DISCUSSÃO DOS RESULTADOS
O modelamento metamórfico realizado neste estudo foi de fundamental importância para o melhor entendimento das condições metamórficas nas quais as rochas supracrustais do Grupo Nova Lima, que estão em contato com os domos do Bação e Belo Horizonte, foram submetidas durante o Evento Transamazônico.9.1 – PRESSÕES E TEMPERATURAS DO METAMORFISMO
9.1.1 – Borda Sudoeste do Domo do BaçãoGranada xistos
O modelamento metamórfico por pseudosseção para o granada xisto (granada-biotita- plagioclásio xisto – MPV-01), aliada a termobarometria via isopleths de composição e proporção, restringiram a assembleia do pico de metamorfismo, representada por granada + gedrita + biotita + ilmenita + plagioclásio + quartzo, a pressões entre 8,9 e 9,8 kbar e temperatura de 695°C, tendo atingido primeiramente o pico de temperatura (695°C), ponto em vermelho na pseudosseção (Figura 9.1), e em seguida o pico de pressão (9,8 kbar), ponto amarelo na pseudosseção.
Para a assembleia do retrometamorfismo, composta granada + gedrita + biotita + clorita + ilmenita + plagioclásio + quartzo, as condições P-T foram refinadas com isopleths de composição e estão entre 595°C – 600 °C de temperatura, e entre 7,9 – 8,1 kbar de pressão.
Os valores de P e T para o pico de metamorfismo desta amostra (MPV-01) são correspondentes à fácies anfibolito e indicam profundidade máxima de 34 km na crosta e gradiente geotérmico entre de 20 – 22 °C/km (Tabela 9.1).
Pseudosseção confeccionada para granada xisto (granada-gedrita-plagioclásio xisto – MT3), foi contornada com isopleths de composição e proporção para granada, e restringe a assembleia do pico de metamorfismo, representada pelo campo de estabilidade composto por granada + gedrita + biotita + plagioclásio + ilmenita + quartzo, ao intervalo entre 11,4 e 11,4 kbar de pressão e 662°C e 705°C de temperatura. A rocha atingiu o pico metamórfico em 11,8 kbar e 705 °C, representado pelo pontos em amarelo na pseudosseção (Figura 9.2).
Para a assembleia retrometamórfica, constituída por granada + gedrita + biotita + plagioclásio + ilmenita + quartzo + clorita, os valores estão restritos a 630°C – 639°C de temperatura e 8,5 – 9,5 kbar de pressão.
As condições de P-T obtidas para o pico de metamorfismo sugerem profundidades máximas de 40 km na crosta e gradiente geotérmico entre 17 – 18 °C/km (Tabela 9.1).
Granada anfibolito
Para o granada anfibolito (MPV-02), concluiu-se que a assembleia do pico do metamorfismo, granada + hornblenda + plagioclásio + ilmenita + quartzo, está restrita a pressões entre 5,9 e 8,8 kbar, e temperaturas entre 602°C a 740°C, como pode ser visto na figura 7.3. Não foi possível, no entanto, contornar este campo de estabilidade com isopleths, portanto, os limites P-T apresentados foram obtidos através do cruzamento das linhas de reações univariantes. Para assembleia do retrometamorfismo, composta por granada + hornblenda + epidoto + plagioclásio + ilmenita + quartzo, está restrita ao intervalo de 602 – 641°C de temperatura e 6,6 – 8,7 kbar de pressão.
Os valores de P-T mostram profundidade máxima de 31 km na crosta e gradientes geotérmicos entre 24 - 29 °C/km (Tabela 9.1).
9.1.2 – Borda Sudeste do Domo do Bação Granada anfibolito
Para o granada anfibolito (D4), conclui-se que a assembleia do pico do metamorfismo, composta por granada + hornblenda + plagioclásio + ilmenita, encontra-se no intervalo entre 11,5 e 11,8 kbar de pressão e temperatura mínima de 760°C, valores estes obtidos através de isopleths de composição para granada (x(Grt)). Acredita-se, no entanto, que o granada anfibolito desta amostra não atingiu valores superiores a 750°C (temperatura de transição entre as fácies anfibolito e granulito). Caso tivessem atingido valores muito superiores a 760°C (valor mínimo obtido pelo modelamento metamórfico) provavelmente a hornblenda seria consumida, resultando na formação de piroxênios, que são minerais típicos de temperaturas altas, de fácies granulito. Outra informação importante, que corrobora com a hipótese deste granada anfibolito ter sido metamorfizado na zona de transição entre fácies anfibolito e granulito é a coexistência de hornblenda tschermakítica (fácies anfibolito) e pargasítica (fácies granulito) na mesma amostra, pois, sabe-se que com aumento progressivo da temperatura, toda hornblenda tschermakítica se transformaria em hornblenda pargasítica, e em temperaturas maiores, seriam formados os piroxênios (Jordt-Evangelista 2012).
Considerando que a temperatura máxima foi de 750°C e pressão máxima de 11,8 kbar têm-se um gradiente geotérmico de 18 °C/km e profundidade máxima de 41km na crosta.
9.1.3 – Borda do Domo Belo Horizonte Granada anfibolito
Para o granada anfibolito (SPD-08) pertencente à borda do Domo Belo Horizonte concluiu-se, através da modelagem do metamorfismo, que a assembleia mineral do pico, granada + hornblenda + plagioclásio + ilmenita + quartzo, apresenta intervalo P-T entre 5,9 – 9,6 kbar de pressão e 577 °C – 740°C.
Os dados obtidos para esta modelagem são correspondentes a metamorfismo de fácies anfibolito, com profundidade mínima e máxima de 22 e 34 km, respectivamente. Os gradientes geotérmicos variam de 22 a 28°C/km (Tabela 9.1).
9.1.4 – Síntese das Condições de P e T do Metamorfismo
Na tabela 9.1, estão apresentados os dados das condições de P e T obtidas através das pseudosseções para as amostras coletadas nas bordas do domo do Bação e Belo Horizonte, assim como das profundidades destas na crosta e os gradientes geotérmicos associados. Os maiores valores de pressão obtidos são referentes às assembleias do pico de metamorfismo das amostras MPV-01 (11,4 kbar) e D4 (11,8 kbar). O maior valor de T (~750°C) obtido também pertence à amostra D4 e foi inferido por petrografia, como foi dito anteriormente. Nas assembleias do retrometamorfismo os menores valores de temperatura encontrados são referentes às amostras MPV-01 (595°C e 600°C) e MPV-02 (602°C), sendo que nesta última encontra-se o menor valor de pressão 5,9 kbar.
Calculou-se a média dos valores de P, T, profundidade e gradiente geotérmico para as assembleias do pico e/ou do retrometamorfismo dos granada anfibolitos e granada xistos deste estudo (Tabela 9.1). Para as supracrustais coletadas nas bordas do domo do Bação (MPV-01, MPV-02, MT3 e D4), os valores médios de P e T do metamorfismo são de 9,7 kbar e 693°C, para o pico metamórfico, e de 8,2 kbar e 618°C, para a assembleia do retrometamorfismo. As rochas estudadas estavam a profundidades médias de 34 km na crosta durante o pico de metamorfismo e 29 km durante o retrometamorfismo. O gradiente geotérmico médio associado é 21 °C/km, como pode ser visto na tabela 9.1. Para o granada anfibolito (SPD-08), da borda do domo Belo Horizonte, os valores médios de P-T são 7,8 kbar e 659°C para a assembleia do pico (Tabela 9.1), valores que correspondem a uma profundidade média de 27 km de soterramento e gradiente geotérmico médio de 25°C/km.
9.2 – TRAJETÓRIAS P-T-t
Variações composicionais entre núcleo e borda dos porfiroblastos de granada representadas na forma de isopleths de composição e isopleths de proporção permitiram traçar nas pseudosseções, referentes aos granada xistos, a trajetória P-T-t seguida pela rocha durante seu metamorfismo.
Amostra Localização Assembleia P (kbar) T (°C) Prof.(km) Grad. (°C/km) MPV-01 Pico de T (N) 8,9 695 31 22 Pico de P e T(I) 9,8 695 34 20 Retro. (B) 7,9 595 28 Retro. (B) 8,1 600 28 MT3 Pico (N) 11,3 662 40 17
Borda SW Pico P e T (I) 11,4 705 40 18
Bação Retro.(B) 8,5 630 30 - Retro. (B) 9,5 639 33 - MPV-02 Pico 5,9 602 21 29 Pico 8,8 740 31 24 Retro. 6,6 602 23 - Retro. 8,7 641 30 - D4 Borda SE Pico 11,8 750 41 18 Bação Retro. -
Média Bordas SE e SW Pico 9,7 693 34 21
Bação Retro. 8,2 618 29
Pico 5,9 577 21 28
SPD-08 Borda Pico 9,6 740 34 22
Belo Horizonte Retro. 5,9 640 21 -
Retro. 6,7 740 23 -
Média Borda Pico 7,8 659 27 25
Belo Horizonte Retro. 6,3 690 22 -
Bação e BH Pico 9,0 683 32 23
Média Total Retro 7,7 636 28 -
Tabela 9.1: Síntese e valores médios das condições P-T, profundidades na crosta e gradiente geotérmico obtidos para este estudo. N (núcleo de granada); I (domínio intermediário de granada) ; B (borda de granada).
9.2.1 – Granada xistos
Amostra MPV-01 – Granada xisto (granada-biotita-plagioclásio xisto)
Isopleths de composição, para cálcio, em núcleo (z(Grt) = 0,044) e domínio intermediário
(z(Grt) =0,052) de granada se interceptam com as isopleths de proporção de granada (5%Grt) e (8% Grt), respectivamente, dentro do campo da assembleia do pico metamórfico (pontos A em vermelho e ponto B em amarelo da figura 9.1), indicando que o núcleo dos cristais se formaram a uma pressão inferior quando comparado ao domínio intermediário do porfiroblastos.
O campo referente à assembleia do retrometamorfismo é cortado, na sua porção inferior, por
isopleths de composição para ferro (x(Grt) = 0,86 – 0,87) em borda de granada que está contato com a
matriz da rocha (representadas pelo ponto C, em verde na figura 9.1) e marca uma diminuição na temperatura da rocha aliada à descompressão. Esta diminuição de temperatura na borda de granada já havia sido notada na análise textural, dada pela presença de clorita retrometamórfica em contato com a
magnésio do domínio intermediário para a borda de granada que está em contato com a matriz, associado a um discreto aumento nos conteúdos de Mn.
A partir da análise conjunta dos dados de modelamento metamórfico, química mineral e descrição petrográfica, chegou-se a conclusão que o granada-biotita-plagioclásio xisto (granada xisto – MPV-01) evolui ao longo de uma trajetória P-T-t anti-horária (Figura 9.1 – segmento A –D), com um aumento de pressão entre o segmento A – B (pontos em vermelho e amarelo na figura 9.1), atingindo primeiramente o pico de temperatura (695°C) e, posteriormente, o pico de pressão (9,8 kbar). Logo em seguida, a rocha sofreu resfriamento até aproximadamente 595°C e descompressão até próximo de 7,9 kbar (segmento BC). Acredita-se que a partir do ponto C a rocha continua a sofrer um processo descompressão praticamente isotérmico (segmento CD – segmento inferido por petrografia) dentro do campo de estabilidade que representa a matriz da rocha (gedrita +biotita + clorita + ilmenita + plagioclásio + quartzo). O processo de descompressão sofrido pela rocha foi interpretado como resultado da exumação do domo do Bação.
Amostra MT3 – Granada xisto (granada – gedrita – plagioclásio xisto)
O granada – gedrita – plagioclásio xisto (granada xisto MT3) evoluiu ao longo de uma trajetória horária que se inicia no ponto A (em vermelho da figura 9.2), que foi definido pelo entrecruzamento das isopleths de composição de núcleo (z(Grt) = 0,098) de granada com a de proporção (5% Grt). Em seguida, tem-se o ponto B (em amarelo) da trajetória, que foi determinado pela interseção de isopleth de composição (z(Grt) = 0,080) para domínio intermediário de granada com isopleth de proporção para granada (8% Grt), marcando o pico do metamorfismo em 11,4 kbar e 705°C. Subsequentemente, a rocha sofreu um resfriamento (até 630°C) aliado à descompressão (8,5 kbar), marcado na pseudosseção pelos pontos em verde (C), onde as isopleths de composição, para ferro em granada que está em contato com a matriz da rocha (x(Grt) = 0,73 - 0,77), cortam assembleia do retrometamorfismo (Figura 9.2).
A assembleia do retrometamorfismo pode ter atingido condições P-T mínimas de 7,9 kbar e 608°C, que corresponde à porção inferior esquerda deste campo de estabilidade. A partir deste ponto, tem-se a mudança do campo de estabilidade (D), que passa a ser representado pela assembleia gedrita + biotita + clorita + ilmenita + plagioclásio + quartzo, que foi interpretada como pertencente à matriz da rocha. O caminho P-T indicado na figura pela ponta da seta pontilhada, inferido por petrografia.
Assim como na amostra MPV-01, nesta amostra MT3, a diminuição da temperatura na borda de granada é representada texturalmente pela formação de clorita como substituição de biotita que está em contato com granada.
Figura 9.1: Pseudosseção com trajetória P-T-t para a amostra de granada-biotita-plagioclásio xisto (granada xisto MPV-01).
9.2.2 – Granada Anfibolitos
Para as amostras de granada anfibolitos, não foi possível a determinação das trajetórias P-T-t por dois motivos: primeiro, a dificuldade de se plotar as isopleths nos campos das assembleias de interesse (SPD-08 e MPV-02); segundo, as isopleths de composicionais, para núcleo e borda de granada, estarem dentro de um mesmo campo de estabilidade (D4).
Esta dificuldade em se plotar isopleths nas pseudosseções, segundo Silva (2010), pode estar relacionada ao fato dos porfiroblastos não apresentarem zonamento composicional (como os porfiroblastos homogêneos da amostra D4) ou pela composição de rocha total (XRF) não estar em
Figura 9.2: Pseudosseção com trajetória P-T-t para granada – gedrita – plagioclásio xisto (granada xisto MT3).
9.3 – COMPARAÇÃO ENTRE O METAMORFISMO DA PROVÍNCIA DE DOMOS E
QUILHAS DO QUADRILÁTERO FERRÍFERO COM AS PROVÍNCIAS DE DOMOS
E QUILHAS DO GREENSTONE BELT DE BARBERTON E GREENSTONE BELT DE
PILBARA
9.3.1 – Greenstone Belt Rio das Velhas versus Greenstone Belt de Barberton
O modelamento metamórfico deste estudo mostrou que os granada anfibolitos (D4, MPV-02) e os granada xistos (MPV-01, MT3) que ocorrem na borda do Complexo do Bação foram submetidos a pressões máximas de 11,4 kbar e a profundidades máxima de soterramento de 34 km (tabela
9.1).Estes valores são próximos ao encontrados por Lana et al. (2010 a, b), para a província de domos e quilhas do Barberton greenstone belt, África do Sul, que sugerem altos valores de pressão, de até 10 kbar, e profundidade de aproximadamente 35 km na crosta.
Estudos metamórficos de Dziggel et al. (2002), no Greenstone Belt de Barberton, a partir de cálculos geotermobarométricos convencionais, realizados em unidade sedimentar clástica pertencente à sequência greenstone, indicam temperaturas entre 650 – 700°C, e pressões entre 8 – 11 kbar, que sugerem um espessamento crustal mínimo de 30 km na crosta para o terreno greenstone. Estes valores similares aos encontrados neste estudo para as rochas supracrustais (MPV-01, MT3), de protólito sedimentar, em contato com o Bação – que mostram valores de pressão entre 8,9 –11,4 kbar e temperaturas entre 662 – 705 °C, para o pico do metamorfismo, com um espessamento mínimo de 31 km na crosta (Tabela 9.1).
Estimativas de P-T médias (THERMOCALC 3.21) realizadas por Diener et al. (2005), em metabasitos das quilhas do BGB, indicam valores mínimos, para o pico de metamorfismo, de 7,4 kbar e 560°C, que sugerem profundidade de 25 km na crosta. Os valores de temperatura são relativamente próximos aos obtidos neste estudo, para o pico de metamorfismo dos granada anfibolitos MPV-02 e SPD-08, que apresentam temperaturas mínimas de 602°C (MPV-02) e 577°C (SPD-08), como pode ser visto na tabela 9.1.
9.3.2 – Greenstone Belt Rio das Velhas versus Greenstone Belt de Pilbara
Comparando os resultados obtidos neste trabalho, com estudos realizados anteriormente na província de domos e quilhas de Pilbara, observa-se que a história metamórfica desta província é completamente diferente da evolução metamórfica dos domos e quilhas do Quadrilátero Ferrífero. Enquanto que, os dados deste estudo mostram que no QF as condições metamórficas indicam gradiente geotérmico baixo, valor médio de 23 °C/km, e pressões elevadas, atingindo valores de 11,4 kbar (Tabela 9.1), na Província de Pilbara, o gradiente geotérmico é mais elevado, atingindo até 75 °C/km (Collins & Van Kranendonk 1999) e as pressões são relativamente baixas, em torno de 5,5 kbar (Delor et al. 1991 in Collins & Van Kranendonk 1999), correspondentes a aproximadamente 20 km na crosta.
9.3.3 – Comparação dos resultados deste estudo com os estudos anteriores para o QF Estudos geotermobarométricos realizados por Fonseca (2013) em granada anfibolitos que estão contato com o domo Belo Horizonte, na porção norte da Serra da Piedade – mesma amostra modelada neste estudo (SPD-08) – sugerem que a paragênese granada + anfibólio + plagioclásio formou-se a temperaturas de aproximadamente 630°C e pressões da ordem de 5 kbar. Estes dados são
uma melhor aproximação da temperatura (659°C). No entanto, os valores máximos P-T, para amostra SPD-08 (9,6 kbar e 740°C) e demais amostras deste estudo (11,8 kbar e 750°C), são relativamente maiores quando comparados aos estudos de Fonseca (2013).
9.4 – IMPLICAÇÕES TECTÔNICAS
Idades de CristalizaçãoDados geocronológicos deste estudo em zircões magmáticos extraídos de anfibolito (amostra 7830) e zircões detríticos de granada xisto (MT3) revelaram idades de 2.761,4 ± 3,5 Ma e 2.744,6 ± 5,7 Ma, respectivamente, sendo estas idades próximas as encontradas por Machado et al. (1992), em zircões extraídos de rochas vulcânicas félsicas do Grupo Nova Lima, que indicaram idades entre 2.772 ± 6 Ma e 2.776 ± 23 Ma para a unidade. Desta forma, tem-se a confirmação de que os corpos de granada anfibolitos deste estudo pertencem ao Supergrupo Rio das Velhas, mais precisamente, ao Grupo Nova Lima, e, portanto, teriam sido formados durante o Evento Rio das Velhas – conhecido como principal evento de magmatismo que afetou o QF entre 2.780 e 2.700 Ma (Teixeira et al. 1985; Carneiro 1992; Machado & Carneiro 1992; Noce 1995; Machado et al. 1996; Teixeira 1996, 2000; Endo 1997; Noce et al. 2005; Noce et al. 2007; Lana et al.2013) – e que deu origem ao Greenstone
Belt Rio das Velhas.
Lana et al. (2013) propuseram três eventos magmáticos no QF durante a geração da crosta TTG, que foram denominados de Eventos Santa Bárbara (3.220 – 3.200 Ma), Rio das Velhas I (2.930– 2.900 Ma) e Rio das Velhas II (2.800 – 2.770 Ma). Levando isto em consideração, a idade de intercepto superior, em 2.996 ± 11 Ma, encontrada a partir de zircões detríticos da amostra MT3, pode estar correlacionada ao Evento Rio das Velhas I. As demais idades (2.761,4 ± 3,5 Ma (7830) e 2.744,6 ± 5,7 Ma (MT3)) indicam que as rochas deste estudo teriam sido formadas ao final do Evento Rio das Velhas II – que corresponde ao estágio final de geração de crosta TTG, sendo marcado por convergência relacionado ao magmatismo, que afetou extensivamente o bloco continental Paleo- Mesoarqueano (Bloco Rio das Velhas I). O tempo e a duração deste último evento (Rio das Velhas II) coincidem com o vulcanismo félsico (2.776 – 2.772 Ma) e sedimentação turbidítica no topo das lavas máficas e ultramáficas.
Datações, pelo método U-Pb, realizadas por Fonseca (2013) em zircões magmáticos extraídos de granada anfibolitos do Grupo Nova Lima, que estão em contato com o domo Belo Horizonte, revelaram idades de 2.771 ± 4 Ma para a cristalização magmática do corpo rochoso estudado. As idades obtidas são próximas as deste estudo e a autora supracitada também as correlacionou ao Evento Rio das Velhas II.
Idades do Metamorfismo
Zircões e titanitas de origem metamórfica extraídos de amostra de granada anfibolito (D4) e titanitas extraídas de amostra de granada xisto (MT3) forneceram as seguintes idades de metamorfismo: 2.042 ± 11Ma (titanita – MT3); 2.056 ±5,6 Ma (titanita – D4) e 2.072,3 ± 6,7 Ma (zircão – D4). As idades encontradas são similares as obtidas por diversos autores (Machado et al. 1992, Noce et al. 1995) a partir da datação de monazitas e titanitas provenientes de pegmatitos, anfibolitos e migmatitos nos domos do Bação e Belo Horizonte, onde os mesmos obtiveram idades entre 2.040 e 2.060 Ma para o metamorfismo destas rochas. Posteriormente, Machado et al. (1996) afirmam que todas as idades de monazitas e titanitas representam metamorfismo regional e a colocação tardia de pegmatitos nos complexos metamórficos do Bação e Belo Horizonte, estão entre 2.059 a 2.030 Ma.
Alguns autores acreditam que a exumação principal dos domos do embasamento do QF ocorreu durante o Ciclo Brasiliano (Hippertt 1994 ; Hippertt & Davis 2000), no entanto, as datações feitas pelo autores acima citados e os dados geocronológicos deste estudo apontam idades do metamorfismo correspondentes ao Ciclo Transamazônico.
Modelamento Metamórfico
O Evento Transamazônico é o responsável pela formação do Cinturão Mineiro (~2.1 Ga) (Teixeira et al. 1985) – orógeno colisional de idade Paleoproterozóica, que resultou no fechamento da Bacia Minas, desenvolvida as margens de uma massa continental Arqueana pré-existente composta pelas rochas do embasamento e Supergrupo Rio das Velhas (Alkmim & Marshak 1998) – deformando e metamorfizando toda a sequência de rochas supracrustais do Quadrilátero Ferrífero.
Em 2,095 Ga, iniciou-se a fase extensional do Evento Transamazônico que culminou no colapso orogenético do Cinturão Mineiro, exumando as rochas do embasamento na forma de
“metamorphic core complexes”, que resultou na configuração em domos do embasamento e quilhas
sinformais de rochas supracrustais entre os corpos dômicos (Alkmim & Marshak 1998).
Diante do exposto acima, o segmento AB da trajetória P-T-t (Figura 9.3A – MPV-01), pode estar correlacionado ao estágio final do espessamento crustal sofrido pela rocha, durante o fechamento da Bacia Minas, que culminou formação do Cinturão Mineiro (Figura 9.3C), levando as rochas supracrustais do Supergrupo Rio das Velhas, mais especificamente as deste estudo, a grandes profundidades (Tabela 9.1). Os pontos B das trajetórias das pseudosseções (MPV-01 e MT3) indicam as condições P-T do pico de metamorfismo atingido pelas rochas.
temperatura, que resultou no soerguimento das mesmas. Este alívio de pressão visto nas pseudosseções também foi observado na análise petrográfica, através as seguintes feições texturais: formação de clorita substituindo biotita que está em contato com borda de granada (amostras MPV-01 e MT3); formação de simplectitos de titanita e ilmenita (D4); e coronas simplectíticas de plagioclásio bordejando granada (D4).
Figura 9.3: (A) e (B) Trajetórias P-T-t para as amostras de granada xisto (MPV-01 e MT3). (C) Secções tectônicas ilustrando o modelo para a evolução tectônica do QF durante o Transamazônico (modificado de Alkmin & Marshak 1998): (1) Margem passiva (Bacia Minas). (2) Estágio final de colisão que culminou na formação do Cinturão Mineiro (3) Colapso extensional do orógeno. (4) Extensão e exumação do embasamento formando domos e quilhas.
Apesar de o modelamento metamórfico dos granada xistos indicar duas trajetórias P-T-t, uma horária e outra anti-horária, ambas mostram descompressão aliadas a diminuição da temperatura. A descompressão observada nestas trajetórias P-T-t está correlacionada ao evento extensivo ocorrido em (2,095 Ga), relatado por Alkmin e Marshak (1988). Estes autores afirmam que a exumação principal dos corpos dômicos do QF teria ocorrido logo após a formação do Cinturão Mineiro, ao final do Evento Transamazônico, durante o colapso extensional do orógeno formado. O processo de soerguimento seria semelhante à formação dos “metamorphic core complexes” do Barberton
greenstone belt, África do Sul, que se deu logo após o principal evento orogênico a 3,23 Ga (Lana et al. 2010 a, b; Lana et al. 2011).
O baixo gradiente geotérmico médio (23°C/km – rochas supracrustais em contato com os domos do Bação e Belo Horizonte – Tabela 9.1) obtido neste estudo é similar aos valores aos encontrados pelos estudos de Dziggel et al. (2002), Diener et al. (2005), Kisters et al. (2003), Lana et
al. (2010 a, b), Lana et al. (2011) para as rochas do Barberton Greenstone Belt (BGB), condizentes
com ambiente crustal frio e rígido, com reologia semelhante à moderna crosta continental. Portanto, a evolução da província de Domos e Quilhas do QF deu-se a partir dos mecanismos de tectônica de placas, envolvendo colisão (formação do Cinturão Mineiro - Figura 9.3C), colapso orogênico (Figura 9.3C), associados a uma zona de descolamento extensional, como pode ser observado na figura 9.4.
Figura 9.4: Bloco diagrama mostrando como se deu a ascensão do domo do Bação + rochas supracrustais de fácies anfibolito (deste estudo) ao longo de uma zona de descolamento normal (Baseado em Lana et al. 2010b)