moscovita (Rey Moral et al., 2021Rey Moral, C., Navas, J., & García Lobón, J.L. (2021). Carta da Concentração de potássio 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. 1 lámina.
). Estas anomalías presentan una elongación en la dirección ONO-ESE a O-E, paralela a la foliación S2 y a los flancos de las antiformas D3 de Tchicolangita y Capolopopo.

Los granitos de la serie G1 muestran un bandeado composicional o foliación magmática sub-paralela al contacto intrusivo y a la foliación S2 del encajante gneísico. Hacia el contacto, esta foliación magmática S2 es a menudo retrabajada por una fábrica sub-solidus deformativa S2 subparalela (Fig. 5b). También se han observado venas de granitos formando pliegues isoclinales D2 de escala métrica. Estas relaciones permiten establecer un intervalo temporal para el emplazamiento de los magmas de sin a tardi-D2. Por otro lado, en el núcleo de los antiformes D3 se han identificado sills y pequeñas masas de granitos similares a la serie G1, intruyendo paralelamente a la foliación de plano axial S3. Los granitoides de la serie G1 exhiben una notable diversidad textural y composicional. A nivel general, estas intrusiones individuales presentan facies centrales mayormente masivas y homogéneas, mientras que las facies de borde o apicales tienden a ser más heterogéneas, con la presencia frecuente de enclaves metasedimentarios y venas aplopegmatíticas. Desde un punto de vista mineralógico, se pueden distinguir tres tipos de granitoides: inhomogéneos, leucogranitos con biotita y moscovita, y granitos con biotita.

Los granitoides inhomogéneos son cuerpos de granitos autóctonos o subalóctonos que se encuentran emplazados en las zonas metamórficas de sillimanita + moscovita y sillimanita + feldespato potásico, asociados a procesos de fusión parcial regional y generación de magmas graníticos peralumínicos. Estos granitoides se caracterizan por una amplia variedad textural, que incluye estructuras migmatíticas schlieren y nebulíticas (Fig. 5c), así como la presencia abundante de enclaves surmicáceos y de componentes restíticos ricos en biotita y sillimanita, los cuales suelen estar elongados de manera paralela a la S2. A escala de afloramiento, estos granitoides muestran texturas alotriomorfas que varían de grano fino a grueso. La foliación magmática S2 está marcada por la orientación preferente de la biotita, mientras que la lineación magmática L2 se define por la elongación del agregado cuarzo-feldespático y los nódulos de sillimanita fibrolítica (Fig. 5d). Desde un punto de vista mineralógico, estos granitoides están compuestos principalmente por cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico, junto con una variedad de minerales accesorios como biotita, moscovita, granate, cordierita, sillimanita, andalucita, apatito, turmalina, rutilo, ilmenita, circón y opacos. La moscovitización tardía en grandes placas decusadas de los restitos biotíticos también es común en estos granitoides.

Los leucogranitos con biotita y moscovita exhiben una textura más homogénea (Fig. 5e), con un tamaño de grano que varía de medio a grueso, llegando a ser excepcionalmente muy grueso, y presentan texturas subidio- a alotriomorfas, donde se destacan grandes granos de cuarzo de hasta 8 mm diámetro. Los enclaves surmicáceos son menos frecuentes y de tamaño reducido. La foliación magmática S2 se define por la elongación del agregado cuarzo-feldespático y el alineamiento subparalelo de las micas. Estos leucogranitos son muy ricos en cuarzo, lo que contribuye a la formación de relieves más pronunciados y morfologías en cresta, como se observa en la alineación de Llambonbo en el flanco norte del Antiforme de Tchicolangita. En estos leucogranitos, el feldespato potásico se presenta tanto en micro como en fenocristales de 3-5 mm de diámetro, generando localmente texturas porfídicas. Aunque muestran cantidades modales variables de biotita y moscovita, es frecuente que la moscovita sea más abundante que la biotita, dando lugar a verdaderos leucogranitos con moscovita. La moscovita tiende a envolver y reemplazar en grandes placas milimétricas tanto a la biotita como a la sillimanita. Estos leucogranitos están mineralógicamente compuestos principalmente por cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, biotita y moscovita, además de cantidades muy variables, a menudo accesorias, de granate, cordierita, sillimanita, apatito, turmalina, ilmenita, circón y opacos.

Los granitos con biotita forman macizos elongados que se disponen paralelamente a la foliación S2, rodeando los núcleos anatécticos de los Antiformes de Capolopopo y Tchicolangita, o formando macizos subalóctonos como el de Caraué. Estos macizos son mayormente masivos y homogéneos en su textura (Fig. 5f), aunque ocasionalmente pueden contener enclaves surmicáceos y presentar contactos netos con el encajante. En los esquistos de bajo grado del Grupo Namibe, su intrusión produjo blastos de andalucita y cordierita debido al metamorfismo de contacto. La foliación magmática S2 está variablemente definida por el alineamiento de la biotita. Los granitos biotíticos se caracterizan por un tamaño de grano medio a grueso y una mayor abundancia modal de biotita en comparación con la moscovita, que generalmente se presenta en cantidades accesorias o secundarias. Los Granitos de Caraué exhiben una textura porfídica, con fenocristales de feldespato potásico en cantidades modales entre 20 y 30 %, teniendo una longitud entre 0,5 a 1,5 cm. Están mineralógicamente compuestos principalmente por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa y biotita, con la posible presencia accesoria de moscovita, granate, cordierita, sillimanita, apatito, turmalina, circón y opacos.

3.2. Gabros, dioritas y granitos tardi-D2 a sin-D3 (serie G2)

La serie G2, compuesta por gabros, dioritas y granitos tardi-D2 a sin-D3, exhibe una mayor extensión cartográfica que la serie G1. Estos granitoides están parcialmente relacionados con el “Complexo Granitico de Munhino” según Carvalho (1982, 1983)Carvalho, H. (1983). Carte et Notice explicative préliminaire sur la géologie d'Angola. Garcia de Orta, 6 (1/2), 15-30.
, el “Complexo Granítico do Munhino” de Carvalho & Tassinari (1992)Carvalho, H., & Tassinari, C.C.G. (1992). Idades do magmatismo granítico da região de Caraculo-Bibala (SW de Angola) e suas implicações na correlação geológica com o Cinturao Ribeíra no sudeste do Brasil. Revista Brasileira de Geociéncias, 23, 73-81.
, los “granitos calco-alcalinos” de Carvalho et al. (2000)Carvalho, 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.
, o las “rochas granitoides generadas en ambiente de arco magmático (complejo gabro-diorítico)” según Pereira et al. (2013)Pereira, 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 síntesis cartográfica del PLANAGEO, se integran en la “Series Plutónica e Sub-Vulcânica da Região de Namibe-Lubango” (Merino Martínez et al., 2022Merino Martínez, E., Rodrigues, J.F., Ferreira, E., Chamizo Borreguero, M., Potti, J., Labaredas, J., Francés, A., Morais, A., Oliveira, A., & Pereira, E. (2022). Notícia Explicativa do Mapa Geológico de Angola, Zona UTE à esc. 1:1 000 000. 91 pp.
).

Esta serie está constituida por un conjunto de macizos gabroico-diorítico-graníticos que muestran relaciones complejas de intrusión y cristalización, ocurriendo inicialmente durante la etapa deformativa D2, la interfase D2-D3 y, principalmente, durante D3. En la región de Namibe, estos conjuntos incluyen los siguientes macizos (Fig. 3): Dioritas y Monzogranitos de Piedra Grande (PG), Granodioritas y Monzogranitos de Laué (GL), Monzogranitos de Picona (MP), Granodioritas y Monzogranitos de Macala (GM), Monzogranitos del Pico (MPI), Dioritas y Tonalitas de Chamacuala (DTC), Granodioritas y Monzogranitos de Tulandjo (GT), Granodioritas y Monzogranitos de Teteombe (GMT), Tonalitas y Granodioritas de Mupavia (GM) y Monzogranitos de Dalundo (MD). Estos macizos, de dimensiones batolíticas, varían entre 5 y 15 km en anchura, presentan varias decenas de kilómetros de longitud. Por ejemplo, el macizo de Piedra Grande supera los 45 km de longitud en su eje mayor. Estos macizos están compuestos por dos asociaciones de facies plutónicas: gabros, dioritas y cuarzo-dioritas con hornblenda; y tonalitas, granodioritas y monzogranitos con hornblenda y biotita. La distribución cartográfica de estas facies en cada macizo es variable, aunque generalmente predomina la facies más ácida. En el mapa radiométrico de K, los granitos de la serie G2 generan anomalías negativas de K, con valores bajos entre 1.4 y 3.0 % (Fig. 4; tonos azules a amarillos), relacionadas con sus bajos contenidos en micas (Rey Moral et al., 2021Rey Moral, C., Navas, J., & García Lobón, J.L. (2021). Carta da Concentração de potássio 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. 1 lámina.
). En los macizos emplazados en los gneises del Complejo de Epupa, las anomalías definen formas elongadas con orientación ONO-ESE, subparalela a la dirección de las antiformas de D3, como es el caso de los macizos de Piedra Grande, Tulandjo y Teteombe. Sin embargo, las anomalías de los macizos emplazados en los metasedimentos del Grupo Namibe presentan contornos elipsoidales claros, como el macizo del Pico.

3.2.1. Gabros, dioritas y cuarzo-dioritas con hornblenda

 ⌅

La asociación de facies de gabros, dioritas y cuarzo-dioritas con hornblenda forma cuerpos laminares de longitud kilométrica y entre 0,1 y 1 km de espesor. Estos cuerpos están intruidos por diques de tonalitas y granodioritas con hornblenda de dimensiones muy variables, así como por un enjambre de diques máficos de grano muy fino. Macroscópicamente, estas rocas presentan un grano medio a grueso, textura granuda subequigranular a hipidiomorfa, y una fábrica isótropa, bandeada o foliada (Fig. 6a). El bandeado ígneo es resultado de la acumulación cristalina (cumulado) durante la cristalización del magma y se caracteriza por la alternancia de bandas oscuras ricas en hornblenda y bandas claras ricas en plagioclasa y cuarzo. La foliación puede ser tanto magmática como sub-solidus deformativa, y está definida por la orientación dimensional preferente de la plagioclasa, la hornblenda o el cuarzo (Fig. 6b). La lineación magmática o de estiramiento dúctil está definida por el alineamiento de los prismas de anfíbol. La foliación magmática muestra una orientación ONO-ESE a NO-SE, subparalela a la S3 del plano axial de las macroestructuras antiformales D3. Cuando son deformados por zonas de cizalla subverticales sin-D3, muestran una disminución del tamaño de grano, llegando a transformarse en anfibolitas con una fuerte fábrica plano-lineal. Desde un punto de vista composicional y textural, la asociación de facies es bastante heterogénea e incluye términos de gabros con piroxeno y olivino, gabros hornbléndicos con y sin clinopiroxeno, cuarzo-gabros con hornblenda, dioritas y cuarzo-dioritas con hornblenda. Modalmente, estas rocas están compuestas por plagioclasa y hornblenda, con variaciones en las proporciones de piroxeno, biotita, cuarzo y feldespato potásico.

Figura 6.  Granitoides de la serie G2. (a) Gabro hornbléndico con foliación magmática S3 definida por la orientación de la plagioclasa y hornblenda, así como por la elongación de agregados centimétricos de hornblendita. Macizo de Chamacuala. (b) Gabro hornbléndico con foliación magmática S3 subvertical. Macizo de Pedra Grande. (c) Cumulado magmático ultrabásico con una fábrica magmática planar S3 subvertical. Macizo de Macala. (d) Hornblendita con una textura ortocumulado definida por hornblenda de tamaño milimétrico y plagioclasa intersticial. Macizo de Macala. (e) Tonalita con hornblenda con una foliación magmática S3 definida por la elongación de los prismas de anfíbol y los xenocristales de hornblendita. Macizo de Capolopopo. (f) Monzogranito con hornblenda y biotita débilmente foliado (S3). Macizo de Tulandjo. (g) Monzogranito con hornblenda y biotita muy contaminados por enclaves gabróicos y cuarzo-dioríticos. Macizo de Tulandjo. (h) Doble enclave de gabro hornbléndico foliado en diorita híbrida muy contaminada y en granodiorita con hornblenda foliada. La foliación S3 está definida por elongación agregado de plagioclasa y hornblenda. Macizo de Capolopopo.

Figure 6.  Granitoids of the G2 suite. (a) Hornblende gabbro with S3 magmatic foliation defined by the orientation of plagioclase and hornblende, as well as by the elongation of centimeter-size aggregates of hornblendite. Chamacuala Massif. (b) Hornblende gabbro with subvertical S3 magmatic foliation. Pedra Grande massif. (c) Ultrabasic magmatic cumulate with a subvertical planar magmatic fabric S3. Macala massif. (d) Hornblendite with an orthocumulate texture defined by millimeter-size hornblende and interstitial plagioclase. Macala massif. (e) Hornblende tonalite with a S3 magmatic foliation defined by the elongation of amphibole prisms and hornblendite xenocrysts. Capolopopo massif. (f) Hornblende and biotite monzogranite with a weak S3 magmatic foliation. Tulandjo massif. (g) Monzogranite with hornblende and biotite highly contaminated by gabbroic and quartz-dioritic enclaves. Tulandjo massif. (h) Double enclave of foliated hornblende gabbro within highly contaminated hybrid diorite and within foliated hornblende granodiorite. The S3 foliation is defined by the elongation of plagioclase and hornblende aggregates. Capolopopo massif.

La asociación de facies incluye pequeños cuerpos de rocas ultramáficas, distribuidos en bandas con dirección ONO-ESE (paralelas a S3), que se encuentran en los bordes de los macizos (Fig. 6c). Estos cuerpos tienen un espesor que varía entre 5 y 50 m y una longitud que va desde decamétrica a hectométrica. Las rocas ultramáficas son cumulados magmáticos compuestos por cantidades variables de piroxeno, anfíbol y plagioclasa, dando lugar a clinopiroxenitas con olivino, websteritas con olivino y hornblenda, clinopiroxenitas con hornblenda y plagioclasa, y hornblenditas, siendo este último el tipo más común. Localmente, estas rocas presentan un bandeado composicional de espesor centimétrico, definido por variaciones en el tamaño de grano o en el contenido modal de olivino y piroxeno. Las hornblenditas son un ortocumulado de prismas de hornblenda (>90 % modal), que pueden alcanzar un tamaño centimétrico, con pequeñas cantidades de plagioclasa intersticial (Fig. 6d).

3.3. Granitos sin- a post-D4 (serie G3 metalumínica)

La serie G3 de granitos sin- a post-D4 abarca una mayor extensión cartográfica que las otras series de granitoides en la región de Namibe. Esta serie se relaciona parcialmente con los “Granitos de Caraculo” identificados por Carvalho (1982, 1983)Carvalho, H. (1983). Carte et Notice explicative préliminaire sur la géologie d'Angola. Garcia de Orta, 6 (1/2), 15-30.
y Carvalho et al. (2000)Carvalho, 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.
, así como con os “Granitos de tardi- a post-tectónicos do tipo Serra de Gandarengos y Serra da Chela” mencionados por Pereira et al. (2013)Pereira, 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 síntesis cartográfica del PLANAGEO, estos granitos están incluidos en la “Series Plutônica e Sub-Vulcânica da Região de Namibe-Lubango” (Merino Martínez et al., 2022Merino Martínez, E., Rodrigues, J.F., Ferreira, E., Chamizo Borreguero, M., Potti, J., Labaredas, J., Francés, A., Morais, A., Oliveira, A., & Pereira, E. (2022). Notícia Explicativa do Mapa Geológico de Angola, Zona UTE à esc. 1:1 000 000. 91 pp.
).

Desde un punto de vista estructural, esta serie está constituida por macizos graníticos que cortan claramente a las macroestructuras atribuibles a D3 y muestran una deformación débil, o apenas apreciable macroscópicamente. Los granitos de la serie G3 se emplazaron en condiciones epizonales, desarrollando aureolas de metamorfismo de contacto de anchura decamétrica a hectométrica en el encajante, con texturas corneánicas y blastésis decusada de cordierita, andalucita y sillimanita. Algunos macizos presentan estructuras de flujo magmático definidas por la orientación de los fenocristales y megacristales (>2 cms) feldespáticos, láminas de biotita, microagregados elipsoidales ricos en biotita y plagioclasa, o enclaves aplastados. Estas estructuras definen más o menos regularmente una foliación magmática subvertical de dirección NNE-SSO y una lineación magmática de bajo ángulo de inmersión al N y al S, indicando en estos casos un emplazamiento de los granitos de la serie G3 durante la etapa deformativa D4. En otros macizos, se observa una foliación magmática leve únicamente en las zonas de borde, la cual discurre subparalela al contacto externo intrusivo. Esto sugiere que el emplazamiento de los magmas fue principalmente controlado por un proceso de inflamiento (balloowing), con una menor influencia de las fuerzas tectónicas regionales. En tales casos, los granitos intruyeron de manera tardía o incluso posteriormente a D4.

En general, los granitos de la serie G3 forman macizos de contornos circulares o elípticos en la cartografía, que están compuestos por diversas facies petrológicas y texturales distribuidas zonalmente. La zonación es concéntrica hacia facies centrales ligeramente más ácidas y de menor tamaño de grano, como se observa en los macizos de Granitos de Monte Tubirute (GMT), Caraculo (GC), Linda Linda (GLL), Chintangala (GCH), Chitundulu (GCHT), y el grupo de plutones de Granitosde Camahaha (GCH). Esta disposición conduce a morfologías cupuliformes y de “pan de azúcar”

en los macizos graníticos, como se aprecia en Monte Tubirute, Linda Linda (Fig. 7a) y Caraculo (Fig. 7b), determinadas en gran medida por la geometría de las intrusiones y la existencia de facies centrales más ricas en sílice y, por tanto, más resistentes a la alteración química y la erosión. Estos granitos intruyen tanto a los granitoides de las series G1 y G2 como a las rocas metamórficas encajantes, englobándolas en forma de enclaves, que son particularmente abundantes hacia el contacto externo intrusivo. Los granitos de la serie G3 definen anomalías de K positivas muy marcadas con valores altos entre 4.0 y 5.0 % (Fig. 4; tonos rojos), debido a su elevado contenido de biotita y su carácter tardi- a post-tectónico (Rey Moral et al., 2021Rey Moral, C., Navas, J., & García Lobón, J.L. (2021). Carta da Concentração de potássio 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. 1 lámina.
). Estas anomalías suelen tener una orientación NNE-SSO a N-S, paralela a las estructuras de D4, y definen claramente los contactos intrusivos de los macizos, como en los casos de los macizos de Granitos de Chitundulu, Chintangala, Linda Linda y Caraculo. Los granitos de la suite G3 se caracterizan por una pequeña variación composicional, lo que sugiere una evolución magmática limitada dentro de términos graníticos ya bastante diferenciados. Principalmente, están compuestos por dos asociaciones de facies plutónicas: granitos y granodioritas con biotita porfídicos; y granitos y granodioritas con biotita. Además, localmente se encuentran tonalitas ricas en biotita, posiblemente correspondientes a los términos menos diferenciados de la serie y/o facies con un componente cumulado.

6.1. Evolución del plutonismo granítico en la región de Namibe

Durante la transición del Orosírico al Estatérico del Paleoproterozoico, se produjo la intrusión de una gran variedad textural y composicional de granitoides tanto en los gneises del Complejo de Epupa como en los metasedimentos del Grupo Namibe. Este magmatismo granítico ocurrió en gran medida contemporáneo con un evento tectonometamórfico regional Eburneano (evento III con edades entre 1830 y 1810 Ma), caracterizado por una deformación dúctil polifásica, engrosamiento cortical, metamorfismo regional de baja-P, procesos de fusión parcial y formación de granitos anatécticos (Escuder-Viruete et al., 2025; este volumenEscuder-Viruete, J., Quintana, L., Beranoaguirre, A., Montero, P., Gabites, J. and Valverde-Vaquero, P. (2025). 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. Boletín Geológico y Minero, (136).
). Los datos petrológicos y estructurales, obtenidos principalmente a escala de afloramiento, han permitido identificar tres series granitoides: la serie G1 de granitos foliados y deformados sin- a tardi-D2; la serie G2 de gabros, dioritas y granitos tardi-D2 a esencialmente sin-D3; y la serie G3 de granitos sin- a post-D4.

Los granitos foliados y deformados de la serie G1 constituyen un grupo bastante heterogéneo que incluye granitoides inhomogéneos, leucogranitos de dos micas y leucogranitos con biotita, frecuentemente asociados a gneises metatexíticos, diatexíticos y nebulíticos del Complejo de Epupa. Estos granitos son autóctonos a sub-alóctonos y se emplazaron concordantemente respecto a la foliación S2 del encajante en condiciones metamórficas de la facies de anfibolitas de alta-T. Los diques relacionados de aplitas y pegmatitas del Enjambre de Giraúl (Gonçalves, 2000Gonçalves, A.O. (2000). Caracterización mineralógica, geoquímica y petrogenética de las pegmatitas graníticas de Giraúl, Namibe Angola. Tesis Doctoral, Universidad de Zaragoza. 764 pág.
) se emplazaron entre los metasedimentos del Grupo Namibe en condiciones correspondientes a la facies de esquistos verdes. Estas características, junto con otras peculiaridades propias de la serie, indican una estrecha relación entre el pico térmico del metamorfismo Eburneano, los procesos de fusión parcial y la generación de magmas graníticos peralumínicos en niveles mesocorticales. Dichas características son típicas de los granitos de tipo S de Chapell & White (2001)Chappell, B.W., & White, A.J.R. (2001). Two Contrasting Granite Types: 25 Years Later. Australian Journal of Earth Sciences, 48, 489-499.
. La gran diversidad composicional y textural que caracteriza los granitos de la serie G1 se debe en parte al diferente nivel de erosión y grado de diferenciación de cada macizo. Se interpretan que las áreas con granitos homogéneos corresponden a los sectores más internos del macizo, mientras las áreas con frecuentes enclaves surmicáceos y abundantes diques y sills aplopegmatíticos corresponden con zonas de borde o apicales de las intrusiones.

Los granitoides de la serie G2 abarcan un amplio rango composicional, que va desde los términos más básicos como los gabros, dioritas y cuarzo-dioritas con hornblenda, hasta los más ácidos como las tonalitas, granodioritas y monzogranitos con hornblenda y biotita. Estos intruyen en forma de diques, sills y apófisis en los granitos de la serie G1, lo que indica que son más recientes. La presencia de anfíbol cálcico como mineral ferromagnesiano, incluso formando cumulados (hornblenditas), la frecuencia de enclaves máficos microgranudos y las composiciones metalumínicas son características típicas de los granitos de tipo I según Chappell & White (2001)Chappell, B.W., & White, A.J.R. (2001). Two Contrasting Granite Types: 25 Years Later. Australian Journal of Earth Sciences, 48, 489-499.
, los cuales se derivan de fuentes magmáticas que incluyen las subcorticales. Las relaciones de campo entre las asociaciones de facies gabroico-diorítica y tonalítico-granodiorítica, las texturas observadas en los enclaves máficos y la presencia de facies híbridas cuarzo-dioríticas son consistentes con la interacción (mingling y/o mixing) entre un magma básico y un magma ácido contemporáneos. Esta hibridación tuvo lugar en una zona de mezcla magmática, análoga a las descritas en numerosos granitoides calco-alcalinos (Castro et al., 1990aCastro, A., De la Rosa, J.D., & Stephens, W.E. (1990a). Magma mixing in the subvolcanic environment: petrology of the Gerena interaction zone near Seville, Spain. Contribution Mineral Petrology, 105, 9-26.
, bCastro, A., Moreno-Ventas, I., & De la Rosa, J.D. (1990b). Microgranular enclaves as indicators of hybridisation processes in granitoid rocks, Hercynian belt, Spain. Geological Journal, 25, 391-404.
, 1991Castro, A., Moreno-Ventas, I., & De la Rosa, J.D. (1991). H (Hybrid)-type granitoids: a proposed revision of the granite-type classification and nomenclature. Earth-Science Reviews, 31, 237-253.
; Didier & Barbarin, 1991Didier, J., & Barbarin, B. (1991). The different types of enclaves in granites-nomenclature: Enclaves and granite petrology. In Didier, J., & Barbarin, B. (eds.) Developments in Petrology, Elsevier, 13, 19-23.
; Poli & Tommasini, 1991Poli, G.E., & Tommasini, S. (1991). Model for the Origin and Significance of Microgranular Enclaves in Calc-alkaline Granitoids. Journal of Petrology, 32(3), 657-666.
; Tobisch et al., 1997Tobisch, O.T., McNulty, B.A., & Vernon, R.H. (1997). Microgranitoid enclave swarms in granitic plutons, central Sierra Nevada, California. Lithos, 40 (2-4), 321-339.
).

Los granitos y granodioritas de la serie G3 se emplazaron en condiciones epizonales, formando macizos de contornos circulares o elípticos en la cartografía, los cuales intruyen a las estructuras deformaciones de D3 y anteriores. Estos magmas generaron aureolas de metamorfismo de contacto en las rocas encajantes cuando se dio un marcado contraste de T de metamorfismo. Las fábricas magmáticas subverticales indican un emplazamiento durante el acortamiento subhorizontal ONO-ESE de D4. Por otro lado, las fábricas magmáticas presentes en hacia el borde externo y subparalelas al contacto intrusivo sugieren un emplazamiento de los magmas controlado principalmente por un proceso de inflamiento (ballowing) y subordinadamente por las fuerzas tectónicas regionales, cuando el complejo metamórfico se encontraba en un nivel cortical ya superficial. La presencia de faciescomposicionales intermedio-básicas en forma de enclaves, la inclusión de hornblenda y biotita como minerales ferromagnesianos, y la composición metalumínica y peralumínica, señalan que se trata de granitos de tipo I según Chappell & White (2001)Chappell, B.W., & White, A.J.R. (2001). Two Contrasting Granite Types: 25 Years Later. Australian Journal of Earth Sciences, 48, 489-499.
.

6.2. Relaciones entre emplazamiento y evolución estructural regional

Durante la orogenia Eburneana, tanto el Complejo de Epupa como el Grupo Namibe suprayacente experimentaron una deformación dúctil polifásica (D1 a D4) y un metamorfismo regional que, en amplios sectores, alcanzó condiciones de alto grado con la formación de asociaciones minerales con Sill + Kfs y desaparición de la Ms primaria (Escuder-Viruete et al., 2025Escuder-Viruete, J., Quintana, L., Beranoaguirre, A., Montero, P., Gabites, J. and Valverde-Vaquero, P. (2025). 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. Boletín Geológico y Minero, (136).
). Las relaciones de campo y los datos estructurales indican que las fábricas magmáticas plano-lineales presentes en los sills de granitos y leucogranitos de la serie G1 son paralelas al contacto intrusivo y a las fábricas deformativas S2-L2 en los gneises encajantes del Complejo de Epupa. La intrusión de venas y sills de aplitas, pegmatitas y leucogranitos concordantes con S2 en el Grupo Namibe también ocurrió durante D2. Por lo tanto, los granitos de la serie G1 intruyeron de forma sin- y tardi-cinemática respecto a la deformación principal D2. Esta interpretación está respaldada por la frecuente superposición subparalela de fábricas subsólidus deformativas D2, que acompañan al enfriamiento magmático de los granitos. No obstante, se han observado pequeños volúmenes de granitos de la serie G1 que intruyen cortando las estructuras D2, lo que sugiere que localmente también son magmas post-D2. El marcado contraste reológico entre los gneises parcialmente fundidos con láminas intercaladas de granitos de la serie G1 infrayacentes y los esquistos del Grupo Namibe suprayacentes probablemente generó un particionamiento vertical de la deformación D2 que se concentró en la zona de acoplamiento intermedia.

Los granitoides de las asociaciones de facies gabroico-diorítica y tonalítico-granodiorítica de la serie G2 se distribuyen de manera cartográfica ocupando los núcleos y los flancos de las antiformas D3, formando macizos elongados paralelamente a las zonas de charnela D3 y en estrecha relación estructural con los gneises del Complejo de Epupa y los granitos de la serie G1. A escala de afloramiento, estos granitoides muestran una foliación magmática, la cual está generalmente más definida hacia la zona de contacto intrusivo, siendo subparalela a la foliación S3 del encajante. Hacia el contacto, la lineación magmática es también subparalela a la L3 del encajante. Además, exhiben bandas de cizalla subverticales de dirección ONO-ESE a NO-SE y movimiento senestro, donde se superpone una deformación sub-sólidus sin-D3 de alta-T. Estas relaciones sugieren que los granitos de la serie G2 fueron emplazados en momentos desde sin- hasta tardi-D3. La mayor penetratividad de las fábricas magmáticas hacia el contacto intrusivo indica que el emplazamiento de los magmas estuvo principalmente controlado por los esfuerzos tectónicos regionales y, en menor medida, por los propios del magma relacionados con su intrusión.

Los granitos de la serie G3 fueron emplazados cortando las macroestructuras de D3, generando aureolas de metamorfismo de contacto donde la recristalización estática y la blastesis se superponen a la foliación S3. Los datos estructurales sugieren que la orientación de la fábrica magmática plano-linear y la de los enclaves gnéisicos y graníticos es subparalela a los planos de esquistosidad S4 en las rocas metamórficas encajantes. Sin embargo, también se han identificado granitos en la serie G3 que no muestran una fábrica magmática claramente definida a escala de afloramiento. Estas relaciones establecen que los granitos de la serie G3 fueron intruidos durante la evolución sin- a post-D4.

6.3. Significado de los datos geocronológicos

La Figura 10a presenta los resultados geocronológicos obtenidos mediante las técnicas U-Pb SHRIMP y Ar-Ar en los gneises, así como por U-Pb TIMS en las series graníticas de la región de Namibe. Las edades U-Pb SHRIMP, obtenidas en monocircones y bordes recrecidos de circones zonados en orto y paragneises del Complejo de Epupa, varían entre 1830 y 1810 Ma aproximadamente. Las edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar obtenidas de separados de moscovita en los paragneises son de 1822.9 ± 4.9 y 1798.1 ± 8.5 Ma (Escuder-Viruete et al., 2025Escuder-Viruete, J., Quintana, L., Beranoaguirre, A., Montero, P., Gabites, J. and Valverde-Vaquero, P. (2025). 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. Boletín Geológico y Minero, (136).
). Estas edades se relacionan con la evolución tectonometamórfica de la región de Namibe durante un evento relativamente tardío de la orogenia Eburneana. Estos resultados permiten inferir que el pico térmico del metamorfismo sin-D2 en condiciones de facies anfibolítica de alta-T, la cristalización de leucosomas migmatíticos paralelos a la S2 y la exhumación del Complejo de Epupa a T < 350-400 °C, ocurrieron en un intervalo de tiempo relativamente corto (entre 10 y 25 Ma).

La Figura 10a también muestra las edades U-Pb CA ID-TIMS obtenidas en circones de las series granitoides, las cuales gradúan entre 1810 y 1800 Ma aproximadamente. En general, se observa una ordenación en el tiempo para las edades de cristalización de los magmas, comenzando con las más antiguas de la serie G1 desde sin- hasta tardi-D2, coincidiendo con las edades del pico metamórfico registradas en los gneises. Luego siguen las edades de la serie G2 desde tardi-D2 hasta sin-D3, y finalmente las edades de la serie G3 desde sin- hasta post-D4. Por lo tanto, las edades U-Pb en circones son consistentes con la secuencia de emplazamiento de los magmas y la evolución estructural regional. Por otro lado, las edades obtenidas para la hornblenda y la biotita en los granitoides presentan dificultades de interpretación (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.
). Posiblemente, registran eventos térmicos y reinicios isotópicos de edades Kibariana y Pan-Africana a temperaturas superiores al cierre de la hornblenda (T ~ 450-500 °C) y de la biotita (T ~ 400 °C). Estas temperaturas son de la facies de esquistos verdes y anfibolitas, lo que sugiere la ocurrencia de una blastesis o recristalización mineral contemporánea en la región de Namibe.

La Figura 10b presenta una compilación de edades U-Pb en circones obtenidas mediante ID-TIMS y SHRIMP en las rocas ígneas y metamórficas Paleoproterozoicas de las regiones de Namibe y Cunene, ésta última fronteriza entre Angola y Namibia (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). Esta compilación de edades permite encajar la intrusión de las distintas series de granitoides en la región de Namibe, en un contexto más amplio de la evolución tectonometamórfica eburneana del Escudo del Congo Suroccidental. El primer grupo de edades, entre 2.05 y 1.95 Ga, está registrado en xenocristales y núcleos de circones zonados en los gneises del Complejo de Epupa. Estas edades se correlacionan con la intrusión de granitoides en las regiones más al norte de Munhino, Lubango y Benguela (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.
; 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.
; McCourt et al., 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.
; 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.
), así como en la de Angola Central (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.
; 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.
). Estos granitoides, o sus derivados gneísicos del Complejo de Epupa, constituyen el sustrato sobre el que se sedimentaron los protolitos del Grupo Namibe en el intervalo 1.95-1.85 Ga. El segundo grupo de edades, entre 1.83 y 1.81 Ga, está registrado en monocircones y bordes de circones zonados en los gneises del Complejo de Epupa y metasedimentos del Grupo Namibe de las regiones de Namibe y Cunene. Estas edades están relacionadas con un evento tectonometamórfico Eburneano caracterizado por una deformación dúctil polifásica, engrosamiento cortical, metamorfismo regional de alta-T/baja-P, procesos de fusión parcial y formación de leucogranitos anatécticos de la serie G1. Relacionados con este evento, intruyeron entre 1.81 y 1.80 Ga los granitoides de las series G2 y G3. El tercer grupo de edades, entre 1.80 y 1.76 Ga, está registrado en el Complejo de Epupa aflorante en la región de Cunene (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.
, 2017Kröner, A., & Rojas-Agramonte, Y. (2017). Mesoproterozoic (Grenville-age) granitoids and supracrustal rocks in Kaokoland, northwestern Namibia. Precambrian Research, 298,572-592.
), así como en los ortogneises que forman el basamento del Cinturón de Kaoko (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.
; Luft et al., 2011Luft, J.L., Chemale, F., & Armstrong, R. (2011). Evidence of 1.7- to 1.8-Ga Collisional Arc in the Kaoko Belt, NW Namibia. International Journal Earth Sciences (Geol. Rundsch.) 100, 305-321.
). Estas edades se relacionan con un evento tectonometamórfico Eburneano más reciente, que dio lugar a una deformación dúctil, metamorfismo regional, migmatización e intrusión de granitoides en la región norte de Namibia. En resumen, la compilación de edades establece una migración geográfica de la deformación dúctil, el metamorfismo regional y el plutonismo granitoide desde el NE hacia el SO durante la evolución del orógeno Eburneano en el Paleoproterozoico.