2.1 – ARCABOUÇO GEOTECTÔNICO
O paleocontinente São Francisco-Congo, representado pelo cráton homônimo localizado em parte na América do Sul e parte na África (figura 2.1), foi formado no limite riaciano-orosiriano (e.g., Ledru et al., 1994; Teixeira et al., 2000; Noce et al., 2007; Heilbron et al., 2010). Praticamente todas as reconstruções paleotectônicas e paleogeográficas revelaram que as massas continentais São Francisco e Congo atuaram como uma única peça continetal desde 2,0 Ga até a abertura do oceano Atlâtico no cretáceo (e.g., Trompette 1994; Brito–Neves et al., 1999; Cordani et al., 2003). A ligação entre as contrapartes São Francisco e Congo é uma região preservada do evento orogênico Brasiliano- Pan-africano (Porada 1989; Brito–Neves & Cordani 1991; Trompette 1994; Barbosa & Sabaté 2004), a ponte cratônica Bahia-Gabão (Pedrosa–Soares et al., 2008) (figura 2.1).
Na região sul da ponte cratônica Bahia-Gabão, um sistema de bacias neoproterozóicas se desenvolveu para um edifício orogênico Brasiliano-Pan-africano bordejado pelo cráton São Francisco- Congo, o orógeno Araçuaí-Congo Ocidental (Pedrosa–Soares et al., 2001, 2008; Alkmim et al., 2006). Este sistema orogênico não representa um orógeno típico de margem continental (intercratônica), porque o seu desenvolvimento não envolve placas completamente separadas, devido à existência da ponte Bahia-Gabão ligando as contrapartes cratônicas São Francisco e Congo. O orógeno Araçuaí- Congo Ocidental é um exemplo de um orógeno confinado (Pedrosa-Soares et al., 2001; Rogers & Santosh, 2004); porque, embora desenvolvido a partir de uma bacia esculpida no paleocontinente São Francisco-Congo, seu sistema precursor não foi completamente ensiálico, e o orógeno resultante contém lascas ofiolíticas, um arco magmático pré-colisional, e uma enorme quantidade de granitos colisionais e pós colisionais (Pedrosa-Soares et al., 1998, 2008, 2011; Queiroga et al., 2007;. Peixoto
et al., 2013; Gonçalves et al., 2014; Gradim et al., 2014). Além disso, o sistema da bacia precursora do
orógeno Araçuaí-Congo Ocidental foi conectado com aulacógenos localizados no paleocontinente São Francisco-Congo (figura 2.1). Portanto, esse cenário geotectônico único, representado pelo orógeno Araçuaí-Congo Ocidental e aulacógenos relacionados, pode fornecer pistas importantes para entender o comportamento geodinâmico Neoproterozóico e a evolução tectônica da paleocontinente São Francisco-Congo.
De fato, o orógeno Araçuaí-Congo Ocidental e a região cratônica vizinha fornecem várias evidências de uma série de eventos de rifteamento proterozóicos, relacionados com tentativas distintas
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de quebra do paleocontinente São Francisco-Congo (Pedrosa-Soares et al., 1992, 2011; Uhlein et al., 1998; Tack et al., 2001; Danderfer et al., 2009, 2014; Pedrosa-Soares & Alkmim 2011; Babinski et
al., 2012;. Chemale-Júnior et al., 2012). No entanto, há poucos estudos detalhados sobre as fases rifte
neoproterozóicas da bacia precursora do orógeno Araçuaí, que representa a contrapartida do sistema orogênico Araçuaí-Congo Ocidental localizado no sudeste do Brasil (Gradim et al., 2005; Martins, 2006; Martins et al., 2008)
A região de Capelinha situa-se na porção centro norte do orógeno Araçuaí (figura 2.1). Este sistema orogênico se estende desde o limite leste do Cráton do São Francisco até o litoral atlântico, aproximadamente entre os paralelos 15º e 21º S (figura 2.1). A fronteira setentrional deste orógeno descreve uma grande curvatura, com concavidade voltada para sul. O limite meridional é balizado pela extremidade sul do Cráton do São Francisco, ao redor do paralelo 21º S, onde a estruturação brasiliana de direção NE, característica do Orógeno Ribeira, sofre inflexão para NNE a N-S. O orógeno Araçuaí representa o segmento setentrional da Província Mantiqueira e inclui a Faixa de Dobramentos Araçuaí, definida por Almeida (1977): “faixa de dobramentos brasilianos adjacentes às bordas sul e sudeste do Cráton do São Francisco, em Minas Gerais e regiões vizinhas da Bahia”, e região a leste dela, rica
em rochas graníticas e metassedimentares de alto grau, que constitui a porção interna do orógeno Araçuaí. A Faixa Congo Ocidental representa a contraparte do orógeno que foi herdada pela África após a abertura do Atlântico Sul, no Cretáceo.
Os grandes compartimentos tectônicos do orógeno Araçuaí, de acordo com Uhlein (1991); Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos (2000) e Heilbron et al. (2004), são os domínios de
antepaís (cobertura deformada do Cráton do São Francisco), externo (ou proximal, caracterizado por
um sistema de empurrões frontais, transporte tectônico para oeste e metamorfismo de fácies xisto verde a anfibolito, crescente de oeste para leste e de norte para sul) e interno (ou distal, denominado “núcleo metamórfico-anatético do orógeno”, caracterizado por extensivo plutonismo orogênico, presença de remanescentes oceânicos e do arco magmático cálcio-alcalino e metamorfismo de alto grau nas rochas associadas). A porção oriental do orógeno Araçuaí é rica em rochas graníticas, metassedimentares e rochas metamórficas ortoderivadas de alto grau metamórfico, caracterizando o domínio interno deste sistema (figura 2.2). Este, por sua vez, guarda o registro litológico de todos os estágios evolucionários, desde a bacia precursora, representada pelo Grupo Macaúbas em Minas Gerais, até o plutonismo pós-colisional (Pedrosa-Soares et al., 2001).
Do ponto de vista tectônico, Alkmim et al. (2006, 2007) apresentam uma compartimentação tectônica mais detalhada para o orógeno Araçuaí, permitindo sua subdivisão em dez domínios, dentre os quais o Corredor Transpressivo de Minas Novas (MN), a Zona de Cisalhamento da Chapada Acauã
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(CA) e o Bloco de Guanhães (BG) constituem a base para a compreensão da estruturação da região de Capelinha (figura 2.2).
Figura 2.1: Cenário geotectônico do Sistema orogênico Aracuaí-Congo Ocidental e os crátons relacionados. O poligono preto indica a localização da região abordada (modificado de Alkmim et al., 2006).
O Corredor Transpressivo de Minas Novas (Pedrosa-Soares, 1995) é uma zona de deformação transcorrente destral de orientação geral NE-SW, desenvolvida sobre rochas do Grupo Macaúbas (alvo deste trabalho) e Formação Salinas. Na porção NW as foliações mergulham para SE e na porção SE as foliações mergulham para NW, caracterizando, portanto, em seção transversal, uma geometria em flor positiva, marcada por uma foliação penetrativa, geralmente paralela ao acamamento das unidades envolvidas. O mergulho da foliação aumenta progressivamente em direção ao centro da estrutura, até atingir a verticalidade. Neste setor central, existem grandes dobras isoclinais de planos axiais verticais, cujas charneiras caem preferencialmente para NE. As lineações de estiramento mineral mostram obliquidades muito variáveis sobre os elementos do corredor e um caimento em torno de 30º para NE
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(Alkmim et al., 2007). O metamorfismo regional varia da fácies xisto verde a anfibolito médio, sob regime de baixa pressão (Pedrosa-Soares et al., 1996).
A Zona de Cisalhamento da Chapada Acauã é marcada por uma rica assembléia de estruturas de segunda geração que se superpõem às estruturas associadas ao transporte tectônico para oeste, dentre as quais se destacam dobras vergentes para leste, a estas dobras se associam uma clivagem de crenulação, cuja orientação preferencial é em torno de 290/50. Zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis normais e tension gashes verticais são outros elementos muito frequentes no seu interior (Grossi-Sad
et al., 1997; Gradim et al., 2005; Marshak et al., 2006; Santos et al., 2007). A orientação espacial e o
sentido de cisalhamento das estruturas implicam em uma natureza distensional para a Zona de Cisalhamento da Chapada Acauã. Marshak et al., (2006) interpretam-na como uma manifestação do colapso gravitacional do Orógeno Araçuaí. Segundo Alkmim et al. (2007), a Zona Cisalhamento da Chapada Acauã atuou no abatimento do bloco constituído por rochas do Grupo Macaúbas e da Formação Salinas, situado a norte do Bloco de Guanhães.
O grande alto estrutural que expõe o embasamento do orógeno Araçuaí a sudeste do Cinturão de Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional é denominado Bloco de Guanhães. É constituído de terrenos TTG, gnaisses arqueanos, sequências metassedimentares e grandes plútons graníticos da suíte Borrachudos (1,75 Ga, Dussin et al., 2000; Silva et al., 2002; Noce et al., 2007). Somente as unidades mais jovens do Grupo Macaúbas fazem contato com o ele pelo norte (Pedrosa-Soares et al., 2001, 2007; Gradim et al., 2005). Tal fato constitui um indício de que o Bloco de Guanhães deve ter atuado como alto estrutural já a época do rifte Macaúbas (Alkmim et al., 2007).
O Bloco de Guanhães pode ser subdividido em três domínios do ponto de vista estrutural. Esses domínios se distribuem em faixas alongadas na direção NS (Alkmim et al., 2006). O domínio leste caracteriza-se por um assembléia de estruturas constituída por falhas de empurrão de direção NS. A leste da cidade de Guanhães, falhas inversas de baixo ângulo e direcionamento geral NNE-SSW se estendem da região de Itabira para norte passando pela localidade de Senhora do Porto. Em sua porção setentrional estes lineamentos, coincidem com o curso do Alto Rio Guanhães e encaixam uma sequência vulcano-sedimentar localmente com dezenas de metros de espessura. A seqüência está em contato tectônico por falhas inversas de alto ângulo com o embasamento da bacia, sendo superposta por litologias do Complexo Basal a leste e sobreposta aos granitos da Suíte Borrachudos (Pluton São Félix) a oeste (Danderfer & Meireles, 1987). Uma foliação penetrativa, muitas vezes de natureza milonítica, orientada N25E e subverticalizada, está representada em todas as litologias da seqüência. A lineação contida na foliação, representada pelo alinhamento de anfibólios, biotita, e rods de quartzo, tem orientação e caimento variados. São observados ainda foliação S/C, rotação de cristais e sombra de pressão.
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Figura 2.2: Mapa geológico simplificado do orógeno Araçuaí destacando as assembleias litotectônicas. Zona de Cisalhamento Chapada Acauã (CA), Corredor Trasnpressivo de Minas Novas (MN), Bloco Guanhães (GB) (modificado de Pedrosa-Soares et al. (2008). Grupo Macaúbas (M), Grupo Dom Silvério (DS), Complexo Jequitinhonha (J), Formação Salinas (S), Formação Capelinha (Cp).
O domínio oeste também possui falhas reversas e de empurrão com direção NS e as características da deformação são heterogêneas. Em sua porção mais ocidental, o Complexo está tectonicamente sobreposto aos metassedimentos do Supergrupo Espinhaço que constitui a unidade dominante na cordilheira homônima (Dussin et al., 2000). A deformação é penetrativa de caráter rúptil-dúctil, associada a um transporte de massas para oeste. Registros de etapas de deformação mais antigas estão preservados localmente e muitas vezes são completamente obliterados. Em direção a leste, a deformação torna-se dúctil e a separação entre a deformação e metamorfismo atribuíveis à tectônica brasiliana e a eventos mais antigos não é clara (Dussin et al., 2000).
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O compartimento central é limitado pelas zonas de cisalhamento Pedra Branca, Sabinópolis e Virgolândia de direção preferencial NS (Alkmim et al., 2007), que mostram duas fases com cinemáticas distintas. A movimentação mais antiga possui sentido reverso e a mais nova possui sentido normal a normal-dextral. Peres et al. (2004) interpreta a movimentação mais nova como uma manifestação do colapso gravitacional do orógeno.
2.2 –ESTRATIGRAFIA
Este item apresenta uma síntese da estratigrafia do Orógeno Araçuaí, priorizando as unidades arqueanas, neoproterozóicas e cambriana que ocorrem na faixa Capelinha - Malacacheta. As unidades mais antigas, de idade arqueana, representam o embasamento do orógeno e incluem rochas do Complexo Guanhães. O Grupo Macaúbas, de idade neoproterozóica, engloba depósitos metassedimentares e metavulcânicos que registram estágios de evolução da bacia desde a sua fase rifte até a fase margem passiva. Granitos intrusivos na área de influência dessa dissertação, de idade cambriana, são representados por corpos a duas micas da Suite Mangabeiras, correlacionável à Suíte G4 do Orógeno Araçuaí (Pedrosa-Soares et al., 2007).
2.2.1 – Embasamento
O embasamento do Orógeno Araçuaí evoluiu a partir da aglutinação de blocos crustais arqueanos durante um processo orogênico paleoproterozóico que estendeu-se, aproximadamente, entre 2,2 e 2,0 Ga (Noce et al., 2007). Neste evento ocorreu a consolidação do bloco continetal São Francisco-Congo que, provavelmente, fazia parte de um extenso continente Paleoproterozóico. Os núcleos antigos, arqueanos, dos blocos São Francisco e Congo foram amalgamados ao longo de um cinturão orogênico denominado Itabuna-Salvador-Curaçá no Brasil (Barbosa & Sabaté, 2004), e Eburneano na África (Ledru et al., 1994). Esta ponte cratônica foi poupada dos eventos orogênicos neoproterozóicos e sobreviveu até o Mesozóico (Porada, 1989; Ledru et al., 1994; Trompete, 1994; Brito-Neves et al., 1999; Barbosa & Sabaté, 2004; Alkmim et al., 2006).
No domínio do orógeno Araçuaí, e da sua contraparte africana representada pelo Orógeno Congo Ocidental, o sistema orogênico paleoproterozóico, com seus núcleos arqueanos, foi profundamente retrabalhado e desmembrado, constituindo hoje as unidades do embasamento orogênico. No orógeno Araçuaí estas unidades de embasamento encontram-se expostas no domínio externo e interno (Noce et al., 2007).
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Dentre as unidades do embasamento que compõem o domínio externo (também no limite com o domínio externo), o Complexo Guanhães é a mais relevante para a compreensão deste trabalho e será mais detalhadamente discutido no item a seguir.
2.2.1.1 – Complexo Guanhães
As rochas gnaissificadas e migmatizadas da associação tonalito-trondjemito-granodiorito, localizadas a leste, sul e sudeste da Cordilheira do Espinhaço (figura 2.3), na porção central de Minas Gerais foram englobadas, sob a designação geral de Complexo gnáissico-granítico por Almeida & Litiwinski (1984). As diferentes ocorrências receberam as denominações locais de Complexo Guanhães no Mapa Geológico de Minas Gerais.
No Complexo Guanhães ocorrem gnaisses e migmatitos TTG (tonalito-trondhjemito- granodiorito) datados entre 2867 e 2711 Ma, corpos graníticos, um dos quais datados em 2710 Ma, faixas metavulcano-sedimentares possivelmente arqueanas e sequências metassedimentares portadoras de formações ferríferas bandadas (Noce et al., 2007). O complexo aloja os corpos graníticos da Suíte Borrachudos (1740 ± 8 a 1670 ± 32 Ma; Dussin et al., 1997; Silva et al., 2002) (figura 2.3), relacionada à abertura da bacia rifte-sag Espinhaço (Chemale-Junior et al., 2012.).
Idades Rb/Sr mais antigas, em tôrno de 2660 Ma (Teixeira et al., 1990), foram localmente obtidas para o complexo. No entanto, a grande maioria dos dados disponíveis, indicam idades variáveis entre 1400 e 480 Ma, e são interpretadas como idades brasilianas ou rejuvenescimento de idades mais antigas com perdas isotópicas parciais no Brasiliano (Teixeira et al., 1990). Teixeira et al.
(1990) interpretaram como restrita a atuação da tectônica brasiliana na porção oriental do Complexo
Guanhães, postulando que a região se comportou como um bloco rígido durante a orogênese brasiliana.
Na região de abrangência das folhas Capelinha e Malacacheta, o Complexo Guanhães, é constituído, apenas pela Formação Serra Negra (Guimarães & Grossi-Sad, 1997; Baars et al., 1997). O Membro Inferior contém gnaisses, de composição granítica ou granodiorítica, finamente bandados, com intercalações de anfibolitos e de quartzitos de granulação grossa. A direção do bandamento gnáissico varia em torno do eixo EW, apresentando máximo em E-W/30°N (Guimarães & Grossi-Sad, 1997; Baars et al., 1997). Nos gnaisses são observadas dobras intrafoliais centimétricas, dobras abertas, dobras desarmônicas e dobras apertadas ou isoclinais, em escalas centimétricas a métricas. As dobras têm eixos predominantemente orientados na direção E-W, com vergência variável. Intercalações concordantes de anfibolitos, centimétricas a métricas, ocorrem nos gnaisses. Trata-se de corpos de granulação grossa, geralmente bem foliados, constituídos por plagioclásio e anfibólio, tendo
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biotita e granada como acessórios eventuais. Gnaisses calcissilicáticos, xistos pelíticos e quartzitos próximos ao topo aparente da unidade são comuns.
O Membro Inferior grada verticalmente, através de intercalações finamente laminadas, para o Membro Superior que é predominantemente composto de quartzitos puros e impuros. As intercalações de quartzitos de grãos grossos, fortemente recristalizados e friáveis, ocorrem como camadas de espessura variável entre centímetros e uma centena de metros. Quantidades menores de formação ferrífera bandada, a quartzo e magnetita, e rocha metaultramáfica estão presentes no Membro Superior. Os quartzitos são tipicamente grossos a médios, em função de recristalização metamórfica, mas o acamamento plano paralelo é preservado em determinadas porções do pacote (Guimarães & Grossi-Sad, 1997; Baars et al., 1997).
Ao se examinar a distribuição das unidades do Grupo Macaúbas nas adjacências do Complexo Guanhães, nota-se que somente as unidades mais jovens e distais do grupo – formações Chapada Acauã e Ribeirão da Folha - fazem com ele contato pelo norte (Pedrosa Soares et al., 2001, 2007; Gradim et al., 2005). Tal fato constitui um indício de que o Bloco de Guanhães deve ter atuado como um alto estrutural já à época do rifte Macaúbas.
Figura 2.3: Mapa geológico da região do Bloco de Guanhães. Modificado de Alkmim et al. (2007).
2.2.2 – Grupo Macaúbas
No atual estágio do conhecimento, o Grupo Macaúbas registra o desenvolvimento de uma bacia neoproterozóica que evoluiu de um rifte continental para uma margem passiva, parcialmente sob
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influência glacial (Karfunkel & Hope, 1988; Noce et al., 1997; Pedro-Soares et al., 2001, 2011; Martins-Neto & Hercos, 2002; Babisnki et al., 2012; Uhlein et al., 1998, 2007).
Com base nos resultados do Projeto Espinhaço (Guimarães & Grossi-Sad, 1997 e Baars et al., 1997), com modificações introduzidas por Lima et al. (2002), Pedrosa-Soares et al. (2007, 2008) e Martins et al. (2008), o Grupo Macaúbas foi então subdividido no trabalho de Pedrosa-Soares et al. (2011) em sete formações, da mais antiga para a mais nova: Matão, Duas Barras, Rio Peixe Bravo, Serra do Catuni, Nova Aurora, Chapada Acauã e Ribeirão da Folha (figura 2.4).
Figura 2.4: Coluna estratigráfica geral para o Grupo Macaúbas. Modificado de Pedrosa-Soares et al. (2008, 2011).
Dois blocos do embasamento dividem a distribuição do Grupo Macaúbas em três setores com registros estratigráficos variáveis: o setor norte, relacionado com o Bloco Porteirinha, o setor central, localizado entre os paralelos 17º e 18º S, e o setor sul, relacionado com o Bloco de Guanhães (figura 2.5) (Pedrosa-Soares et al., 2011). O pacote mais completo do Grupo Macaúbas ocorre no setor central do orógeno Araçuaí, onde as unidades basais do Grupo Macaúbas - formações Matão e Duas Barras - estão sobrepostas pela sequência proximal da Formação Serra do Catuni, que é o mais antigo registro de glaciação da bacia Macaúbas (figuras 2.4 e 2.5). Estratigraficamente acima da Formação Serra do Catuni está a sequência glacio-marinha da unidade inferior da Formação Chapada Acauã, composta essencialmente por metadiamictitos, a qual é coberta pela unidade superior, sem (meta) diamictitos. Esta unidade grada a leste para uma sucessão pós-glacial, margem passiva distal e assoalho oceânico da Formação Ribeirão da Folha (figura 2.5) (Pedrosa-Soares et al., 2011).
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Figura 2.5: Distribuição das diferentes formações do Grupo Macaúbas no domínio externo (oeste) do Orógeno Araçuaí. Modificado de Pedrosa-Soares et al., 2011.
No setor norte, apenas a Formação Serra do Catuni ocorre entre o limite do cráton São Francisco e a borda ocidental do Bloco Porteirinha (figura 2.5). Para leste do Bloco Porteirinha, a sequência pré-glacial da Formação Rio Peixe Bravo é recoberta por sedimentos glácio-marinhos da Formação Nova Aurora ou parcialmente capeados pela unidade superior da Formação Chapada Acauã. No setor sul, o registro estratigráfico do Grupo Macaúbas é muito incompleto. A Formação Serra do Catuni é localmente recoberta por camadas que, provavelmente, se correlacionam com a Formação Chapada Acauã, e ocorre ao longo de uma estreita faixa no extremo oeste da Faixa Araçuaí, no limite com o cráton São Francisco (figura 2.5). A leste do Bloco de Guanhães ocorre somente a Formação Ribeirão da Folha (figura 2.5).
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A sedimentação de fases diversas do rifte continental está representada pelas formações Matão, Duas Barras, Rio Peixe Bravo, Serra do Catuni, Nova Aurora e unidade inferior da Formação Chapada Acauã, do Grupo Macaúbas. A Formação Matão consiste de metabrechas e metaconglomerados ricos em seixos e blocos de quartzito cobertos por quartzitos com lentes de metaconglomerado. Sua espessura máxima é de 200 m. A Formação Matão registra uma sedimentação sob condições tectônicas instáveis relacionadas ao estágio inicial de rifteamento da bacia Macaúbas (Martins, 2006; Martins et al., 2008). A Formação Duas Barras consiste em quartzitos e quartzitos conglomeráticos com teores variáveis de mica, feldspato, óxido de ferro e/ou fragmentos líticos, arenitos, raro conglomerado e raro pelito. As estruturas sedimentares se relacionam a ambiente fluvial e marinho raso sem vestígios de glaciação e algumas paleocorrentes possuem carater bimodal (NW-SE e SE-NW). A espessura máxima é de aproximadamente 100 m (Grossi-Sad et al., 1997; Martins, 2006). A Formação Rio Peixe Bravo consiste em quartzito micáceo, quartzito ferruginoso e/ou quartzito rico em feldspato, metapelitos localmente ricos em hematita e/ou grafita, e raros metaconglomerados, com uma espessura máxima de cerca de 700 m (Viveiros et al., 1979; Mourão & Grossi-Sad, 1997; Knauer et al., 2006). As formações Duas Barras e Rio Peixe Bravo, não apresentam evidência de influência glacial e representam, portanto, a sedimentação fluvial a marinha que se deu durante a fase de rifte continental da bacia Macaúbas (Martins-Neto et al., 2001; Martins, 2006; Pedrosa-Soares et al., 2007, 2008). A idade máxima de sedimentação é 900 ± 21 Ma, como indica a datação de grãos de zircão detrítico extraídos de um quartzito da Formação Duas Barras (U-Pb SHRIMP, Babinski et al., 2007). Esta idade limita também a época do início da deposição do Grupo Macaúbas.
Unidades glaciogênicas também se depositaram durante a fase rifte da bacia Macaúbas (e.g., Pedrosa-Soares et al., 1992, 1998; Grossi-Sad et al., 1997; Noce et al., 1997; Uhlein et al., 2007; Martins-Neto et al., 2001; Martins- Neto & Hercos, 2002). A mais antiga delas é a Formação Serra do Catuni, constituída por metadiamictitos maciços com intercalações esparsas de quartzitos e metapelitos, representantes de sedimentação glácio-terrestre a glácio-marinha. Dados U-Pb SHRIMP de zircões detríticos balizam a idade máxima de deposição da Formação Serra do Catuni em 933 ± 9 Ma (Babinski et al., 2007). Este dado, juntamente com o da Formação Duas Barras e outras idades de