Lista de Tabelas
2.3 – MODELO EVOLUTIVO
As investigações geológicas no âmbito da evolução da Faixa Araçuaí vêm sendo desenvolvidas desde os primórdios da década de 1970. A publicação de Almeida (1977) deixou enorme contribuição para a geologia do sudeste ao definir a Faixa Araçuaí como um ortogeossinclinal alpinótipo desenvolvido a sudeste do Cráton do São Francisco durante o Ciclo Brasiliano. O mesmo trabalho pioneiro proporcionou o surgimento de inúmeros questionamentos e potencializou o ritmo das investigações geotectônicas sobre a Faixa Araçuaí.
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A descoberta de remanescentes de litosfera oceânica neoproterozóica na Faixa Araçuaí no final da década de 1980 (Pedrosa-Soares et al., 1990, 1992) e a caracterização geoquímica e isotópica do batólito tonalítico Galiléia que evidenciou sua origem em arco magmático continental, edificado em torno de 594 Ma (Nalini, 1997), trouxeram a luz do conhecimento para a vinculação da gênese desse arco magmático com o consumo da litosfera oceânica da Faixa Araçuaí (Pedrosa-Soares et al.
1998).
Com base nessas descobertas, nas correlações entre as faixas Araçuaí e Congo Ocidental (Brito-Neves & Cordani, 1991; Trompette, 1994), e na relação cronológica e espacial dos conceitos de orógeno e cráton, definiu-se o orógeno Araçuaí-Congo Ocidental (Pedrosa-Soares & Wiedermann Leonardos, 2000; Pedrosa-Soares et al., 2001).
Os modelos evolutivos propostos até então careciam de um mecanismo capaz de explicar o início do processo de subducção em uma bacia relativamente estreita, de caráter ensiálico a norte e oceanizada a sul, características que decorrem da natureza confinada do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental e se devem ao fato de que os crátons São Francisco e Congo permaneceram em parte ligados (figura 2.6), pelo menos e muito provavelmente desde 2,0 Ga, até a abertura completa do Atlântico Sul, no cretáceo.
Alkmim et al. (2003, 2006, 2007), com base em análises cinemáticas, propuseram um modelo de evolução tectônica para o orógeno Araçuaí-Congo Ocidental, no qual o fechamento da bacia Macaúbas teria sido induzido por colisões à distância, contra os crátons do São Francisco e Congo, e o orógeno resultante se caracterizaria, então, como confinado e seguiria um mecanismo similar ao fechamento de um quebra-nozes (figura 2.7). De acordo com estes autores, são reconhecidos para a edificação do Orógeno Araçuaí cinco estágios evolutivos, resumidamente descritos adiante:
O primeiro estágio caracteriza-se pela abertura da bacia precursora do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental (figura 2.6). Esta bacia deveria corresponder a um gigantesco golfo parcialmente oceanizado e articulado com aulacógenos (Pedrosa-Soares et al., 2007), que desembocaria em um amplo oceano voltado para onde hoje se situa o Orógeno Ribeira, denomidado Oceano Adamastor (Cordani et al., 2003).
O magmatismo inicial relacionado ao fraturamento crustal, que marca o início do processo de rifteamento, é representado por diques máficos datados em 1,0 Ga e localizados no sul da Bahia e extremo nordeste de Minas Gerais (D’Agrella-Filho et al., 1990, 2004), pelos diques máficos da Suíte Pedro Lessa (906 ± 2 Ma; Machado et al., 1989), granitos anorogênicos da Suíte Salta da Divisa (875
± 9 Ma; Silva et al., 2002) e pelos xistos verdes basálticos do Membro Rio Preto da Formação Chapada Acauã (Gradim et al., 2005; Martins, 2006).
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A fase rifte continental (figura 2.6) da bacia precurssora desenvolveu-se entre ca. 906 e 880 Ma (Pedrosa-Soares et al., 2008; Silva et al., 2008) e seu registro sedimentar é representado pelas unidades basais e proximais do Grupo Macaúbas. A bacia Macaúbas, em torno de 880 Ma, evoluiria para duas margens passivas conectadas, na porção setentrional, pela ponte continental que unia as regiões da Bahia e Gabão (Porada, 1989; Trompette, 1994; Brito-Neves et al., 1999). Estas margens passivas estariam ainda conectadas a no mínimo quatro estruturas extensivas interiores responsáveis pela acomodação da deformação e dissipação das tensões nas zonas cratônicas: os aulacógenos de Pirapora e Paramirim, no domínio São Francisco (Alkmim & Cruz, 2005; Cruz & Alkmim, 2006), e o Aulacógeno Sangha no domínio Congo (Trompette, 1994). A fase margem passiva é representada por extensa sedimentação de turbiditos areno-pelíticos de mar profundo e por remanescentes oceânicos datados em ca. 660 Ma (Queiroga et al., 2007, 2008).
Figura 2.6: Cenário tectônico da bacia Macaúba visto em mapa. Modificado de Alkmim et al., 2007.
A segunda etapa evolutiva é a convergência inicial, ou seja, o fechamento da bacia Macaúbas que foi possivelmente induzido à distância por colisões que envolveriam a península São Francisco e o Cráton Rio de La Plata, por volta de 630 Ma (Valeriano et al., 2004). Era dado início à mecânica do quebra-nozes (Alkmim et al., 2007), onde a península São Francisco rotacionaria no sentido anti-horário contra o continente do Congo, levando a compressão da bacia Macaúbas e ao consumo de sua litosfera oceânica. Assim, durante o fechamento, os riftes interiores representariam os polos de rotação durante essa cinemática. Hipoteticamente, não haveria somento um polo fixo, mas vários e móveis (Alkmim et al., 2007).
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Danderfer (2000) e Cruz (2004), em estudos realizados nos domínios do Aulacógeno do Paramirim, mostraram magnitudes de inversão decrescentes no sentido norte, às vezes chegando a preservar a geometria original do rifte. Esse segundo estágio é marcado pelo início do processo de subducção e pela edificação do arco magmático cálcio-alcalino (figura 2.7). Entre 630 e 585 Ma o arco magmático foi edificado em ambiente de margem continental ativa. Este arco é representado por batólitos tonalíticos a granodioríticos, deformados, que registram a foliação regional, e por rochas vulcânicas de composição dacítica (Vieira, 2007).
Na porção norte da bacia, onde se instalava o depocentro, começariam a se acumular os sedimentos de margem passiva distal da Formação Salinas (Lima et al., 2002). Essa sedimentação era condicionada por uma frente de empurrões desenvolvida no setor ensiálico como resposta a zona de subducção ativa no segmento sul da bacia (Alkmim et al., 2007). A sedimentação do tipo flysch seria alimentada por material proveniente de uma frente de empurrões, e também por sedimentos da margem leste (Santos et al., 2009).
Figura 2.7: Fase de convergência inicial das margens da Bacia Macaúbas, por volta de 600 Ma. Modificado de Alkmim et al. (2007).
A etapa colisional é o terceiro estágio evolutivo e se inicia pelo norte e avança paulatinamente para o sul, no intervalo compreendido entre 582 e 560 Ma (Pedrosa-Soares et al., 2007) (figura 2.8).
Propagação de frentes de empurrão para as zonas cratônicas e o soerguimento de uma cadeia montanhosa são características marcantes desta fase. O estágio sin-colisional é caracterizado pela deformação e metamorfismo regionais, além da geração de grande quantidade de granitos tipo S que registram a foliação regional.
Neste estágio seriam gerados os granitos G2 do tipo S, que representam a fusão parcial de protólitos sedimentares aluminosos (Pedrosa-Soares et al., 2007).
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O quarto estágio caracteriza-se pelo escape lateral da porção sul do núcleo cristalino, rumo ao Orógeno Ribeira, através de movimentação dextral ao longo de zonas transcorrentes. Este fato pode ter se dado em decorrência da máxima aproximação entre o extremo sul da península São Francisco e a margem do continente Congo (figura 2.8).
O colapso gravitacional representa o quinto e último estágio, e se caracteriza pela cinemática distensional que passa a predominar nos domínios do Orógeno Araçuaí. O regime distensional sob a ação da força peso é comum em orógenos que atingem elevadas espessuras e alto potencial gravitacional (Malavieille, 1993). Neste período, entre 520 e 490 Ma, formaram-se as suítes G4 e G5 relacionadas ao colapso gravitacional, onde foram gerados grandes volumes de granitos pós-colisionais, tipos I e S, livres da foliação regional (Pedrosa-Soares et al,. 2001).
Figura 2.8: (a) Estágio colisional, por volta de 560 Ma. (b) Colapso gravitacional, após escape lateral da porção sul do orógeno, por volta de 500 Ma. Adaptado de Alkmim et al. (2006).
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