Rochas arcaicas

As rochas formadas durante o Arcaico apresentam composição média diferente das rochas mais recentes. São essencialmente rochas vulcânicas máficas e ultramáficas, produzidas na dependência de arcos vulcânicos, e rochas sedimentares de cor escura, resultantes da erosão das

rochas máficas. Estas rochas máficas e sedimentares encontram-se frequentemente metamorfizadas. As rochas arcaicas são essencialmente de dois tipos de ocorrência: os Greenstone Belts e os complexos granítico-gnaíssicos, estes os mais abundantes (Bleeker, 2002).

Os gnaisses de Acasta, de idade aproximada 4.0 – 3.6 Ga são as rochas mais antigas preservadas e fazem parte do complexo gnaíssico da base do Cratão Slave, na Gronelândia (Bleeker, 2002). Seguem-se as rochas de idades compreendidas entre 3.9 e 3.7 Ga são encontradas em Greenstone Belt de Isua, no sudoeste da Gronelândia. Contudo, o Greenstone Belt melhor preservado é o que se encontra na África do Sul, datado de 3.6 Ga. Na América do Norte os Greenstone Belts, mais comuns no Cratão Superior e no Cratão Slave do Escudo Canadiano, formaram-se entre 2.7 e 2.5 Ga (Faure, 2001; Bleeker, 2002; Ehrenfreund et al., 2004).

Existem ainda rochas vulcano-sedimentares antigas bem preservadas em Coonterunah (3515 Ma ± 2 Ma) e Warrawoona (3490 Ma a 3330 Ma), ambos pertencentes ao Cratão Pilbara, na Austrália (Bleeker, 2002; James & Fouch, 2002). As rochas de idades superiores a 3.0 Ga, principalmente entre 3.1 e 3.0 Ga, são mais abundantes e o registo litológico encontra-se bem representado na maioria dos cratões arcaicos. Pelo contrário, a ocorrência de rochas com idade superior a 3.5 Ga é rara (Bleeker, 2002; Van Kranendonk, 2006).

Devido á sua abundância, será dada particular atenção aos Greenstone Belts.

Constituição dos Greenstone Belts (GSB)

Os Greenstone Belts (GSB) são complexos vulcano-sedimentares, constituídos por três unidades (figura 4-4a): as unidades inferior e intermédia, essencialmente formadas por rochas vulcânicas de composição máfica a ultramáfica, e a unidade superior formada na sua maioria por rochas sedimentares (Wicander & Monroe, 2000; Faure, 2001).

A maioria dos GSB estão deformados, apresentam uma estrutura sinclinal e são intruídos por magmas graníticos (figura 4-4b). Frequentemente são complexos de rochas dobradas e afectados por falhas inversas. O nome greenstone (rocha verde) deriva do facto das suas rochas vulcânicas apresentarem uma coloração esverdeada devido à presença de clorite, que se formou durante o metamorfismo de baixo grau (Faure, 2001).

A presença de lavas em almofada indica que grande parte do vulcanismo responsável pelas rochas ígneas foi submarino (figura 4-4c). A presença de lavas ultramáficas, raras em rochas do Proterozóico e Fanerozóico, indica a existência de magma com temperatura de cerca 1600 ºC.

Actualmente o valor mais elevado encontrado foi de 1350 ºC em basaltos havaianos. Isto leva a supor que a temperatura do manto pode ter sido cerca de 300 ºC mais elevada, e que magmas ultramáficos ascenderam até à superfície do planeta. A partir do momento em que diminuiu a produção de calor, a Terra ficou mais fria e como tal, as lavas ultramáficas deixaram de ascender à superfície (Faure, 2001).

Figura 4-4 (a) Coluna estratigráfica e respectiva legenda de um GSB. Os GSB com idades superiores a 2.8 Ga

apresentam uma unidade ultramáfica sob a unidade basáltica. (b) GSB adjacentes dobrados em estrutura sinclinal e sua relação com complexos granítico-gnaíssicos. (c) Lavas em almofada da unidade inferior, que indicam erupção submarina (Wicander & Monroe, 2000).

Unidade sedimentar superior

Unidade vulcânica intermédia Essencialmente basalto

Unidade vulcânica inferior Essencialmente peridotito e basalto

Quartzitos (e conglomerados)

Xistos

Grauvaques

Chertes e formações ferríferas

Riolitos vulcânicos ou intrusivos

Andesitos e dacitos

Basaltos

Lavas ultramáficas em almofada

Intrusões graníticas

Unidade superior: Arenitos e argilitos

Unidade intermédia: essencialmente basalto

Unidade inferior: essencialmente peridotito e basalto

Complexo granítico-gnaissíco Su ces s ão do s G reen st on eb el t Unidade sedimentar superior

Unidade vulcânica intermédia Essencialmente basalto

Unidade vulcânica inferior Essencialmente peridotito e basalto

Quartzitos (e conglomerados)

Xistos

Grauvaques

Chertes e formações ferríferas

Riolitos vulcânicos ou intrusivos

Andesitos e dacitos

Basaltos

Lavas ultramáficas em almofada

Intrusões graníticas

Unidade superior: Arenitos e argilitos

Unidade intermédia: essencialmente basalto

Unidade inferior: essencialmente peridotito e basalto

Complexo granítico-gnaissíco Su ces s ão do s G reen st on eb el t

Na unidade superior encontram-se as rochas sedimentares sendo mais frequentes para o topo da sequência. Estas resultaram da erosão das rochas vulcânicas máficas e ultramáficas (Baker, 2005). As mais frequentes são os grauvaques, cujos clastos de maiores dimensões são fragmentos de rochas vulcânicas, e os argilitos. A ocorrência de quatzoarenitos no topo da sequência indica ambientes de transição, pouco profundos, no final do Arcaico (Tomlinson, 2004). Para além das rochas referidas a unidade superior apresenta também outras litologias: conglomerados; chertes; rochas carbonatadas e rochas ferríferas designadas por Formações de ferro bandado (BIF). Os conglomerados apresentam estruturas de escorregamento do tipo “slumps” o que revela a existência de fortes declives na transição continente-oceano. A ocorrência escassa de chertes e de rochas carbonatadas (que se formam em ambiente das zonas de plataforma continental estável pouco profunda) juntamente com os “slumps” indica a existência de pequenos protocontinentes e ausência de plataforma desenvolvida no Arcaico (Wicander & Monroe, 2000; Tomlinson, 2004).

Evolução dos Greenstone Belts (GSB)

Existem dois modelos propostos para a evolução dos GSB e ambos admitem que o desenvolvimento destes seja resultante dos movimentos tectónicos durante o Arcaico. Um dos modelos relaciona-se com a existência de bacias de arco interno enquanto que o outro modelo baseia-se em processos de rifting continental.

• Modelo de bacias de arco interno - Back-arc margin basin

Neste modelo distinguem-se três fases: a fase distensiva; a fase compressiva com deformação (estrutura sinclinal) e metamorfismo; e intrusão de magmas graníticos (figura 4-5).

A primeira fase é distensiva, gerando-se abertura da bacia de arco interno na sequência da colisão/subducção entre a crusta continental e a crusta oceânica. Como consequência deste fenómeno, a crusta oceânica subductada funde originando magma de composição andesítica que ascendeu na crusta e ocupam a bacia, juntamente com sedimentos provenientes do continente. Segue-se a fase de compressão e fecho da bacia durante a qual o GSB é deformado e metamorfizado, adquirindo a estrutura de um sinclinal, com posterior intrusão por magmas graníticos (Condie, 1997; Wicander & Monroe, 2000).

Figura 4-5 Formação de GSB segundo o modelo de bacias de arco interno. (a) Distensão entre o continente e o arco vulcânico origina uma bacia de arco interno. A fusão parcial da crusta oceânica subductada origina magmas andesítico e diorítico. (b) Lavas e sedimentos derivados do continente e do arco vulcânico ocupam a bacia. (c) Compressão e fecho da bacia com deformação dos materiais ali depositados. O GSB adquire uma estrutura sinclinal e é intruido por magmas graníticos (Wicander & Monroe, 2000).

• Modelo de Rifting intracontinental

Este modelo assume a pré-existência de uma crusta e requer a ascensão de plumas mantélicas (figura 4-6). À medida que as plumas ascendem são criadas tensões que levam à fracturação intracontinental. A pluma alimenta as unidades vulcânicas (unidade inferior e intermédia) e a camada mais superior é preenchida por sedimentos resultantes da erosão.

Abertura da bacia

Arco vulcânico Sedimentos deformados Fossa

Crusta continental Manto

Bacia de arco interno Sedimentos continentais Sedimentos vulcânicos Manto Fusão parcial do manto superior Fecho da bacia Manto Abertura da bacia

Arco vulcânico Sedimentos deformados Fossa

Crusta continental Manto

Bacia de arco interno Sedimentos continentais Sedimentos vulcânicos Manto Fusão parcial do manto superior Fecho da bacia Manto

Posteriormente ocorre subsidência, deformação, metamorfismo de baixo grau e plutonismo (Wicander & Monroe, 2000).

Figura 4-6 Formação de GSB segundo o modelo de rifting intracontinental. (a) Ascensão da pluma mantélica causa rifting e vulcanismo. (b) Ascensão cessa, ocorre subsidência originando uma bacia onde se acumulam sedimentos. (c) A inversão do sentido do movimento das placas tectónicas para convergente origina compressão e deformação, com intrusão de magmas graníticos (Wicander & Monroe, 2000).

O modelo de rifting intracontinental explica melhor a existência de lavas ultramáficas (provenientes das plumas mantélicas) no nível inferior dos GSB do que o modelo das bacias de arco interno. Neste último o magma resultante das zonas de subducção é frequentemente andesítico. O segundo modelo explica também as variações de dimensão dos GSB, que estão relacionadas com a extensão da abertura do rifte. Desta forma, para os GSB com rochas ultramáficas abundantes o melhor modelo é o de rifte intracontinental (Wicander & Monroe, 2000). Para aqueles que têm

3.5 G.a 3.4 - 3.5 G.a Plumas mantélicas Fusão parcial Manto superior Crusta continental Listosfera ~ 3.3 G.a Plumas

descendentes _{Manto superior}

Crusta continental Intrusão granítica Manto superior Crusta continental 3.5 G.a 3.4 - 3.5 G.a Plumas mantélicas Fusão parcial Manto superior Crusta continental Listosfera ~ 3.3 G.a Plumas

descendentes _{Manto superior}

Crusta continental

Intrusão granítica

Manto superior

maior abundância de andesitos o modelo que melhor explica a sua formação é o de bacias de arco interno (Wicander & Monroe, 2000).