Geologia do brasil, Pesquisas de Ciências da Terra. Universidade Federal do Pará (UFPA)

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Geologia do Brasil sobre plataformas Sul-Americanas
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5Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do Brasil L. A. Bizzi, C. Schobbenhaus, R. M. Vidotti e J. H. Gonçalves (eds.) CPRM, Brasília, 2003.


The South American Platform comprises the continental part of the South American Plate that has remained stable during the evolution of the Caribean and Andean mobile belts in the Mesozoic- Cenozoic eras. The Andean Belt s.l. and the Patagonian Block are the unstable counterparts of the Phanerozoic platform. Subandean foreland basins were formed at the border zone between the platform and the mobile belts during the Andean orogeny in the Neocenozoic.

The platform has a complex composition, reflecting a policyclic history of its basement, from the Paleoarchean (ca. 3,5 Ga) to the Early Ordovician (ca. 500-480 Ma). Phanerozoic covers developed from the Ordovician onwards witnessed the evolution of both the Gondwana and Pangea supercontinents.

Archean units occur widespread in the States of Bahia, Minas Gerais (São Francisco Craton), Pará (Amazonian Craton) and Goiás. The Meso and Neoarchean eras were of paramount importance in terms of crustal accretion, some 80% of the continental crust being already in place by the end of the Proterozoic. The Paleoproterozoic events were particularly important because they re-shaped almost all of the pre-existing terranes.

After the stabilization of the first Archean nuclei, a stable continental crust was developed during the Paleoproterozoic, allowing for the accumulation of some large stable shelf deposits. During the early Mesoproterozoic the westernmost portion of the Brazilian Amazon, in particular the Brazil- Bolivia border (the Cachoeirinha and Santa Helena-Rio Alegre Groups), witnessed the most complete accrecionary events of the continent. In the Late Mesoproterozoic another complete Wilson cycle is identified in the same area (further up in the stratigraphy, the Aguapeí-Sunsás and Nova Brasilândia Groups) with closure around 1.1 Ga. Such closure introduced a new platform framework - that of the Rodinia Supercontinent – in which large sedimentary basins developed from the late Mesoproterozoic to the early Neoproterozoic, some of which associated to granitic plutons, basic intrusives and volcanics.

The best representation of Meso-Neoproterozoic mobile belts formed between ca. 1050 to 950 Ma occurs in the Borborema Province (Northeastern Brazil), where ca. 800 km long structural features formed during the Cariris Velhos Cycle are preserved. Those features are contemporaneous to the Tonian Taphrogenesis that has been recognized all over the Rodinia supercontinent as the first extensional phase that led to the fission of this supercontinent elsewhere.

Archean and Paleoproterozoic sedimentary and volcanosedimentary covers, some of which associated to anorogenic plutonism, have a remarkable representation in Brazil. The Amazonas and São Francisco syn-Brasiliano cratons host the largest exposures of pre-Ordovician weakly deformed units in the

Capítulo I

A Geologia do Brasil no Contexto da Plataforma Sul-Americana Geology of Brazil in the Context of the South American Platform

Carlos Schobbenhaus1 e Benjamim Bley de Brito Neves2

1CPRM – Serviço Geológico do Brasil; 2USP – Universidade de São Paulo

Parte I – Geologia6

world, the late Paleoproterozoic and Mesoproterozoic being of particular relevance. Prior to them, Archean sequences with low degree of deformation and metamorphism (e.g. Rio Fresco and Águas Claras Formations in southeastern Pará) overlie micro- continental lithospheric fragments that were precociously amalgamated and consolidated.

During the Paleoproterozoic several stages of continental cover sequences pertaining the Atlantica supercontinent were formed before, during and after the development of the extensive LIP (large igneous province) of Uatumã, which originally covered an area over 1,500,000 km2.

Similar tectono-sedimentary events have preceded and succeeded “Columbia supercontinent”, allowing for the development of various cover stages in the late Paleoproterozoic to Mesoproterozoic, good examples of which being the Espinhaço Supergroup (Bahia, Minas Gerais) and the Araí Group (central-western Brazil).

The same applies to Rodinia, as per the remarkable examples of cover units such as the Palmeiral and Dardanelos Formations, in the Amazonas Craton, and arguably part of the Chapada Diamantina Group in the São Francisco Craton. These units are considered to be litho-structural markers overlying a wide continental mass developed in the late Mesoproterozoic.

Overlying descendants of the fragmentation of Rodinia are Neoproterozic lithostratigraphic records of the Sturtian and Vendian glaciations, which were succeeded by thick pelite-carbonatic sequences in central-eastern Brazil and also in Argentina. The diachronic fission of the Rodinia Supercontinent in the Tonian, Cryogenian and Neoproterozoic III taphrogeneses was followed by the development of a complex paleogeographic framework including continental, transitional and marine environments. At the end of this cycle there was a diachronic agglutination of a group of descendants of Rodinia in the building up/fusion of the Gondwana-Pannotia supercontinent, the final processes of which being completed in the Early Phanerozoic (Cambrian and Eo-Ordovician).

In the Brasiliano different paleogeographic domains were identified, including rift systems, aulacogens, passive margins bordering the periphery of syn-Brasiliano cratons, epicontinental seas and, significantly enough, oceanic environments. Granitization took place in some provinces such as the Borborema and Mantiqueira, affecting both pre-Brasiliano basement and supracrustal rock sequences of the cycle. There is no precise information about rates of continental accretion for the the Brasiliano Cycle, some preliminary estimates quoting less than 10% of juvenile material. There was a predominance of deformation and reworking over crustal growth in the Brasiliano Cycle.

Foreland platform covers began to develop during the terminal events of the Brasiliano Cycle itself, from the end of the Neoproterozoic III to the Cambrian, in marginal and ruptural basins. These deposits occur all over the Atlantic Shield and have been preserved as Cambro-Ordovician basins or mollassic basins. Only over the basement of the Paleozoic syneclises or near their peripheries these deposits present very significant magnitudes and thicknesses.

From the Ordovician to the Mesozoic large cratonic sedimentary sequences were developed over Gondwana, with important contributions of marine and continental rock assemblages which recorded climatic changes, from cold and glacial conditions to hot and desertic environments ( Late Permian and Triassic). Lithostratigraphic units correlated to these cratonic sequences are present in the orogenic domains of Early (Famatinian) and Late (“Gondwanian”/Variscan) Paleozoic of the Andean belt and of the La Ventana belt. The development of these fold belts led to the consolidation of the Pangea supercontinent.

The opening of the Atlantic Ocean marked the fission of Pangea, with a new basin-forming tectonic process developing at the eastern margin of the Platform. Sedimentation changed to a great extent, from the wide open depositional environment in the interior of the continent to the different environments at the continental margins (e.g. from proto-oceanic phases to the marine phase). Tholeiític lava flows, sills and basic intrusions concentrated within the domains of Paleozoic syneclises and along the continental margin. Alkaline and peralkaline magmatism (mafic and felsic rocks with associated carbonatites) was in part coeval with the main phase of basaltic magmatism (133-120 Ma), and in part succeeded it in the Cretaceous. Kimberlitic intrusions are also part of this late Mesozoic magmatism.

Introdução ao conceito de Plataforma Sul-Americana O conceito de Plataforma Sul-Americana corresponde à fração continental da placa homônima que permaneceu estável e funcionou como antepaís durante a evolução das faixas móveis do Caribe (norte) e Andina (a oeste), ao mesmo tempo em que se processavam a abertura e o desenvolvimento do Atlântico Sul, no Meso-Cenozóico. Anteriormente, esta massa litosférica já havia funcionado (numa composição maior,

compartilhando do supercontinente Gondwana) como zona cratônica para o desenvolvimento das orogenias do Paleozóico Inferior (Famatiniana/Caledoniana) e do Paleozóico Superior ao Eo-Triássico (Hercínico-Variscanas). Este comportamento cratônico foi relativo tanto para a margem ocidental andina como para a margem sul (La Ventana, “geossinclinal SAMFRAU”), esta como resultado da interação com o bloco/ microplaca da Patagônia ali acrescido.

A fração litosférica continental estável em epígrafe foi parcela (ao longo do Paleozóico) de uma massa continental

I. A Geologia do Brasil no Contexto da Plataforma Sul-Americana 7

bem mais extensa – o supercontinente Gondwana Ocidental – de consolidação entre o final do Neoproterozóico e o Eo- Ordoviciano. Por conseguinte, esta plataforma é formalmente epi-Brasiliana, em relação à sua estruturação básica e ao último ciclo orogenético importante do embasamento, e sinandina, no tocante ao conceito de estabilidade relativa. Ainda, deve ser reiterada a característica de entidade pós- Maastrichtiana, quanto ao tempo de sua individualização completa (separação do continente africano) como entidade tectônica aqui ensejada.

A massa litosférica originária de Gondwana, agora segmentada, foi, por um lado, sucessivamente acrescida perifericamente (a norte, oeste e sul) pelas orogenias paleozóicas e meso-cenozóicas, além de alguns terrenos de diversas naturezas de proveniência do Pacífico, com elas “docados” e arranjados no âmbito das cordilheiras andinas por eventos microcolisionais e transformantes. Por outro lado,

a partir da parte média do Triássico, após co-participar do auge de extensão da aglutinação de massas continentais sobre o globo (o chamado supercontinente “Pangea”), iniciaram-se os processos de fissão e passaram a ser desenvolvidos os tratos oceânicos (Caribenho, Atlântico Central e Atlântico Meridional e Atlântico Equatorial, na ordem de desenvol- vimento no tempo) que vieram a coalescer totalmente no final do Cretáceo e que consubstanciaram o notável panorama de margem continental dita “passiva” ou “Atlântica”, tornando- se entidade topônima.

O Brasil ocupa a parte principal (>75%) dessa plataforma fanerozóica, compartilhando-a ao norte com a Colômbia, Venezuela (de forma parcial), Guiana, Suriname e Guiana Francesa. Parte do território boliviano está incluída na porção mais ocidental desta plataforma, e ao sul o Paraguai, Uruguai (inteiramente incluído) e parte central e norte da Argentina (ao norte do Rio Colorado), também estão incluídos nesta

Figura I.1 – A placa Sul-Americana no contexto global: porção continental (América do Sul), porção oceânica (Atlântico Sul). Ao norte, a placa do Caribe; a oeste, as placas de Cocos, Nazca e Antártica; ao sul, a placa de Scotia; na extremidade oriental, a cadeia mesoceânica (modificado de Condie, 1989)

Figure I.1 – The South-American Plate in the global context: continental area (South America Oceanic area). To the North, the Caribbean Plate; to the West, the Cocos, Nazca and Antarctic plates; to the South the Scotia Plate; to the East the Mid-Atlantic Ridge (modified from Condie, 1989)

Parte I – Geologia8

unidade tectônica. O limite da plataforma com as faixas móveis fanerozóicas é em grande parte convencional e geralmente está encoberto por depósitos modernos (a “dala cisandina”). Nesse domínio formaram-se as bacias subandinas de antepaís durante o Neocenozóico, estendendo-se desde a Venezuela até o sul da Argentina.

A configuração cenozóica a que se chegou hoje, a nível de litosfera no contexto global, está esquematizada na Fig.

I.1, podendo ser vista a Placa Sul-Americana, em suas frações oceânica (Atlântico Sul) e continental (Continente Sul- Americano, parte estável e partes instáveis) e seus limites/ zonas de interação. Ao norte, a placa oceânica do Caribe (intersecção por transformância e subducção B); a oeste, a Fossa Peru–Chile (intersecção majoritária por subducção B) que conduz presentemente para a subducção as placas oceânicas de Cocos, Nazca e Antártica e as cristas meso-

Figura I.2 – A porção continental da placa Sul-Americana – o continente Sul-Americano –, destacando a área estável fane- rozóica, a Plataforma Sul- Americana e as áreas instáveis dos Andes (Caribenhos, Seten- trionais, Centrais e Meridionais) e do bloco da Patagônia (modi- ficado de Almeida et al. 1976)

Figure I.2 – The continental area of the South-American plate – the South-American continent –, with emphasis on the phanerozoic stable area, the South-American Platform, the Andean unstable areas (Caribbean, Northern, Central and Southern Andes) and the Patagonian block (modified after Almeida et al. 1976)

I. A Geologia do Brasil no Contexto da Plataforma Sul-Americana 9

oceânicas de Galápagos e do Chile que as separam; ao sul, a placa oceânica de Scotia (interseção por transformância e subdução B).

A cadeia andina s. l. (Sistema Montanhoso do Caribe + Andes Setentrionais + Andes Centrais + Andes Meridionais) juntamente com o bloco da Patagônia constituem a contraparte instável (áreas móveis, não-plataformais) do continente. O bloco da Patagônia consiste de uma microplaca litosférica acoplada (por colisão e transformância, no Ciclo Hercínico) ao sul da Plataforma Sul-Americana, que se caracterizou sempre por atuação como área instável (não-plataformal), palco de repetidas regenerações tectônicas.

O embasamento da fração continental estável – a Plataforma Sul-Americana – se expõe de forma mais ou menos contínua na sua porção norte – Escudo das Guianas – e na parte centro-ocidental do Brasil e parte da Bolívia – Escudo Brasil Central. Há exposições do embasamento cingindo toda a margem atlântica, como conseqüência dos processos termo- tectônicos (incluindo soerguimentos) deflagrados pela deriva pós-Triássica, do noroeste do Ceará ao estuário do Rio de La Plata, já no Uruguai e Argentina – o que recebe a designação de “Escudo Atlântico”. As demais exposições do embasamento são isoladas, de dimensões modestas, por injunções termo- tectônicas e vigor erosional locais, emergindo do contexto de coberturas, não cabendo a designação como áreas de escudos, mas tão-somente de “maciços” (e.g. Rio Apa, Rivera, Uruguai– Rio Grande do Sul, Maciço Central de Goiás, etc.) (Fig. I.2).

O histórico de coberturas da plataforma é muito rico e variado, com registros litoestruturais de vários estágios (± 12) tectonossedimentares importantes, do Arqueano (1), do Proterozóico (5), da passagem Proterozóico/Fanerozóico (1) e do Fanerozóico (5). Estes últimos, constituídos de coberturas praticamente não dobradas, são capítulos essenciais (ainda que também não necessariamente exclusivos) da história da plataforma, como ela foi definida. Já os estágios tectonossedimentares pré-Fanerozóicos retratam as várias composições supercontinentais (vide adiante) que esta plataforma compartilhou, e uma síntese sobre eles (Brito Neves, 2002) tem implicações com coberturas atualmente dispersas em vários continentes dos dois hemisférios, e dificilmente será consensual.

O acervo de coberturas/seqüências sedimentares plataformais se iniciou no “estágio de transição” (Almeida, 1969) de faixas móveis brasilianas para a área estável (Plataforma Sul-Americana), epílogo do Ciclo Brasiliano (do Neoproterozóico III ao Eo-Ordoviciano). Após esta passagem de condições tectônicas, cerca de quatro outros estágios (pós- Cambriano) são identificados e serão considerados, o último dos quais em franco desenvolvimento. O estágio atual, em franco desenvolvimento, iniciado no Cretáceo Superior, apresenta registros de coberturas contemplando tanto o interior do continente (fase de ajustes intraplaca), como a margem

continental como um todo. Por motivos expositivos e com o devido respaldo na presente

distribuição dos contingentes litoestruturais e crono- estratigráficos, no contexto da plataforma (Almeida et al. 1977; Almeida et al. 1981), reconheceram-se dez províncias estruturais: i) três relativas ao núcleos cratônicos mais antigos (Arqueano-Proterozóico); ii) três relacionadas aos sistemas orogênicos do Brasiliano (há uma quarta província em iguais circunstâncias, a Pampeana, situada no noroeste argentino); iii) três relativas às grandes sinéclises paleozóicas; iv) a última e mais jovem província, que concerne ao registro litoestrutural e estratigráfico do desenvolvimento da margem continental atlântica. Este tema será retomado mais à frente, no momento oportuno. O Brasil é atualmente dividido pelo Serviço Geológico do Brasil – CPRM em 15 províncias. Acrescenta-se aqui ainda uma décima sexta província representada pela Planície Costeira e pela Margem Continental, a qual não é representada no mapa de províncias adotado neste livro (vide Prolegômenos e descrição no presente capítulo).

Uma história de fusões superconti- nentais do Proterozóico e Fanerozóico e o Continente Sul-Americano

Embasamento (Atlântica, Colúmbia, Rodínia, Gondwana)

A Plataforma Sul-Americana tem composição complexa e variada, cuja esquematização atual está retratando história policíclica de seu embasamento, do Paleoarqueano (ca. 3,5 Ga) ao Eo-Ordoviciano (ca. 0,50–0,48 Ga), onde estão registradas litologias, estruturas e outras feições importantes de grandes colagens orogênicas de caráter mundial-potenciais condicionadoras da fusão/aglutinação de supercontinentes – e dos eventos de tafrogênese e fissão subseqüentes a todas elas. Do Ordoviciano aos nossos dias, foram desenvolvidos os estágios das coberturas intrinsecamente fanerozóicos, enquanto esta plataforma protagonizava parte de uma história supercontinental – capítulos de Gondwana a Pangea – e a sua posterior individualização.

No território brasileiro, estes magno-eventos de passadas interações e fusões apresentam bom nível de preservação, cujos registros podem ser encontrados ao longo do Proterozóico e no Fanerozóico, a saber:

i) na parte média do Paleoproterozóico (“Transa- mazônica”-Eburneana) – fusão do Supercontinente Atlântica, de Rogers (1996) em seqüências de dois estágios sucessivos (Riaciano e Orosiriano) de colagens orogênicas (Fig. I.3).

Parte I – Geologia10

ii) no final do Paleoproterozóico e início do Mesopro- terozóico (Rio Negro-Juruena) – fusão do Supercon- tinente Colúmbia, de Rogers e Santosh (2002) (Fig. I.4).

iii) no final do Mesoproterozóico (fecho das orogêneses Grenvillianas e coetâneas) – fusão do Supercontinente Rodínia, de Hoffman (1991), em versão primeira (Fig. I.5).

iv) na passagem Neoproterozóico-Fanerozóico (colagem Brasiliano-Panafricana) – fusão do Supercontinente Gondwana-Pannotia (Fig. I.6 e I.7).

v) na parte inferior do Triássico (ca. 230 Ma), fusão de Pangea (vários autores, e.g. Veevers, 1989), cujos processos diacrônicos de fissão estão em desenvol- vimento no presente (formação e expansão do Atlântico, Índico e tratos oceânicos conexos, e o conseqüente fechamento do Tethys; Fig. I.8).

Em geral, cada fenômeno de fusão foi seguido por fenômenos de tafrogênese e fissão da mesma ordem de magnitude.

Em resumo, a visão e o contexto do continente hoje configurados, do ponto de vista da Tectônica Global, são a soma algébrica positiva dos diversos processos de fusão (aglutinação de massas continentais) e fissão (dispersão, rifteamento e deriva de massas continentais) ao longo dos eons Proterozóico e Fanerozóico. A América do Sul como continente é um fato geológico que começou a se configurar

Figura I.3 – Os possíveis primeiros supercontinentes formados ao fecho dos sistemas orogênicos riacianos e orosirianos, consoante Rogers (1996). Grande parte da atual Plataforma Sul-Americana partilhava da porção ocidental do Supercontinente Atlântica

Figure I.3 – The possible first supercontinents established during the closing of rhyacian and orosirian orogenic systems, after Rogers (1996). Most of the present South-American Platform was a part of the Western portion of the Atlantica Supercontinent

ao final do Cretáceo, e toda sua história geológica anterior foi compartilhada com outras massas litosféricas no bojo dos supercontinentes acima discriminados. Mesmo que nenhum destes supercontinentes possa ser ainda considerado con- sensual, em forma, dimensões, conteúdo, histórico e cronologia de aglutinação e fissão, a história da Plataforma Sul-Americana tem de passar pela consideração da história destas supera- glutinações continentais e de suas posteriores dispersões.

Por um lado, o nível do conhecimento e de certa forma a intensidade do dissenso acerca destes supercontinentes cresce com o recuo no tempo geológico. Por outro lado, o histórico da evolução geológica e tectônica da Plataforma Sul-Americana estará sempre condicionado ao nível e à qualidade deste conhecimento, não havendo escapatória científica a este debate e a esta investigação.

Acerca da história de Pangea (incluindo o Panthalassa, o superoceano que o circunscreveu inteiramente) aglutinado na parte inferior do Triássico, estão provavelmente as controvérsias de menor monta, nos detalhes e nos arranjos dos fragmentos litosféricos menores envolvidos – muitos deles em fase de identificação ainda.

Sobre o Gondwana, há muitos problemas na ordem do dia, por falta de conhecimento geológico e tectônico básicos e controvérsias sobre a interpretação dos esparsos dados paleomagnéticos. Há divergências de hipóteses sobre forma, dimensões, composição e arranjo, havendo autores que separam decididamente o Gondwana Ocidental do Gondwana

I. A Geologia do Brasil no Contexto da Plataforma Sul-Americana 11

Figura I.4 – O Supercontinente Colúmbia na configuração de Rogers e Santosh (2002), no início do Mesoproterozóico. A parte nor-nordeste da América do Sul (Pré- Brasiliana) provavelmente compartilhou deste supercontinente que reuniu vários homólogos dos continentes setentrionais

Figure I.4 –The Columbia Supercontinent after Rogers & Santosh (2002). The North- Northeastern part of South-America (Pre- Brasiliano) was probably part of this supercontinent which assembled various homologous of the Northern continents

Oriental (Antártica+Índia+Austrália). Alguns autores sugerem uma composição bem mais arrojada, com Laurentia aglutinada a oeste de Gondwana (a chamada “SWEATConnection”, de Moores, 1991, de muitos seguidores e variantes), formando assim uma supermassa continental alocada inteiramente no hemisfério sul, o “Pannotia”, como designado por Stump (1987).

Com relação à Rodínia (hipótese originária de Hoffman, 1991), pode-se dizer simplesmente que representou o debate da última década do século passado, uma hipótese avassaladora e de muitos adeptos, havendo disponível um substancial acervo bibliográfico, e, também, um simpósio específico (Perth, Austrália, 2001) que mostrou o estado da

arte sobre o tema (na verdade, estágio de fluxo). Presentemente, há um International Geological Correlation Program da IUGS/UNESCO (IGCP 440) em andamento sobre o tema e uma proposta de cartografia geotectônica para este supercontinente, que a maioria inconteste dos geotectonistas acredita ter sido aglutinado (circundado por um superoceano, o Miróvia). Várias reconstituições “novas” de Rodínia têm circulado em revistas internacionais, devendo aqui ser ressal- tadas a discussão e a proposta mais recente de Powell et al. (2001) e de Wingate et al. (2001) (AUSMEX – nova reconstituição de Rodínia), ambos do Simpósio de Perth (Fig. I.5).

Cumpre registrar, no entanto, que todas as reconstituições de Rodínia até agora publicadas ou propostas não refletem o

Parte I – Geologia12

Figura I.5 – De Rodínia a Gondwana. Seqüência de configurações paleogeográficas proposta por Powell et al. (2001). Paleogeografia global com base em dados paleomagnéticos e rotação dos pólos: (a) ~810 Ma (Toniano), no início da fissão de Rodínia; (b) ~750 Ma (parte média do Criogeniano), depois do início da fissão de Rodínia e (c) ~610 Ma (Neoproterozóico III, parte inferior), depois que a Índia agregou-se em sua posição oriental do Gondwana e o oceano Brasilides fechou fundindo Congo e São Francisco e possivelmente Kalahari com os crátons Amazônia e Rio de La Plata. C = Congo; K = Kalahari; T = Tarim; Au = Austrália; SC = Sul da China; M = Cráton Mawson (Antártica); La = Laurentia; S = Sibéria; Am = Amazônia; W = África Ocidental; B = Báltica; In = Índia. Rio de La Plata não está especificamente marcado. Em (a) Índia está no pólo norte

Figure I.5 – From Rodinia to Gondwana. Sequence of palaeogeographic configurations proposed by Powell et al. (2001). Global palaeogeography according to palaeomagnetic data and rotation of poles: (a) ~810 Ma (Tonian), at the beginning of the Rodinia breakup; (b) ~750 Ma (middle part of Cryogenian), after Rodinia had begun to break up; (c) ~610 Ma (lower part of Neoproterozoic III), after India was assembled in its eastern Gondwanaland position, and the Brazilide ocean had closed merging Congo-São Francisco, and possibly Kalahari, with Amazonia and Rio de la Plata. C =Congo; K = Kalahari; T = Tarim; Au = Australia; SC = South China; M = Craton Mawson (Antártica); La = Laurentia; S = Siberia; Am = Amazônia; W = África West; B = Baltic; In = India. Rio de la Plata is not specifically indicated. India is at the North Polo in (a)

I. A Geologia do Brasil no Contexto da Plataforma Sul-Americana 13

Figura I.6 – Esboço de cenário paleogeográfico do Neoproterozóico, precedendo as principais orogêneses. Com base em dados de vestígios ofiolíticos, margens continentais passivas e arcos magmáticos. Em cor verde, os segmentos continentais descendentes de Rodínia (placas, microplacas, microcontinentes, terre- nos): AM = Amazônia; SL-WA = São Luís– África; PR = Parnaíba; SFCKA = São Francisco–Congo–Kasai–Angola; KH = Kalahari; PP = Paranapanema; LA = Luís Alves–Serra Negra; RP = Rio de La Plata; PA = Pâmpia; AA = Arequipa-Antofalla. Em preto, as principais bacias oceânicas e os diversos braços de oceanos: A/D – Rockelides–Goianides; B = Farusiano; C = Perifransciscano; E = Adamastor; F = Árabe-Nubiano ou ANEKT. Segundo Brito Neves (1999)

Figure I.6 – Sketch diagram for the palaeogeographic scenery of the Neopro- terozoic preceding the main orogeneses. Based on ophiolitic remmants, passive continental margins and magmatic archs. Main continental segments descendents of Rodinia in green (plates, microplates, microcontinents, terranes): AM = Amazonia; SL-WA = São Luís-West Africa Ocidental; PR = Parnaíba; SFCKA = São Francisco–Congo–Kasai–Angola; KH = Kalahari; PP = Paranapanema; LA = Luis Alves-Serra Negra; RP = Rio de La Plata; PA = Pampia; AA = Arequipa-Antofalla. Main oceanic basins and connected realms in black: A/D –Rockelides-Goianides; B = Pharusian; C = Peri-fransciscan; E = Adamastor; F = Arabian-Nubian or ANEKT. After Brito Neves (1999)

nível de conhecimento que já se possui da geologia pré- cambriana da parcela sul-americana. O desconhecimento publicado consiste na relação das faixas móveis mesopro- terozóicas, no número e nas dimensões dos blocos litosféricos descendentes de Rodínia (que nos dizem respeito direto), como na identificação e na discriminação dos tratos bacinais e oceânicos que teriam sido formados no Neoproterozóico, separando os descendentes de Rodínia, afora outras disparidades relativas ao tempo geológico.

Em todos os estágios do tempo geológico considerados, o referencial de supercontinente se faz necessário para compreender a geologia da América do Sul, incluindo-se nesta dependência o estudo das tramas de tratos oceânicos, sua subducção e as demais interações de paleoplacas acontecidas.

A sobreposição e a supremacia da fusão da Gondwana em todo o arcabouço geotectônico do embasamento do continente, e, principalmente, de sua fração plataformal (de área estável), é fato concreto e substancial. Como decorrência, as estruturas do embasamento da plataforma são costumeiramente classificadas e descritas, tendo a colagem orogênica então ocorrida, como referencial, ou seja: estruturas pré-brasilianas (de certa forma poupadas pelos eventos tectogenéticos) e estruturas brasilianas. Por fim, deve-se ressaltar que se torna imprescindível para todos os geocientistas que lidam com a América do Sul buscar na África uma complementação do conhecimento (de toda a estruturação geológica aqui observada).

Parte I – Geologia14

Figura I.7 – Esboço de cenário paleogeográfico do fecho do Ciclo Brasiliano-Pan Africano, mostrando os principais segmentos colidentes (placas, microplacas, terrenos) e os principais tipos de faixas móveis gerados: QPC = faixas marginais a quartzito-pelito-carbonato; faixas vulcanossedimentares ou interiores + BVAC (vulcânicas bi-modais, arcóseos, conglomerados) e greenstone (predomínio de vulcânicas tholeiíticas sobre sedimentos imaturos) e remanescentes de fundo oceânico. Fonte: Almeida et al. 2000 SL-WA = São Luís; West Africa; CA = Amazonas; PR = Parnaíba; RN = Rio Grande do Norte; CGT = Central Goiás Tocantins; SFCKA= São Francisco– Congo–Angola; PP = Paranapanema; KS = Separação do cretáceo superior; KAL = Kalahari; RP = Rio de La Prata; PA = Pampia; AA = Arequipa

Figure I.7 – Sketch diagram for the palaeogeographic scenery of the closing of the Brasiliano-Panafrican Cycle, showing the main collisional segments (plates, microplates, terranes) and the main types of móbile belts formed: QPC = quartzite-pelite-carbonate marginal belts; volcano- sedimentary or interior belts + BVAC (bimodal volcanics, arkoses, conglomerates) and greenstone (predominance of tholeiitic volcanics over imature sediments), and oceanic floor remmants. After Almeida et al. 2000 SL-WA = São Luís; West Africa; CA = Amazonas; PR = Parnaíba; RN = Rio Grande do Norte; CGT = Central Goiás Tocantins; SFCKA = São Francisco– Congo–Angola; PP = Paranapanema; KS = upper cretaceous break-up; KAL = Kalahari; RP = Rio de La Prata; PA = Pampia; AA = Arequipa

I. A Geologia do Brasil no Contexto da Plataforma Sul-Americana 15

Figura I.8 – Os principais terrenos docados a oeste e a sul do continente sul-americano durante as orogenias fanerozóicas. Modificado de Ramos (1988) e Bahlburg e Hervé (1997), mostrando a possível composição da margem pacífica do Gondwana

Figure I.8 – The main terranes docked at the West and South of the South-American continent during the phanerozoic orogenies, showing the possible makeup of the Pacific margin of Gondwana. Modified after Ramos (1988) and Bahlburg and Hervé (1997)

Parte I – Geologia16

Coberturas Dobradas e Não-Dobradas (Fanerozóicas)

a)As coberturas sedimentares e vulcanossedimentares (associadas ou não com plutonismo anorogênico de interior de continente) do Arqueano e do Proterozóico têm notável representação no Brasil. Em parte, os crátons sinbrasilianos (Amazonas, São Francisco) guardam a maior exposição mundial de unidades moderadamente deformadas dos tempos pré-ordovicianos e parcialmente preservadas (de suas extensões originais) dos eventos orogênicos e erosionais, especialmente do Paleoprote- rozóico Superior e Mesoproterozóico. Como já mencionado, essas coberturas têm constituído indicadores excelentes das aglutinações superconti- nentais do passado, sobre as quais foram depositadas. Retroagindo no tempo, tem sido possível distinguir unidades de cobertura moderadamente deformadas, incluindo do Arqueano, sobre frações litosféricas microcontinentais (e.g. formações Rio Fresco e Águas Claras, Grão Pará; Fig. I.12), que rápida e circuns- tancialmente foram amalgamadas em outras construções estáveis do Paleoproterozóico. No Paleoproterozóico tem sido possível distinguir diversos estágios relacionados com a cobertura do supercontinente Atlântica, antes, durante e depois da formação extensiva do LIP (large igneous province) de Uatumã, que atingiu extensão territorial acima de 1.500.000 km2. Eventos tectonossedimentares semelhantes antecederam (desde a tafrogênese do Estateriano) e sucederam Colúmbia, permitindo o desenvolvimento de vários estágios de cobertura (Brito Neves, 2002), do Mesoproterozóico e Paleoproterozóico Superior, podendo-se destacar aqui como exemplos o Grupo Chapada Diamantina (Fig. I.15) na Bahia e o Supergrupo Serra do Espinhaço em Minas Gerais e na Bahia (Fig. I.14). O mesmo pode ser dito com relação à Rodínia, sendo particularmente notáveis as coberturas das formações Palmeiral e Dardanelos, no oeste da Amazônia, considerados o mais inequívoco registro da sobreposição a essa grande massa continental articulada no final do Mesoproterozóico. No Neoproterozóico, sobre os descendentes da fragmentação de Rodínia há registros litoestratigráficos muito especiais, do desenvolvimento das glaciações Sturtiana e Vendiana, que foram sucedidas por espessas seqüências pelítico-carbonáticas, do centro-oeste do Brasil à Argentina. Estes depósitos que estão resguardados em depressões de antepaís e mesmo no remoto interior dos fragmentos litosféricos descendentes de Rodínia guardam relação litoestratigráfica estreita (e continuidade flagrante) com as supracrustais das faixas brasilianas circunvizinhas.

Para esse cortejo de muitas coberturas moderadamente dobradas (sintetizado em doze grandes estágios, Brito Neves, 2002), o conhecimento litoestratigráfico é reconhecidamente muito elementar ainda, carente de várias vertentes de pesquisa. As condições de tectônica formadora e deformadora variaram bastante e são igualmente pouco conhecidas. A deformação caracte- risticamente descontínua está em geral associada com basculamentos ligados a fragmentações dos supercon- tinentes (deformação extensional), falhas transcorrentes, plutonismo anorogênico e com vetores deformacionais (compressionais ou transcorrentes) intracratônicos e oriundos das faixas móveis mais próximas. Deste último caso de deformação – dita “ativação reflexa” – ligada com faixas móveis contíguas, os domínios de antepaís na periferia dos crátons sinbrasilianos (grupos Chapada Diamantina, Bambuí, Una, Corumbá e Alto Paraguai (Fig. I.16), etc.) apresentam feições e exemplos estruturais dos mais belos do mundo.

b)Os estágios da cobertura dita “não-dobrada” da plataforma começaram a se desenvolver nos eventos terminais do Ciclo Brasiliano, do final do Neoproterozóico III ao Cambriano (Seqüência Alfa, na designação de Soares et al., 1974), em antefossas e intrafossas molássicas e outras bacias rupturais da extrusão tectônica, principalmente caracterizados pela preservação de depósitos sedimentares imaturos e vários outros produtos vulcanossedimentares. Estes depósitos estão na verdade associados à fase de articulação e consecução da esquematização geográfico-geológica finais de Gondwana. Do noroeste do Ceará ao Rio Grande do Sul (e Uruguai) ocorrem estes depósitos, preservados em pequenas bacias (formações Jaibaras, Palmares, Piranhas, etc.; Fig. I.17), por injunções tectônicas e geomórficas locais, sendo apelidados de “bacias cambro- ordovicianas” e/ou “bacias molássicas”, o que merece e terá comentários adicionais. Somente no substrato das sinéclises paleozóicas, ou próximos de, estes depósitos apresentam possanças e extensão bastante significativas. Do Ordoviciano ao Mesozóico, grandes seqüências sedimentares cratônicas se estabeleceram sobre o Gondwana, com contribuição marcante de invasões marinhas de proveniência ocidental (paleo-Pacífico), de extensividade decrescente com o tempo (seqüências Beta e Gama) e depósitos continentais (“Seqüência Delta”) que marcam a passagem progressiva de condições frias a glaciais para ambientes desérticos expressivos, do Paleozóico para o Mesozóico. Essas seqüências paleozóicas (Beta e Gama) e paleo-mesozóicas (Delta) contam com unidades estratigráficas na maioria das sinéclises e riftes fanerozóicos e estão separadas por desconformidades de caráter inter-regional. Nestas

I. A Geologia do Brasil no Contexto da Plataforma Sul-Americana 17

seqüências está bem marcada a transição das condições climáticas, de frias a glaciais (Paleozóico) (Grupo Itararé, e.g. Fig. I.17) para quentes e desérticas (Triássico, Jurássico Inferior) (Formação Botucatu, e.g. Fig. I.18). Unidades litoestratigráficas cronocorrelatas a estas seqüências se acham presentes nos orógenos do Paleozóico Inferior (Famatiniano) e Superior (Variscano/ Hercínicos) da faixa andina e da faixa La Ventana (sul da plataforma). Com o fecho orogênico destas faixas móveis (e coevas de todo o globo) deu-se a consolidação de Pangea, e este foi um marco decisivo nos estágios evolutivos das coberturas da plataforma. A fase de sedimentação gondwânica foi encerrada no clímax da aglutinação de massas continentais da face da Terra. Durante os processos de abertura do Atlântico (pós- Pangea, fissão de Pangea), nova tectônica formadora de bacias assolou a plataforma, na margem oriental (privilegiando estruturas brasilianas, preferencialmente) e no contexto das sinéclises paleozóicas, com contribuição vulcanogênica importante e decrescente em importância com o tempo: “Seqüência Épsilon”. Subseqüentemente, dos processos de individualização do continente e da plataforma, concretizados em vários estágios – do Jurássico Superior/Neocretáceo para o Recente – a mais nova das seqüências sedimentares foi gradativamente sendo desenvolvida de forma ampla e variada (Seqüência Zeta), sendo que esta é a única exclusiva de nosso continente. Esta seqüência abrange os contingentes sedimentares decorrentes dos eventos de evolução geomórfica e de ajustamento geofísico do continente e da sua margem continental Atlântica. Nas maiores bacias sedimentares da plataforma (sinéclises, riftes interiores e costeiros) – onde estão preservadas as principais frações destas seqüências de cobertura – em suas formas, limites, extensões, eixos deposicionais, linhas de tectônica formadora e de deformação, etc., há forte componente de herança das estruturas brasilianas sotopostas (Brito Neves et al. 1984).

Ciclos Tectônicos e Evolução Crustal Pré-Ordoviciana

Considerações iniciais

A evolução do conhecimento geológico de forma geral e, mais especificamente, do continente, nas duas últimas décadas, demanda uma revisão drástica e um alargamento do conceito de ciclo tectônico. O desenvolvimento da Tectônica Global na

apreciação sistemática dos processos geológicos no tempo geológico é um fato alvissareiro trazido ao novo século. Na América do Sul pode-se constatar notável progresso, sem paralelo, nas diversas facetas desse desenvolvimento científico, em resposta aos muitos incentivos e investimentos (entre os quais, o de formação de pessoal) feitos nas últimas décadas, nas universidades e nas empresas estatais relacionadas com a geologia e a mineração.

O Ciclo de Wilson (Wilson, 1965, 1966) foi desenvolvido de certa forma para processos de abertura e fechamento de oceanos da forma mais singela, com paradigma local (Oceano Iapetus). A concepção moderna da existência episódica de supercontinentes (Murphy e Nance, 1992) e de superoceanos, de grande variedade de dimensões, forma, tipos crustais e litosféricos (notadamente as construções vulcânicas, sedimentares e orgânicas dos fundos oceânicos) requer uma visão mais abrangente e complexa (global) para a concepção do ciclo tectônico, passando pelo caráter nitidamente poli- histórico e multivariado das possibilidades de interação de placas. Muitas informações adicionais foram trazidas nos últimos anos, para enriquecer decisivamente as opções de interação de placas (e.g. Sengör, 1990) e para se procurar uma concepção/definição melhor para o ciclo tectônico.

A obliqüidade das convergências (70% dos casos atuais), a raridade das margens retilíneas, a pluralidade natural de interagentes e protagonistas, a notável participação de agentes menores (microcontinentes, microplacas, platôs, cristas assísmicas, cristas meso-oceânicas, ilhas vulcânicas, construções organógenas, cones sedimentares, etc.), a riqueza de cenários das massas continentais e de fundos oceânicos de farta comprovação no presente, passaram a ser fatos a serem evocados para as reconstruções do passado. De forma que a interação simples (modelos originais de ciclos orogênicos de Dewey e Bird, 1970 e seguidores) pode ocorrer, mas excepcionalmente, de caráter local de um universo absolutamente mais complexo. É mais provável e tem sido comum a identificação de várias orogenias (interação simples/ arranjadas em série ou em paralelo, ou mesmo ramificadas, associadas no tempo – colagem orogênica), que quase sempre levam a uma coalizão importante (fusão, aglutinação) de massas continentais ou supercontinentais.

Nos processos tectônicos em geral, os diversos tipos de interações estão sempre associadas, atuando em conjunto. A subducção (com microcolisões importantes inseridas), a colisão, e a transformância podem coexistir longitudinalmente; os eventos de subducção A e B são comuns (associados no espaço ou não) e a regeneração (ou “descratonização” como terminologia mais moderna) de áreas continentais antes consolidadas ocorrem com freqüência (associadas a eventos orogênicos próximos ou mesmo no interior dos continentes). É desta forma que estes eventos estão sendo testemunhados hoje, e é desta forma que devemos esperar que tenha acon-

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móveis neoproterozóicas, as quais impingiram importante retrabalhamento orogênico às bordas destes crátons e a quase totalidade de outros fragmentos antigos menores (“basement inliers”/”maciços”) de mesma natureza e procedência dos crátons. O Ciclo Brasiliano teve o auge de seu desenvolvimento nesta porção centro-oriental e o referencial de correlação está na África e em outras massas continentais no hemisfério sul. Trata-se de um domínio característico do Brasiliano.

O reconhecimento de províncias estruturais brasileiras, a ser tratado adiante, segue essa segmentação natural que é inevitável, em se tratando de Brasil.

Ciclos Orogenéticos (e tafrogenéticos) do Arqueano e Paleoproterozóico

Os núcleos do Arqueano expostos em nosso continente apresentam atualmente expressões geográfico-geológicas modestas, sendo remanescentes de extensões pré- Proterozóicas bem maiores. Esses núcleos apresentam-se dispersos e em sua maioria estão envolvidos em tramas de colagens paleoproterozóicas, como será visto. Adicionalmente, tem-se a considerar extensas áreas de coberturas (por todo Proterozóico e Fanerozóico) e outras do embasamento de faixas móveis proterozóicas, onde outras ocorrências de Arqueano são possíveis e há algumas indicações isotópicas seguras neste sentido.

Os dados geocronológicos são escassos ainda nas áreas conhecidas de exposição de terrenos arqueanos, de forma que o conhecimento dos passos da acresção crustal do Arqueano fica comprometido. Não há registros de dados para o Eoarqueano no continente, a não ser em cristais de zircão detríticos. Para o Paleoarqueano (3,6–3,2 Ga) há alguns dados locais, esparsos, em rochas de alto grau do embasamento, sendo os valores mais antigos aqueles do Maciço S. José do Campestre (Rio Grande do Norte, Dantas et al., 1997) e da porção sul do Cráton São Francisco (Nutman e Cordani, 1993), na ordem de 3,4-3,45 Ga. Terrenos do Mesoarqueano (3,2– 2,8 Ga) têm sido registrados com certa freqüência em várias partes do continente, apresentando tipologias de alto e, inclusive, de baixo grau (greenstones mais antigos conhecidos no País), como na porção mais oriental do Cráton Amazonas (bloco Carajás), no Cráton São Francisco (toda a porção meridional, e outras ocorrências pontuais na parte central e setentrional) e nos “maciços sinbrasilianos” (porções/frações do embasamento pré-Neoproterozóico no interior das faixas móveis brasilianas).

Para o Paleoarqueano e Mesoarqueano, trata-se de uma distribuição esparsa de dados geológicos e geocronológicos, ainda sem massa crítica de valores para discriminação e formalização de ciclos tectônicos, o que certamente virá com o progresso das investigações.

tecido no passado geológico. De maneira geral, o simplismo como os processos são tratados e esquematizados nos livros- texto presta desserviço à realidade geológico-geotectônica.

Os dados isotópicos disponíveis são, de uma maneira geral, ainda muito poucos em relação à sua demanda e podem dar apenas uma idéia vaga dos principais eventos acrescionários e colisionais preexistentes. Torna-se necessário, portanto, recorrer às informações de outras massas continentais congêneres para suprir deficiências e buscar parâmetros. Mesmo porque questões não-esclarecidas no continente sul- americano podem ser esclarecidas na continuidade lateral do desenvolvimento da massa continental, em outro continente. Os dados geológicos e geocronológicos mostram que a evolução de um ciclo supercontinental, da abertura ao fechamento de superoceano, pode exceder 400 Ma (vide Murphy e Nance, 1992; Stern, 1994) para sua integralização, abrigando em sua complexidade vários “ciclos wilsonianos”, na forma simples como já mencionado de pequenos braços oceânicos e interações sub-paralelas. No Brasil esses fatos começam a ser gradativamente constatados e, reciprocamente, têm colaborado para melhor entendimento das faixas móveis proterozóicas. No entanto, há ainda um longo caminho a percorrer, na investigação científica para o equacionamento dos problemas vigentes.

A própria noção de América do Sul, atuando como entidade continental independente, só a partir do Cretáceo Superior, após de uma longa história de co-participação em massas supercontinentais do passado (desde meados do Paleopro- terozóico), tem enfrentado descrenças e de certa forma foi tema relegado em muitas sínteses anteriores de evolução crustal.

Uma simples análise do mapa geológico do Brasil mostra de imediato uma subdivisão natural de dois amplos e distintos contextos geotectônicos: o domínio nor-noroeste (Amazônia) e o domínio centro-oriental, separados pelo lineamento Transbrasiliano (Schobbenhaus et al., 1975), de Sobral–CE ao Pantanal Mato-grossense. Estes são contextos geotectônicos diferentes quanto a composição, organização e história de sua origem e carecem de discussão em separado da evolução crustal.

O domínio nor-noroeste ou amazônico apresenta uma notável ordenação subparalela de nordeste para sudoeste (do Pará-Amapá para a Bolívia), de seus domínios petrotectônicos consoante o tempo geológico, numa ordenação da quelogênese (do Arqueano ao Mesoproterozóico Superior). Esta ordenação e seus ciclos de evolução têm homologia e referencial de correlação com as massas continentais do hemisfério norte. Trata-se de um amplo domínio nitidamente Pré-Brasiliano.

O domínio centro-oriental mostra organização e composição bem mais complexas, com um mosaico de vários núcleos cratônicos menores (do Arqueano e Paleoproterozóico) sistematicamente circundados perifericamente por faixas

I. A Geologia do Brasil no Contexto da Plataforma Sul-Americana 19

Já no Neo-arqueano (2,8–2,5 Ga), a presença de terrenos de alto grau (ortognaisses diversos e TTG, gnaisses granulíticos e gnáissico-migmatíticos, complexos máfico-ultramáficos) e de baixo grau (seqüências vulcanossedimentares, greenstones) tem sido registrada com notável freqüência, no embasamento dos crátons, dos “maciços” e até mesmo nas faixas móveis neoproterozóicas. É possível teorizar sobre a importância da formação de núcleos microcontinentais no Neo-arqueano. Vários autores tem-se referido ao Ciclo Jequié (Bahia) ou Ciclo Rio das Velhas (Minas Gerais) para a máxima de dados isotópicos entre 2,8 e 2,7 Ga, o que é bastante provável. Esse fato é corroborado pelas várias manifestações magmáticas plutônicas e fissurais (félsicas e máficas) pós- 2,7 Ga, sugestivas de origem tardiorogênica a pós-orogênica, em contextos de estabilidade tectônica, antecedendo os sítios sedimentares mais remotos do Paleoproterozóico.

De um lado, as pesquisas isotópicas sobre acresção crustal (Rb-Sr, Cordani et al. 1988; Sm-Nd, Cordani e Sato, 1999) indicam que 34% da crosta do continente já estava formada cumulativamente no final do Arqueano. Este valor é considerado mínimo, de validade temporal, tendo em vista as circunstâncias atuais do conhecimento (muitas rochas arqueanas retrabalhadas nas faixas móveis do Proterozóico e muitas áreas arqueanas diversamente recobertas). Por outro lado, a cautela quanto ao valor postulado deve-se à comparação com taxas (essas taxas são geralmente bem mais elevadas, próximas ao dobro dessa estimativa) usualmente encontradas em outros continentes mais bem conhecidos.

No tocante aos eventos de acresção crustal lateral é possível configurar diversos conjuntos de orogenias ao longo do Paleoproterozóico (pari passu a outros episódios tectono- magmáticos e sedimentares importantes de acresção vertical), em diferentes segmentos do embasamento da Plataforma Sul- Americana. O mesmo pode também ser afirmado para parte do embasamento da Cordilheira Andina. Num ensaio de síntese, serão discriminados os principais conjuntos de registros, a saber:

a) Evento Neosideriano (ca. 2,35 Ga) Caracteriza-se pela formação de rochas de alto grau no Maciço/Complexo Granja, janelas do embasamento de Senador Sá, no noroeste do Ceará, no Maciço São José do Campestre (terreno/complexo João Câmara, Dantas 1997), granulitos da microplaca de Luís Alves (Complexo Águas Mornas), em Santa Catarina (Siga Jr., 1995), e rochas de alto grau da porção norte do Maciço Central Goiás (Fig. I.14). Trata-se de um fato novo, recém- identificado em várias localidades do embasamento da plataforma. Há várias outras indicações isotópicas no bloco amazônico, no Cráton São Francisco e em alguns maciços sinbrasilianos. São registros raros e importantes, no Brasil e no mundo, pela natureza (acresção de terrenos de alto grau), visto que comumente este é um período

caracterizado por rochas com desenvolvimento de coberturas (com exemplos concretos também no Brasil, no Quadrilátero Ferrífero). Não é possível teorizar ainda sobre a natureza completa deste evento, nem sobre as suas proporções reais no embasamento da plataforma, da mesma forma que não é possível deixar de contabilizá-lo.

b) Colagem do Riaciano (ca. 2,2–2,1 Ga) Fenômenos importantes por todo o continente de aglutinação de massas continentais (microcontinentes arqueanos) por interações de naturezas acrescionárias e colisionais têm sido evidenciados. Deve-se acrescentar intensivo retrabalhamento dessas massas/núcleos cratônicos (do Mesoarqueano e Neo-arqueano, princi- palmente). Registros desses eventos orogênicos são muito comuns nos crátons sinbrasilianos, “maciços” e embasamento de faixas móveis neoproterozóicas, tendo na parte norte-oriental da Amazônia a sua expressão mais contínua. Nesta parte da Amazônia, foi cunhada a designação de “Ciclo Transamazônico”, inadvertidamente espalhada para todo o continente por vários autores. Muitos registros isotópicos de boa qualidade se situam próximos a 2,25 (os mais antigos) e 2,15 Ga. Alguns registros isotópicos de boa qualidade vêm sendo consignados entre 2,05 e 2,07 Ga, na parte mais superior do Riaciano (e.g. Quadrilátero Ferrífero, Cinturão Móvel Oriental da Bahia), muitos deles ainda inéditos, o que indica que foi um conjunto consorciado de processos de interações muito expressivo, importante para a consolidação de muitas faixas móveis paleoproterozóicas.

c) Colagem e fusão do Orosiriano (ca. 2,0–1,88 Ga) Importantes processos de evolução crustal acrescionária (mas não exclusivamente) da parte central do Cráton Amazonas (Faixas Ventuari–Tapajós e/ou Tapajós–Parima) e processos complementares de continentalização (e.g. colisão Jacobina) na parte central do Cráton São Francisco. Há um contingente notável de dados desta faixa de idades no embasamento dos maciços sinbrasilianos (e.g. Pernambuco–Alagoas, Central de Goiás, Curitiba) e das faixas móveis brasilianas (e.g. Complexo Juiz de Fora; Fig. I.14). Reconhece-se que muito deste conjunto de eventos orogênicos ainda está para ser resgatado, para que se alcance a plenitude de seu conhecimento. Há muitas indicações de que uma fusão supercontinental foi gradativamente consignada no fecho destes processos orogênicos acima mencionados – “Atlântica” de Rogers (1966), “Circum-Atlântico” de Ledru et al. (1994) –, com base nos dados do embasamento e de integração da cobertura (vulcano-plutônico-sedimentar) que foi viabilizada a partir da aglutinação dessa ampla massa. Presume-se um fecho diacrônico, de um ponto a outro

Parte I – Geologia20

(na parte média do Paleoproterozóico) e duração algo superior a 200 Ma para a vida dessa massa supercon- tinental. A presença de amplas massas continentais consolidadas (e relativamente estáveis) ao final do Orosiriano é um fato geológico de muitos respaldos, no entanto, a configuração dos supercontinentes desta época, em forma, dimensões, número, posição no globo, etc. é um exercício de alto risco e que encontra muitas objeções (sem desmerecer a proposta de Rogers, 1996, aqui reproduzida com modificações).

d) Colagem e fusão do Estateriano versus Tafrogênese do Estateriano (ca. 1,8–1,55 Ga) Até o presente, a colagem estateriana tem registro principal e exclusivo no caso brasileiro, na porção central do Cráton Amazonas, estendendo-se do Brasil para a Venezuela e Colômbia. O conhecimento geológico ainda é de pequena escala, sabendo-se do predomínio de terrenos graníticos e migmatíticos calcialcalinos, com poucos contextos de supracrustais. Consoante Tassinari e Macambira (1999), os parâmetros isotópicos (de vários métodos) dessa colagem indicam-na como resultado da coalescência de arcos magmáticos, portanto de natureza sobretudo acrescionária. Para Santos (1999), estas características acrescionárias se restringem à parte norte do Cráton Amazonas, enquanto a parte sul apresentaria natureza colisional.

O desenvolvimento acrescionário dessa porção amazônica tem homólogos e provável complemento na parte sul do bloco Laurenciano (Yavapai/Inner Accretionary, Mazatzal/Outer Tectonic Belt, Labradoriano, Makkovic) e na Fennoscandia (Gothian– Kongsbergian). Todo este conjunto acrescionário foi proposto como responsável pela fusão supercontinental de Colúmbia, por Rogers e Santosh (2002) (Fig. I.4).

Ao mesmo tempo que estes processos acrescionários tomavam lugar na Amazônia (e seus homólogos do hemisfério norte), todos os demais blocos paleoproterozóicos (descendentes de Atlântica) eram palco de importante conjunto concorrente no tempo de atividades rupturais, riftes e sistemas de riftes, que contribuiu grandemente para a acresção vertical da litosfera por meio de magmatismo básico (enxames de diques, soleiras, trapas) e félsico (tufos vulcânicos, derrames, piroclásticas), incluindo granitos anorogênicos e, excepcio- nalmente corpos máficos e ultramáficos. A Tafrogênese do Estateriano (Brito Neves et al., 1995b) tem representação variada preservada desde a Venezuela até a Argentina, vigente especialmente nos blocos paleoproterozóicos pré- 1,8 Ga, descendentes de Atlântica (Fig. I.3), e deve ter materializado a reação da astenosfera (manifestações mantélicas) a aglutinação dessa grande massa continental. É possível que os vetores extensionais do Estateriano tenham logrado a formação de bacias oceânicas, localmente, sendo que há indicações neste sentido na porção centro-ocidental da

Amazônia e por toda a região a oeste dos grandes maciços máfico-ultramáficos de Goiás e Tocantins. Mas, faltam dados conclusivos a este respeito.

De modo geral, a ênfase geralmente dada aos processos orogênicos do Paleoproterozóico não deve jamais empanar os fenômenos de acresção vertical, a partir de 2,0 Ga. Esses fenômenos se estenderam por todo o Mesoproterozóico por meio de processos cratogênicos com plutonismo (AMCGR – Anortosito, Mangerito, Charnockito, Granito Rapakivi) e vulcanossedimentares (trapas, derrames, etc.), ligados diretamente ou não e que sucederam em muito no tempo a Tafrogênese do Estateriano.

Da curva de evolução crustal traçada por Cordani e Sato (1999) é possível estimar um crescimento cumulativo de 80% para o final do Estateriano (34% do Arqueano + 46% do Paleoproterozóico). Mesmo diante do caráter preliminar dos dados, os valores indicados apresentam coerência com o quadro geotectônico conhecido e decisivamente reiteram a importância do Paleoproterozóico no cômputo da evolução crustal deste continente.

Importante observar, no trabalho de Cordani e Sato, que o tratamento separado da América do Sul em seus contextos norte-noroeste (Amazônia) e centro-oriental (restante do continente) mostra notória a supremacia (praticamente o dobro em termos quantitativos) dos ciclos do paleoproterozóico na evolução crustal da Amazônia, em relação ao segundo bloco (centro-oriental). Esta subdivisão do território sul-americano já comentada antes tem de ser considerada sempre quando se fala de acresção crustal e sempre voltará a ser alvo de comentários específicos adiante.

De modo geral, estes valores/taxas de crescimento crustal do Paleoproterozóico calculados para a América do Sul são muito superiores àqueles normalmente registrados em outros continentes (taxas entre 20 e 30% são as mais propaladas). Portanto, certa cautela é necessária na observação destes números, que são valiosos, mas reconhecidamente carentes de aperfeiçoamento para o futuro.

Ciclos do Mesoproterozóico

É fato que no Brasil os eventos de evolução crustal mesoproterozóicos sempre foram enfatizados na pauta de cratogênicos, de caráter vertical sobretudo, com associações do tipo AMCGR e vulcanossedimentares relacionados. Mas, gradativamente fenômenos de acresção lateral vêm sendo identificados, no continente como um todo, somando atualmente notável acervo de valores para o crescimento da litosfera continental nesta era.

No embasamento andino, desde a Venezuela ao noroeste argentino (incluindo aí o embasamento da Província Neoproterozóica Pampeana), os registros de orogenias

I. A Geologia do Brasil no Contexto da Plataforma Sul-Americana 21

mesoproterozóicas são notórios e de conhecimento antigo, havendo ainda uma pequena parcela recém-identificada no Uruguai (Terreno Punta de Leste, Preciozzi et al., 1999). No território brasileiro, as principais áreas de registros orogênicos se encontram no sudoeste amazônico (com extensão para a Bolívia e Colômbia) e nos domínios central e meridional da Província Borborema (Evento Cariris–Velhos, Brito Neves et al., 1995a), que em ambos os casos experimentaram notório progresso de conhecimentos apenas na última década.

Em várias outras províncias estruturais, tais como, na Mantiqueira (unidade Água Clara do Supergrupo Açungui, Grupo Serra de Itaberaba e outras de São Paulo e Paraná; Fig. I.15), São Francisco (“Deformação/Orogênese Espinhaço”) e Tocantins (“Deformação/Orogênese Uruaçuano”), há indicações de processos orogênicos e/ou tafrogênicos mesoproterozóicos, em todos os casos demandando estudos na escala de detalhe, geológicos e isotópicos. Entre outras causas, a sobreposição empanadora dos processos do Ciclo Brasiliano impedindo os esclarecimentos e a discriminação procurada têm transformado essa questão em tema polêmico.

No bloco amazônico, na sua parte mais ocidental, há uma sucessão quelogênica de registros orogenéticos do Calimiano ao Esteniano, de leste para oeste, consoante Geraldes et al. (2001) e Van Schmus (2001), entre outros, a saber (Fig. I.15):

a) Suíte plutônica calcialcalina de Cachoeirinha (1,56- 1,54 Ga);

b) Ortognaisses calcialcalinos (batólito) de Santa Helena e a suíte vulcano-plutônica máfica de Rio Alegre (1,45– 1,42 Ga);

c) O sistema Aguapeí–Sunsas (Mato Grosso, Bolívia ao sul)/Nova Brasilândia (Rondônia ao norte), com extensão longitudinal NNW–SSE de cerca de 2.000 km, que inclui depósitos cratogênicos de rifte (Aguapeí– Sunsas) e o registro mais ou menos completo de um processo singelo de abertura e fechamento oceânico, com evolução final em ca. 1,12 Ga.

É possível que o contexto orogênico de Aguapeí/Nova Brasilândia faça parte da costura orogênica da grande colagem grenvilliana, responsável pela fusão do Supercontinente Rodínia, do final do Mesoproterozóico, e há uma série de trabalhos em andamento e publicados com ensaios sobre esta correlação e reconstituição provável. Todo o contexto ocidental da Amazônia tem sido alvo destes ensaios de correlação desde o Pinsariano até as colisões finais grenvillianas dos Estados Unidos e do Canadá.

Na parte central e meridional da Província Borborema, do Piauí Oriental à costa da Paraíba, por mais de 800 km longitudinais, está o registro de importante unidade orogênica, com supracrustais vulcanossedimentares, vulcânicas calcialcalinas, metagrauvacas e ortognaisses graníticos, cujo metamorfismo regional é do Toniano (ca. 970–950 Ma, Brito Neves et al., 1995) e cujos primórdios de evolução remontam

ao Esteniano (ca. 1,05 Ga), daí sua discussão dentro do cenário do Mesoproterozóico Superior. Este cinturão móvel – Cariris Velhos – que tem sido interpretado como parte da costura orogênica grenvilliana cuja continuidade presumida para a contraparte africana ainda não foi possível de ser discriminado. As rochas e estruturas do Cariris Velhos foram profundamente retrabalhadas pelos eventos magmáticos e deformacionais do Ciclo Brasiliano, quase sem exceção mencionável até o presente, o que dificulta bastante a reconstituição correta do seu esquema original, cuja evolução presumida foi devido à interação de dois grandes blocos paleoproterozóicos (“Rio Grande do Norte” e “São Francisco”), contendo no interior do espaço paleogeográfico situado entre eles outros fragmentos menores desse período.

Não existem estimativas publicadas que mereçam menção acerca do crescimento crustal do Mesoproterozóico, devido aos problemas e aos conceitos enfatizados no início deste item. É praticamente impossível extrair estes valores das curvas cumulativas já publicadas. O reconhecimento da importância da acresção crustal mesoproterozóica é ainda recente, tema de muitos debates e não foi possível ainda figurar e medir concretamente as taxas desta acresção crustal. No entanto, é possível estimar, grosso modo, a partir da curva cumulativa de Cordani e Sato (1999), valores de ordem inferior a 10%.

Ciclos do Neoproterozóico

A Plataforma Sul-Americana já foi definida acima como epibrasiliana (e sinandina), o que reitera a importância do Ciclo Brasiliano na sua constituição. Na verdade, os processos tectônicos deste ciclo começaram na Tafrogênese do Toniano (pós-Rodínia, Brito Neves et al., 1996), com a instalação do cenário paleogeográfico complexo transformado gradualmente em um branching system de orógenos, somente consolidado inteiramente no Eo-Ordoviciano. Os primeiros eventos orogênicos (930 Ma, Mara Rosa) (Fig. I.16) chegaram a coexistir com os processos de abertura alhures, no Toniano, e prosseguiram até a passagem Cambriano–Ordoviciano, em cerca de 500 Ma (Búzios). É reconhecida uma fase de pico de eventos orogênicos, relativamente ubíquos para as províncias brasilianas, ao redor de 630 Ma.

Para as províncias brasilianas os contextos litosféricos preexistentes, arqueanos a mesoproterozóicos (segmentos grandes, médios e pequenos, frações estiradas de Rodínia), vieram a funcionar como núcleos cratônicos, blocos/terrenos inter e intra-faixas móveis, ou simplesmente embasamento siálico destas faixas móveis, sendo que para estes dois últimos casos a regeneração tectono-termal e magmática do Neoproterozóico foi de grandes proporções. As principais tafrogêneses que culminaram com a fissão do supercontinente do final do Mesoproterozóico (Rodínia) foram do Toniano (1.000–

Parte I – Geologia22

850 Ma) e do Criogeniano Inferior (ca. 850–750 Ma) de forma diacrônica. Os eventos extensionais complementares mais jovens foram de ca. 620 Ma (centro-oeste mato-grossense). Estes processos extensionais formaram um complexo cenário paleogeográfico, de tipos crustais continentais (continentes/ placas, microplacas, microcontinentes, terrenos), transicionais (sistemas de riftes, aulacógenos, golfos) e oceânicos (grandes e pequenas bacias), que transcendem em muito os registros preservados e identificados até o presente.

É fato comprovado que a diacronia dos processos de tafrogênese e fissão de Rodínia se estendeu do Esteniano ao Neoproterozóico III. Da mesma forma, foram diacrônicos e muito diversificados os processos de interação (orogenias) nos diferentes espaços geográfico-geológicos (hoje reunidos convencionalmente em quatro províncias) e que levaram à consolidação de Gondwana. Igualmente, o estágio de transição (de faixas móveis para a consolidação do Gondwana) também foi diacrônico de uma região para outra, entre e inter-províncias. De forma que, em muitos casos, a tafrogênese em um domínio coexistiu no tempo com orogenias colisionais em outros domínios. Isto tem de ser compreendido, mesmo que estejamos apenas no início do processo de discriminação de todos estes eventos nas grandes províncias sul-americanas – e nas suas

respectivas contrapartes nos demais continentes do hemisfério sul.

A Tab. I.1 é uma tentativa, em primeira aproximação, de organizar os dados geológicos e geocronológicos (princi- palmente U-Pb em zircão) das quatro províncias, para se ter uma idéia dos passos complexos de um ciclo de evolução supercontinental (conforme Brito Neves e Campos Neto, 2002). Essa tabela levou em conta uma série de trabalhos e teses (vide relação bibliográfica) da última década do século passado e já do início desta, com grande apoio de laboratórios especializados de outros países.

As províncias estruturais brasilianas – resultado dos ciclos do neoproterozóico – na sua fase final de evolução (extrusão Neoproterozóica–Cambriana) legaram importantes caracte- rísticas de forma ao continente como um todo, incluindo na organização do desenvolvimento da margem continental atlântica. Por todo o Fanerozóico, importantes fenômenos de herança tectônica estão vinculados às estruturas e litologias geradas no Brasiliano, em termos de alocação de coberturas, sítios de magmatismo, sismicidade etc.

Os processos de orogenia Brasiliana–Panafricana são parte de uma rede global (Patterson, Ross-Delameriana, Adelaidano, etc.), principalmente presente nos continentes meridionais e

Tabela I.1 Ensaio Tentativo da Evolução Cronológica do Ciclo Brasiliano Table I.1 An essay of the chronological Evolution of the Braziliano




ca. 555c




Tr. Alto Pajeú

960 Ma



ca. 520c



Sg. S. Francisco

780–670s Ma



Marg. Passiva Paranoá/ ca.1000 Ma

Norte Mantiqueira







810–790 ??

ca. 910t

Deformação Espinhaço ca. 1250 Ma

Sul Mantiqueira






ca. 705a

900–860 ??

Tr. Punta del Leste

ca. 970 Ma




640 ???

750 ??


1000–960 Ma

Obs.: t = tafrogênese; a = arcos, granitos sinorogênicos; c = eventos colisionais, metamorfismo; po = eventos tardi a pós-orogênicos, granitos, extrusão; s = eventos de sedimentação. Estes valores correspondem à massa crítica de dados acumulada até julho de 2002 (dados U-Pb sobretudo), carecendo de revisões sistemáticas.

I. A Geologia do Brasil no Contexto da Plataforma Sul-Americana 23

prioritariamente feições estruturais, litoestratigráficas e de tempo consideradas mais importantes, mas também tendo em conta a distribuição delas no espaço geográfico-geológico do País.

Praticamente em todas as províncias do embasamento e da cobertura fanerozóica é reconhecida a possibilidade de subdivisões igualmente naturais (domínios, subprovíncias, etc.), que são ganhos adicionais do conhecimento das duas últimas décadas. Estas subdivisões ainda não estão formalizadas, mas são praticamente consensuais. Enquanto estas subdivisões não estiverem configuradas de forma ostensiva, estes domínios ou subprovíncias ficam, de alguma forma, em evidência, na elaboração da Tab. I.2.

Visualizando e considerando o conjunto das províncias do embasamento (Fig. 0.1), é possível mentalizar dois grandes conjuntos tectono-estratigráficos distintos, acima do conceito de províncias e complementar a este, que já foi discutido anteriormente, mas que é conveniente reiterar aqui:

a) A porção norte-noroeste (Cráton Amazonas) é essencialmente de composição e organização pré- Brasiliana. Suas principais unidades se estruturam quelogenicamente do Arqueano ao Mesoproterozóico (que é a sua principal escala cronoestratigráfica). O referencial de correlação do conjunto deve ser buscado nos continentes do hemisfério norte. A participação de unidades litoestruturais Neoproterozóicas é mínima e periférica. Este conjunto de propriedades influenciou decisivamente todo o histórico evolutivo, tectonoes- tratigráfico, metalogenético, geomórfico, etc., dando uma característica peculiar ao Cráton Amazonas. Este cráton foi subdividido em 7 províncias, de leste para oeste, conforme proposta de J.O.S. Santos (Cap. IV deste livro): Transamazonas, Carajás, Amazônia Central, Tapajós– Parima, Rondônia–Juruena, Rio Negro e Sunsás. Inicialmente, Almeida et al. (1977, 1981) dividiram o Cráton Amazonas em 2 grandes províncias: Rio Branco a norte (Escudo das Guianas) e Tapajós a sul (Escudo Guaporé ou Brasil-Central).

b) A porção central e centro-oriental do Brasil (províncias 8 a 11) é essencialmente de composição e organização do Neoproterozóico, domínio Brasiliano. Consiste em um mosaico complexo de pequenos núcleos antigos pré- Brasilianos circundados sistematicamente por faixas móveis brasilianas. Seu referencial de correlação está nos continentes do hemisfério sul, essencialmente no território africano. O Cráton São Francisco (província 8) está inserido no domínio Brasiliano, sendo que o interior desta unidade cratônica foi mais vulnerável aos eventos ligados ao Brasiliano. As províncias estruturais brasilianas – resultado dos ciclos do neoproterozóico – exibem uma série de características comuns (posição intercrátons, presença de basement

que remobilizaram bastante as litologias e estruturas do pré- Neoproterozóico.

Vários registros de interação levando a subducção e a formação de litologias calcialcalinas são conhecidos por todo o Neoproterozóico. Apesar da importância inquestionável desses fatos e materializada em termos numéricos de áreas geográficas brasilianas, as taxas de evolução crustal estimadas são surpreendentemente baixas, próximas de 6%. Consoante Cordani e Sato (1999), a contribuição em termos de evolução crustal juvenil do Brasiliano é pequena, de distinção difícil na curva geral de evolução cumulativa. Adicionalmente, segundo estes autores, cerca de 98% da crosta continental da América do Sul estava composta ao final do Brasiliano.

Estes valores/taxas de acresção crustal baixas do Brasiliano estão em consonância com as principais estimativas feitas para outros continentes (Condie, 2000), mas há conotações metodológicas a considerar. Não há como aferir – nem estes dados devem servir para mascarar – o retrabalhamento extraordinário de unidades litoestruturais preexistentes, marca sintomática destes ciclos neoproterozóicos em todo o mundo.

Províncias Estruturais do Brasil

Conceito de Províncias Estruturais

Por motivos de ordem expositiva da geologia de um País de dimensões continentais, Almeida et al. (1977, 1981) aplicaram para o Brasil o conceito de províncias estruturais, identificando 10 maiores províncias. Esses autores tinham o respaldo de exemplos anteriores de países continentais como o Canadá e a Austrália, considerando como províncias estruturais largas regiões geológicas naturais que mostram/apresentam feições estratigráficas, tectônicas, magmáticas e metamórficas próprias e diferentes das apresentadas pelas províncias confinantes.

Os limites escolhidos para estas províncias foram de caráter geologicamente bem definido (falhas e zonas de falhas, frontes metamórficos, zonas de antepaís, limites erosionais de áreas sedimentares) e limites arbitrários/convencionais (limites mal definidos geologicamente, falta de conhecimento adequado no então estágio de conhecimento, etc.). Na Fig. 0.1 dos Prolegômenos deste livro, é apresentada uma subdivisão do Brasil em províncias na perspectiva do Serviço Geológico do Brasil.

A discriminação das províncias e a sua descrição são parâmetros adicionais, indispensáveis para complementar e reforçar o conceito, dando a este a praticidade e a utilidade necessárias. E este conceito tem-se mostrado útil desde então e tem sido utilizado com freqüência, também para este texto (com algumas adaptações). A discriminação contempla

Parte I – Geologia24




Domínio Setentrional Domínio Central (Zona transversal) Domínio Meridional (Perifranciscano)


Faixa Paraguai–Tocantins Arco de Goiás Maciço Central Goiás Faixa Brasília

a. Embasamento composto por núcleos microcontinentais arqueanos e faixas móveis paleoproterozóicas e mesoproterozóicas.

b. Predomínio de estruturas pré-Brasilianas.

c. Vários ciclos de coberturas sedimentares e vulcanossedimentares com plutonismo anorogênico associado, do Arqueano ao Eo-Neoproterozóico, pelo menos.

d. Comportamento de núcleos continentais estáveis e antepaíses para os sistemas de dobramentos brasilianos que os circunscrevem, sendo submetidos aos vetores compressionais desses sistemas.

e. Recobertos parcialmente por supracrustais das faixas brasilianas, em domínios de antefossas e mesmo além delas.

f. Algumas das antefossas mostram um estágio estrutural-estratigráfico adicional, sobreposto de depósitos molássicos ou tardiorogênicos

g. A tectônica deformacional brasiliana afetou excepcionalmente estes crátons: tectônica de antepaís, enxames de diques máficos, plutões anorogênicos locais, corredores de deformação localizados em linhas de fraqueza, etc.

h. Em função dos eventos deformacionais sobrepostos, todos estes crátons admitem zoneamento tectônico, com identificação de domínios orto (full cratonic) e paraplataformais.

a. Constituem branching systems of orogens desenvolvidos no ciclo global entre a fissão de Rodínia e a fusão de Gondwana Ocidental, no Neoproterozóico. Posição intercrátons é característica.

b. Todas elas têm equivalentes/continuidade na plataforma continental e no continente africano. O Tocantins tem continuidade sul para o Sistema Pampeano Oriental na Argentina.

c. Há conexões físicas nítidas entre Borborema e Tocantins e entre Tocantins e Mantiqueira (ao sul do Cráton São Francisco). Todas têm extensões importantes no embasamento das sinéclises.

d. Todas apresentam embasamento complexo, com predomínio de faixas móveis paleoproterozóicas (com seed nuclei arqueanos) e mesoproterozóicas, intensamente retrabalhadas no Brasiliano. Este embasamento aflora com freqüência, em diversas circunstâncias tectônicas e/ou erosionais.

e. Os contextos de supracrustais são variados de: riftes, margens continentais passivas e ativas, incluindo vulcanismo-plutonismo de arco e restos ofiolíticos.

f. Algumas faixas supracrustais (localmente) são constituídas de coberturas paleo e mesoproterozóicas após uma história cratônica de centenas de milhões de anos.

g. Apresentam domínios ricos em supracrustais e alguns domínios “vestigiais”, com alguns esparsos schist belts, devido a ação local combinada de tectônica e ciclos erosionais fanerozóicos.

h. As faixas “marginais”, derivadas de margens passivas, apresentam secção basal de depósitos glaciais (sturtianos, 760-700 Ma), a maior parte e uma secção superior de carbonatos. Estas secções estratigráficas se estendem às coberturas do cráton adjacente.

Tabela I.2 Províncias Estruturais Brasileiras Table I.2 Brazilian Structural Provinces





I. A Geologia do Brasil no Contexto da Plataforma Sul-Americana 25

11. MANTIQUEIRA Sistema Araçuaí Sist. Mantiqueira Norte Sist. Mantiqueira Central (Ribeira) -Cráton Luís Alves- Sistema Dom Feliciano

12. AMAZONAS Acre Solimões Médio e Baixo Amazonas, Marajó

13. PARNAÍBA Araticum–Tianguá Tianguá–Gilbués


15. PARANÁ N. Paraná S. Paraná Chaco




Atlântico Equatorial Atlântico Central Atlântico Austral

i. A evolução orogênica é nitidamente diacrônica, de faixa a faixa, de província para província. Orógenos acrescionários e colisionais são identificados do Toniano (ca. 930 Ma) ao Eo-Ordoviciano (ca. 500–480 Ma). j. Todas apresentam um diversificado cenário final de bacias tardiorogênicas a pós-orogênicas que consubstanciam um estágio de transição (tectônica, sedimentação, magmatismo) às condições plataformais a advir. k. Na estruturação brasiliana final destaca-se o papel de várias shear belts, produto da tectônica extrusional. Estes lineamentos mostraram-se importantes foco de ativação tectônica por todo o fanerozóico, influindo decisivamente todas as bacias sedimentares. l. A tectônica dúctil e rúptil destas faixas brasiliana atingiu de modo diversificado as margens dos crátons (regenerando-as), assim como suas coberturas e mesmo o embasamento, em alguns corredores especiais.

a. Apresentam subdivisões internas primárias (antéclises) e secundárias (arcos, domos), criados nos processos tectônicos pós-carboníferos. b. A história sedimentar pode ser sintetizada em 6 estágios tectônico- estratigráficos maiores, o primeiro deles da passagem Proterozóico– Neoproterozóico, do epílogo do Brasiliano, que têm nas sinéclises as maiores posssanças. c. A evolução Ordoviciana–Triássica é de sinéclise, de tectônica ortoplataformal, sedimentação matura, marinha e continental, consoantes três seqüências sedimentares cratônicas (“slossianas”). d. Importante estágio de ativação tectônica, diacrônico, do Permiano ao Eo- Cretáceo. Com instabilidade tectônica (riftes), sedimentação imatura e magmatismo básico. e. A partir da parte média do Cretáceo voltaram as condições de estabilidade, com sedimentação matura independentemente da sedimentação das estruturas anteriores e ultrapassando os limites das sinéclises. f. Por toda história paleozóica, a sedimentação das sinéclises fez parte de um contexto mais amplo, supercontinental. Há vários tipos de registros de paleo-conexões com bacias interiores e costeiras.

a. A mais nova de todas as províncias (meso-cenozóica) faz contato com todas as outras, sob as quais foi instalada e desenvolvida. b. Sua tectônica formadora é a do breakup do Pangea, em diversos estágios de tempo, em diferentes condições no processo de dispersão – extensão simples e transformância. c. Longitudinalmente, a província apresenta uma série de elementos morfológicos e estruturais que a subdividem em várias bacias (e sub-bacias). d. O preenchimento sedimentar das bacias pode ser esquematizado em três seqüências maiores (rifte/lago, proto-oceânica/golfo, marinho franco) que retratam os estágios sucessivos/evolutivos de uma deriva continental. e. Algumas bacias apresentam desenvolvimento absolutamente offshore, mas a maioria delas tem expressiva parte exposta na zona costeira

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