i
EVOLUÇÃO GEODINÂMICA DOS ESTÁGIOS DE RIFTEAMENTO
DO GRUPO MACAÚBAS NO PERÍODO TONIANO, MERIDIANO
iii
FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO
Reitora
Profa. Dra. Cláudia Aparecida Marliére de Lima
Vice-Reitor
Prof. Dr. Hermínio Arias Nalini Júnior
Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação
Prof. Dr. Sérgio Francisco de Aquino
ESCOLA DE MINAS
Diretor
Prof. Dr. Issamu Endo
Vice-Diretor
Prof. Dr. Hernane Mota de Lima
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Chefe
v
TESE DE DOUTORAMENTO
Nº 91
EVOLUÇÃO GEODINÂMICA DOS ESTÁGIOS DE RIFTEAMENTO
DO GRUPO MACAÚBAS NO PERÍODO TONIANO, MERIDIANO
43º30’W, REGIÃO CENTRO-NORTE DE MINAS GERAIS
Maria Eugênia Silva de Souza
Orientadora
Gláucia Nascimento Queiroga
Co-orientador
Maximiliano de Souza Martins
Tese de Doutorado apresentado ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito parcial à obtenção do Título de Doutora em Ciências Naturais, Área de Concentração:
Tectônica / Petrogênese / Recursos Minerais
OURO PRETO
vi Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita
35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais
Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606 e-mail: pgrad@degeo.ufop.br
Os direitos de tradução e reprodução reservados.
Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de direito autoral.
ISSN 85-230-0108-6
Depósito Legal na Biblioteca Nacional Edição 1ª
Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto
Bibliotecária Responsável: Sione Galvão Rodrigues – CRB6 / 2526 Catalogação: sisbin@sisbin.ufop.br
ix
todos estes anos. Sem vocês eu não teria pavimentado esse caminho.
Ao professor Antônio Carlos Pedrosa-Soares (Calota) pelas dicas, discussões, ensinamentos e reflexões que muito agregaram a este trabalho. E ao professor Ivo Dussin pela grandiosa dedicação e zelo dispensados a este trabalho através das análises geocronológicas e discussões.
Aos amigos e eternos professores Lúcia Castanheira e Hildor Seer por todas valiosas discussões geológicas e humanas, bem como pelos diversos abraços e conversas acalentadores!
Aos professores do DEGEO/Escola de Minas pelos ensinamentos e contribuições diversas, especialmente Fernando Alkmim, Maria Sílvia, Edgar Medeiros, Marco Fonseca, Alice Costa, André Danderfer, Hanna Jordt e Caroline Souza.
Aos amigos do PPG-ECRN, pelos cafés, discussões, risadas, companheirismo e discussões, especialmente Túlio Delogo, Eliza Peixoto, Marco Paulo, Marcha, Taynara, Lorena, CLADR et al., e as meninas do Laboratório de Geotectônica da UFMG.
Aos amigos que de perto transformaram essa caminhada geológica e pessoal, especialmente Mariana Madeira, Débora Vasconcelos, Rosana Oliveira, Tazava, Edgar e Luiz Dutra.
À Coordenadoria de Geologia do IFES – Nova Venécia por facilitarem o caminho nesta etapa final, especialmente Pillar e Daniel.
Ao Vale do Jequitinhonha, lugar de pessoas e geologia fascinantes! Especialmente Planalto de Minas, Terra Branca e Itacambira.
A todos os alunos de 2014 a 2018 envolvidos nas disciplinas de Mapeamento Geológico, Eschwege e TCC que tanto contribuíram e agregaram para este trabalho.
Ao DEGEO/EM/UFOP pelo incentivo e apoio de campo. Ao PPG-ECRN pelas oportuinidades. Ao Laboratório de Geotectônica/IGC/UFMG pela acolhida na etapa final.
Ao Reinaldo e Fuscão por tudo em todas as etapas de campo!
À minha família República Tcheca, por ser a minha diversão e lar, especialmente Piroska, Pente, Tutu, Jorge, Marmita, Emo, Paraíba, Karen, Batutinha, SuperQuente, Tadim e Fantasma.
À Marcia e Beto por todo zelo, carinho e acolhida nos últimos tempos.
À Paula por ser minha razão e luz nos momentos difíceis (e não foram poucos), por ser meu sorriso gratuito nos momentos bons, e por ser sempre meu porto seguro em todos eles. Obrigada por me conduzir!
x À Deus por orquestrar tudo!
Ao CNPq pelo financiamento desta tese através dos projetos de pesquisa 430789/2016-5 (Análise tectono-estratigráfica e significado geotectônico das sequências metavulcano-sedimentares do Grupo Macaúbas na região centro-norte de Minas Gerais, Orógeno Araçuaí, Brasil) da profª Gláucia Queiroga; e 305232/2013-4 (O Grupo Macaúbas na faixa Itacambira-Terra Branca, Serra do Espinhaço Central, Minas Gerais: comportamento estratigráfico, proveniência e significado geotectônico) do prof. Maximiliano Martins.
A PETROBRAS pelo financiamento através do projeto “Relações entre tectônica e sedimentação em bacias rifte e orogênicas” coordenado pelo prof. Fernando F. Alkmim.
Ao projeto 09/2016 PROPP/UFOP (Auxílio Financeiro a Pesquisador) para Gláucia Queiroga e Maximiliano Martins.
Ao Laboratório de Microscopia e Microanálises (LMIc) da UFOP, membro da Rede de Microscopia e Microanálises de Minas Gerais, Brasil, FAPEMIG pelas análises.
xi
LISTA DE FIGURAS ... xv
LISTA DE TABELAS ... xvii
RESUMO ... xix
ABSTRACT ... xxi
CAPÍTULO 1 ... 1
INTRODUÇÃO ... 1
1.1 – CONSIDERAÇÕES INICIAIS ... 1
1.2 – NATUREZA DO PROBLEMA E RELEVÂNCIA DO PROJETO ... 1
1.3 – LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSOS À ÁREA DE ESTUDO ... 5
1.4 - ASPECTOS FISIOGRÁFICOS E RECURSOS NATURAIS ... 7
1.5 - OBJETIVOS ... 9
1.6 – METODOLOGIA ... 9
CAPÍTULO 2 CENÁRIO GEOLÓGICO REGIONAL ... 19
2.1 – CONTEXTO GEOTECTÔNICO ... 19
2.2 – COMPARTIMENTAÇÃO TECTONO-ESTRATIGRÁFICA REGIONAL ... 21
2.3 – ARCABOUÇO ESTRUTURAL ... 38
2.4 – METAMORFISMO REGIONAL ... 42
2.5 – EVOLUÇÃO TECTÔNICA DA BACIA MACAÚBAS ... 43
CAPÍTULO 3 INTERAÇÃO TECTÔNICA ENTRE BACIAS SUCESSORAS NO DOMÍNIO EXTERNO DO ORÓGENO ARAÇUAÍ: ESTUDO DE CASO DA REGIÃO DE PLANALTO DE MINAS, MINAS GERAIS1 ... 47
3.1 – INTRODUÇÃO ... 48
3.2 – MÉTODOS E MATERIAIS ... 48
3.3 – CONTEXTUALIZAÇÃO REGIONAL ... 50
3.4 – GEOLOGIA DA REGIÃO DE PLANALTO DE MINAS – MINAS GERAIS ... 52 3.5 - INTEGRAÇÃO GEOLÓGICA-GEOFÍSICA DA REGIÃO DE PLANALTO DE MINAS (MG)
xii
3.6 - CONCLUSÕES ... 63
CAPÍTULO 4 ... 65
PALEOENVIRONMENT, SEDIMENT PROVENANCE AND TECTONIC SETTING OF TONIAN BASAL DEPOSITS OF THE MACAÚBAS BASIN SYSTEM, ARAÇUAÍ OROGEN, SOUTHEST BRAZIL,2 ... 65
4.1 – INTRODUCTION ... 66
4.2 - GEOLOGICAL BACKGROUND ... 69
4.3 – FIELD RELATIONS AND STRATIGRAPHIC FRAMEWORK ... 71
4.4 – ANALYTICAL METHODS ... 80
4.5 – RESULTS ... 81
4.6 – DISCUSSION ... 87
4.7 - CONCLUSIONS ... 96
CAPÍTULO 5 ... 99
TONIAN MAFIC MAGMATISM IN THE ARAÇUAÍ BELT (BRAZIL): THE SÃO FRANCISCO-CONGO BREAK-UP ATTEMPT INFLUENCED BY MANTLE PLUME1, ... 99
5.1 - INTRODUCTION ... 100
5.2 – GEOLOGICAL BACKGROUND ... 103
5.3 – THE VOLCANO-SEDIMENTARY PLANALTO DE MINAS SUCCESSION SETTING 104 5.4 – ANALYTICAL METHODS ... 107
5.5 - RESULTS ... 112
5.6 – DISCUSSION AND INTERPRETATION ... 120
5.7 - CONCLUSIONS ... 131
CAPÍTULO 6 ... 133
DISCUSSÕES, IMPLICAÇÕES GEOTECTÔNICAS E MODELO EVOLUTIVO ... 133
6.1 – O PERÍODO TONIANO E A FRAGMENTAÇÃO DO SUPERCONTINENTE RODÍNIA: 133 6.2 – O TONIANO NO PALEOCONTINENTE SÃO FRANCISCO – CONGO ... 134
xiii
CAPÍTULO 7 ... 139
CONCLUSÕES FINAIS ... 139
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 141
ANEXOS ... 155
xv
Figura 1. 2 - Localização da região de estudo ... 6
Figura 1. 3 – Mapa de elevação digital do terreno. ... 7
Figura 1. 4 – Bacias hidrográficas federais abrangidas na área de estudo ... 8
Figura 1. 5 - Localização das áreas já mapeadas em escala 1:25.000. ... 11
Figura 2. 1 - Contextualização geotectônica do sistema orogênico Araçuaí ... 20
Figura 2. 2 – Mapa simplificado do Orógeno Araçuaí ... 22
Figura 2. 3 – Distribuição das principais unidades estratigráficas. ... 24
Figura 2. 5 – Quadro comparativo entre as propostas estratigráficas ... 28
Figura 2. 6 – Coluna estratigráfica do Grupo Macaúbas. ... 29
Figura 2. 7 - Distribuição espacial regional das unidades do Grupo Macaúbas. ... 30
Figura 2. 8 – Falhas normais evidenciando a tectônica instável ... 33
Figura 2. 9 – Coluna tectono-estratigráfica ... 35
Figura 2. 10 – Coluna estratigráfica para as regiões de Planalto de Minas e Terra Branca ... 37
Figura 2. 12 – Compartimentação do Orógeno Araçuaí. ... 40
Figura 2. 13 – Coluna tectono-estratigráfica simplificada para o Supergrupo Espinhaço ... 44
Figura 2. 14 - Modelo evolutivo da Bacia Macaúbas e do Orógeno Araçuaí ... 45
Figura 3. 1 - Mapa geológico regional da serra do Espinhaço em Minas Gerais. ... 49
Figura 3. 2 - Mapa geológico e coluna estratigráfica da região de Planalto de Minas, Minas Gerais. . 53
Figura 3. 3 - A) Formação São João da Chapada ... 53
Figura 3. 4 - Estratificação acanalada de pequeno porte ... 54
Figura 3. 5 - Características macroscópicas dos corpos de xisto verde.. ... 55
Figura 3. 6 - Xistos verdes com amígdalas primárias preservadas ... 56
xvi
Figura 3. 9 - Mapa magnetométrico de amplitude do sinal analítico ... 59
Figura 3. 10 - Deconvoluções de Euler ... 60
Figura 3. 11 - Mapa magnetométrico de continuidade para cima ... 61
Figura 3. 12 - Ciclos de rifteamento que atingiram o paleocontinente São Francisco – Congo ... 62
Figure 4. 1 - A) Location and context of the Araçuaí – West-Congo orogen ... 68
Figure 4. 2 - The stratigraphic column and geochronology data of the Macaúbas Group ... 70
Figure 4. 3 - A) Geological map of the Itacambira region ... 72
Figure 4. 4 - Schematic sedimentary profiles ... 74
Figure 4. 5 - Synopsis of the facies association... 77
Figure 4. 6 - Alluvial-fan facies association (FaA).. ... 78
Figure 4. 7 - – Fluvial facies association (FaB). ... 79
Figure 4. 8 - Diagrams showing the geochemical characteristics of studied rocks ... 82
Figure 4. 9 - Selected cathodoluminescence (CL) images ... 86
Figure 4. 10 - Distribution of detrital zircon U-Pb ages ... 87
Figure 4. 11 - Depositional and tectonic model of the Matão-Duas Barras Formation... 89
Figure 4. 12 - (A) Synopsis of detrital zircon sources for the Matão-Duas Barras Formation. ... 93
Figure 4. 13 - Schematic map showing the location of the potential primary and secondary sources . 95 Figure 4. 14 - Cumulative probability diagrams. ... 96
Figure 5. 1 - (A) Location of the Araçuaí – W-Congo orogen (AWCO) in Western Gondwana ... 102
Figure 5. 2 - Geological sketch map showing the distribution of Macaúbas Group ... 104
Figure 5. 3 - (A) Geological map of Planalto de Minas – Terra Branca region ... 106
Figure 5. 4 - Main aspects of Planalto de Minas metavolcano-sedimentary sequence. ... 107
Figura 5. 5 - Main aspects of Pedro Lessa Metaigneous Suite ... 108
Figure 5. 6 - (A) Le Maitre (1989) and (B) AFM diagram from Irvine and Baragar (1971). ... 113
xvii
Figure 5. 10 - U-Pb Concordia diagrams ... 117
Figure 5. 11 - Synopsis of inherited zircon age. ... 118
Figure 5. 12 - Hf isotope data for magmatic, inherited and detrital zircons 121 Figure 5. 13 - Depositional setting model ... 122
Figure 5. 14 - Sketch-synthesis illustrating the geodynamic evolution ... 124
Figure 5. 15 - (A-D) Plots of Nb/Th vs. NbLa; La/Sm vs. La/Ta; Hf/Yb and Zr/Y vs. Lu/Hf ... 129
Figure 5. 16 - Sketch illustrating a possible correlation ... 130
Figura 6. 1 - Distribuição dos riftes tonianos na configuração atual dos continentes ... 135
xviii
Tabela 1. 1 - Parâmetros do aerolevantamento geofísico realizado pela CODEMIG e pela CPRM, da Área 11A do programa 2008/2009. ... 13 Tabela 1. 2 - Padronização do tamanho absoluto dos grânulos para rochas meta-ígneas, segundo Gill (2014). ... 15 Tabela 1. 3 - Padronização do tamanho absoluto dos grânulos para rochas metassedimentares, segundo Nichols (2009). ... 15
Tabela 3. 1 - Parâmetros do aerolevantamento geofísico realizado pelo Conselho de Desenvolvimento Econômico do Estado de Minas Gerais (CODEMIG) e Serviço Geológico Brasileiro (CPRM) (Lasa Engenharia e Prospecções, 2007) e utilizados neste trabalho. ... 50
Table 4. 1 - Synopses of samples analyzed. ... 80 Table 4. 2 – Whole-rock geochemistry data. ... 83
xix
Correspondendo a uma típica bacia rifte que evoluiu para uma margem passiva e de história policíclica, seu registro (Grupo Macaúbas) engloba o evento tectônico de quebra do Paleocontinente São Francisco – Congo durante o Neoproterozoico, bem como o(s) evento(s) climático(s) de abrangência mundial. Aparentemente, o evento extensional que culminou em sua formação se associa a quebra do supercontinente Rodínia. Este evento compreende dois estágios riftes (um Toniano e outro no Criogeniano) seguidos de um estágio de margem passiva com proto-oceanização (Criogeniano – Ediacarano). Estendendo-se ao longo da direção N-S, ao longo do meridiano 43º30’ no Estado de Minas Gerais, o rifte toniano da Bacia Macaúbas se superpõe, no tempo e no espaço, ao ciclo bacinal Espinhaço de idade mesoproterozoica. De tal forma, esta é uma típica bacia influenciada por herança tectônica de ciclos pretéritos. Um proeminente e significativo sistema de par conjugado de lineamentos morfoestruturais de trends N50W e N45E controlaram a nucleação e desenvolvimento dos depocentros tonianos da bacia Macaúbas, influenciando diretamente na sua arquitetura tectono-estratigráfica. Este sistema de lineamentos aparenta ter idade Paleoproterozoica e ter passado por multi-estágios de reativação ao longo de toda a evolução tectônica do Paleocontinente São Francisco – Congo. No Toniano, este sistema controlou os depósitos essencialmente siliciclásticos do rifte Macaúbas, limitando espacialmente a ocorrência dos depósitos de fan deltas aluviais e depósitos fluviais registrados na Formação Matão-Duas Barras (aqui redefinida). Os novos dados de proveniência sedimentar apresentados nesta tese somados ao estudo de fácies e associação de fácies indicaram que a sedimentação inicial do rifte Macaúbas no Toniano foi fortemente condicionada pelo Bloco Porteirinha. Esta fase iniciou-se em ca. 1.0 Ga e se finalizou pouco antes da colocação do enxame de diques máficos da Suíte Metaígnea Pedro Lessa, que foi aqui datado em ca. 939 Ma. Assim, a fase inicial, essencialmente siliciclástica do rifte Macaúbas é restringida ao intervalo de ca. 1.0 Ga a 939 Ma. Consecultivamente, o rifte Toniano evoluiu e atingiu o seu estiramento máximo em torno de 890 Ma. Esta nova fase é principalmente registrada na sequencia vulcano-sedimentar Planalto de Minas, cujo magmatismo máfico corresponde a basaltos toleíticos, intraplaca, com assinatura geoquímica EMORB, e parâmetros isotópicos que indicam a participação de magma astenosférico em sua gênese (ƐHf > +2,95 e < +6,77; ƐNd > +0,60 e < 0,78), com provável influência térmica de pluma mantélica. Esse episódio magmático tem relevância global, por ser o registro final de magmatismo da LIP Bahia-Gangila relacionada a quebra de Rodínia. Após esta fase, houve um momento de quiescência tectônica, marcando a interrupção do rifte Toniano. Marcado por discordâncias erosivas em sua base e no seu topo, o rifte Toniano pode ser restringido ao intervalo de tempo compreendido entre 1.0 Ga e 867 Ma. Os resultados obtidos neste estudo demonstram que a complexa evolução do Paleocontinente São Francisco-Congo gerou uma densa herança tectônica que refletiu na nucleação e evolução do rifte Macaúbas no Toniano. Sua arquitetura geológica se encontra bem preservada e retrata esta complexa evolução tectônica. De tal forma, o rifte Toniano da bacia Macaúbas representa um excelente laboratório natural para estudos de tectônica, sedimentação e magmatismo em bacias pré-cambrianas.
xxi
a typical polycyclic evolution from a continental rift to a passive proto-ocean margin. Its type-unit is the Macaúbas Group, which records the Neoproterozoic break-up event of the São Francisco-Congo paleocontinent as well as global climatic events. This Neoproterozoic break-up event is linked to the Rodinia supercontinent break-up and involves two stages of rifting (Tonian-and Cryogenian-rifiting) followed by a stage of passive margin. The Tonian rifting extends along the 43°30'W parallel with the N-S trend in Minas Gerais state. In this region, the Tonian rift overlaps the Mesoproterozoic Espinhaço basin in space and time, configuring a basin affected by previous tectonic cycle with inherited structures. A significant conjugate pair of morphostructural lineaments (N50W and N45E) controlled the nucleation and the evolution of Tonian rift depocenters, resulting in a restrained stratigraphic-architecture, where the fan deltas and fluvial deposits of the entirely siliciclastic sedimentation (Matão-Duas Barras Formation) are bounded by these structures. This conjugate pair seems have Paleoproterozoic age, and has been polireactivated throughout the paleocontinent history stages of São Francisco-Congo. New data of sedimentary provenance, facies analysis and facies association indicates that the Porteirinha Block - in the Northern Espinhaço Range region - controlled the initial sedimentation of Macaúbas Tonian rifting. This first Tonian phase was here constrained ranging from 1.0 Ga to 933 Ma. This phase was succeded by a second Tonian rifting phase, which records the maximum streching of the rift around 890 Ma. The record of this new phase is given by the Planalto de Minas volcano-sedimentary sequence, which the mafic magmatism includes whitin-plate tholeitic basalts with E-MORB signature and isotopic parameters indicating the involvement of an asthenopheric magma in its genesis (Hf > + 2,95 e < + 6,77 ; ibnd > + 0,60 e < + 0,78). This magmatism probably had a mantle plume thermical influences and is the record of the late pulses of magmatism of the Bahia-Gangila LIP that is associated with Rodinia break-up. A tectonic quiescence occurred after this Tonian rifting, ending this break-up attempt. With regional unconformities at its base and its top, the Tonian rift can be contrained between ca. 1.0 Ga and ca. 867 Ma. The results obtained in this thesis shows the complex evolution of the São Francisco - Congo Paleocontinent during the Tonian. However, the Tonian record of its break-up attempt is very well documented, and the Tonian rift of Macaúbas basin comprise an exceptional natural laboratory for unified studies of tectonics, sedimentation and magmatism in Precambrian basins.
1
CAPÍTULO 1
INTRODUÇÃO
1.1 – CONSIDERAÇÕES INICIAIS
A presente tese de doutoramento envolveu o estudo das sequências rifte tonianas do Grupo Macaúbas entre os segmentos Meridional e Setentrional da Serra do Espinhaço em Minas Gerais, representando a continuidade dos estudos realizados no projeto de mestrado “Caracterização
Litoestrutural e Geocronológica dos Metagabros e Xistos Verdes do Grupo Macaúbas na Faixa Terra Branca – Planalto de Minas, Minas Gerais” (Souza 2016). A execução desta pesquisa utilizou os
recursos financeiros dos seguintes projetos: i) “Análise tectono-estratigráfica e significado geotectônico das sequências metavulcano-sedimentares do Grupo Macaúbas na região centro-norte de Minas Gerais, Orógeno Araçuaí, Brasil”, processo CNPq 430789/2016-5 (vigência 2017-2020), sob a coordenação da professora Dra. Gláucia Nascimento Queiroga, ii) “Relações entre tectônica e sedimentação em bacias rifte e orogênicas”, financiado pelo consórcio PETROBRAS-FEOP (2015-2018) e coordenado pelo professor Dr. Fernando Flecha de Alkmim. Este projeto recebeu também, o importante apoio laboratorial e de campo do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto (DEGEO/EM/UFOP); iii) “O Grupo Macaúbas na faixa Itacambira-Terra Branca, Serra do Espinhaço Central, Minas Gerais: comportamento estratigráfico, proveniência e significado geotectônico”, processo CNPq 305232/2013-4. A bolsa de doutorado foi concedida parcialmente à autora pela FAPEMIG.
Este projeto de doutorado se inseriu na linha de pesquisa “Bacias Sedimentares: Tectônica,
Magmatismo e Sedimentação” do Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos
Energéticos (PPG-ECRN) do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto (DEGEO/EM/UFOP).
1.2 – NATUREZA DO PROBLEMA E RELEVÂNCIA DO PROJETO
A história geológica da Terra é pontuada pelos ciclos dos supercontinentes, envolvendo a fragmentação e a aglutinação de grandes massas continentais (e.g. Rogers & Santosh 2002, Condie 2011). A importância de se reconhecer e caracterizar estes ciclos, um dos grandes desafios da tectônica global, reside no fato de que as configurações resultantes na crosta terrestre se relacionam profundamente com as modificações dos sistemas que as cercam, como a hidrosfera, a atmosfera e a biosfera (e.g. Nance et al. 2014).
Os ciclos dos supercontinentes são marcados por períodos relativamente curtos de convergência e aglutinação, alternados por longos períodos de tafrogênese e de deriva continental (Nance et al. 1998, Condie 2011). Em especial para os ciclos do pré-cambriano, os processos geodinâmicos (internos e
2
externos) que atuaram durante a quebra de um supercontinente, num determinado intervalo de tempo, podem ser parcialmente revelados através do estudo de bacias continentais. Caracteríticos dos processos de tafrogênese, os riftes intracontinentais antecedem a ruptura (break-up) de continentes e podem guardar informações importantes acerca da interação entre os processos mantélicos e crustais dos quais se originaram.
O período Toniano (1000 Ma a 750 Ma) é caracterizado por profundas transformações do regime tectônico e climático da Terra, postuladas como condições essenciais para a explosão da vida no Cambriano. Este período marcou também o estágio de fragmentação do supercontinente Rodínia, amplamente registrado em vários lugares do globo terreste (Li et al., 2008). Apesar de mundialmente reconhecido, o modus operandi dos processos de tafrogênese do período Toniano, e seus produtos, ainda carecem de dados mais robustos para serem satisfatoriamente correlacionados em escala global.
O paleocontinente São Francisco – Congo é produto da almagamação de blocos arqueanos, e que se consolidou na fronteira do Riaciano e do Orosiriano, por volta de 1.8 Ga, durante a formação do supercontinente Columbia (e.g. Almeida 1977; Trompette 1994; Ledru et al., 1994; Teixeira et al., 2000; Rogers & Santosh 2002; Noce et al., 2007; Heilbron et al., 2010). Após sua almagamação este paleocontinente passou por uma longa e policíclica história de eventos tectônicos. Como um reflexo desta história, o Cráton São Francisco e suas margens possuem registros estruturais e vulcano-sedimentares de quatro grandes eventos tectônicos: i) O possível registro da quebra de Columbia, registrado em sequências rifte, rifte-sag mesoproterozoicas a neoproterozoicas; ii) O possível registro da quebra de Rodínia, em sequências rifte e de margem passiva neoproterozoicas; iii) Orogenias Ediacaranas a Cambrianas associadas ao evento Brasiliano/Panafricano de almagamação de Gondwana Ocidental; e iv) O registro da quebra de Pangea e a abertura do Oceano Atlântico-Sul em sequências rifte e de margem passiva. Este paleocontinente pode ser compreendido como uma única peça tectônica, cujas contrapartes brasileira e africana permaneceram conectadas pela denominada ponte cratônica Bahia-Gabão de 2.0 Ga até a abertura do oceano Atlântico Sul no Cretáceo (Porada 1989; Brito-Neves & Cordani 1991; Trompette 1994; Barbosa & Sabaté 2004; Thiéblemont et al., 2011).
O traço mais marcante da história geológica do Paleocontinente São Francisco - Congo se concentra no fato de que a mesma foi palco de sucessivos e descontínuos eventos extensionais tanto em seu interior, quanto em suas margens. Um total de seis eventos extensionais acompanhados de sedimentação e/ou magmatismo atingiram-no do Estateriano até o Criogeniano (Pedrosa-Soares & Alkmim, 2011). É sob esta ótica que esta tese de doutoramento se desenvolveu. Conforme contextualização regional que se segue, ao longo do meridiano 43°30’W e entre os paralelos 17ºS e 18ºS, no estado de Minas Gerais, verifica-se uma área singular para a ocorrência de unidades tonianas na margem oriental do Cráton do São Francisco. Na área objeto deste trabalho, procurou-se estabelecer um modelo de evolução geodinâmica para os estágios de rifteamento Toniano para esta região e correlaciona-lós em escala global.
3
Durante o Neoproterozoico o ciclo bacinal Macaúbas sobrepõe-se ao ciclo bacinal Espinhaço – no tempo e no espaço – e contempla os três últimos eventos extensionais experimentados pelo paleocontinente São Francisco – Congo antes da amalgamação de Gondwana Ocidental. Destes eventos, os dois primeiros ocorreram no Toniano, onde o primeiro evento (ca. 1,0 Ga) se encontraria restrito à contraparte africana na forma de intrusões graníticas peralcalinas anarogênicas (Tack et al., 2001). O segundo evento (ca. 950 Ma a 870 Ma) abarca extensivos e importantes magmatismos generalizados. Na contraparte africana, ocorrem magmatismos bimodais (Gangila – Mayumbiano – 915 Ma a 910 Ma, Tack et al., 2001) e plútons de composição intermediária a félsica (complexo plutônico Shinkakasa 925 Ma a 870 Ma, Galliac et al., 2016). Na contraparte brasileira, o segundo evento inclui o complexo plutônico-vulcânico Salto da Divisa (914 Ma a 870 Ma, Silva et al., 2008), a suíte máfica Pedro Lessa (933 Ma – 906 Ma, Machado et al., 1989; Queiroga et al., 2012, Chaves et al., 2018), sedimentação sin-rift sem magmatismo associado das formações Matão e Duas Barras (Martins et al., 2008; Leite 2013), e as sequêcias vulcano-sedimentares Capelinha (ca. 950 Ma, Castro 2014, Castro et al., 2019) e Planalto de Minas (889 Ma, Souza, 2016). Este segundo evento foi recentemente associado a uma provável Large
Igneous Province (LIP Gangila-Bahia) por Chaves et al. (2018). O terceiro evento (ca. 730 Ma a 670
Ma) corresponde a um novo pulso de rifteamento no ciclo Macaúbas, e consiste de uma fase com influência glacial registrada em diamictitos nas duas contrapartes do paleocontinente São Francisco – Congo com magmatismos associados (Straathof, 2011; Thiéblemont et al., 2009; Kuchenbecker et al., 2015), dos quais o Membro Rio Preto (Gradim et al., 2005) corresponde à fluxos de lavas intercalados aos diamictitos da Bacia Macaúbas. Este último evento evoluiu para a fase de margem passiva com espalhamento oceânico associado (Pedrosa-Soares et al., 1992; Queiroga et al., 2007). Neste sentido, a Bacia Macaúbas registra a evolução completa de episódios sobrepostos de rifteamento continental até uma margem passiva com proto-oceanização. Durante o Ediacarano se iniciou o processo de fechamento e inversão desta bacia, culminando na edificação do Orógeno Brasiliano/Pan-Africano Araçuaí – Oeste-Congolês, finalizando um ciclo de Wilson completo (Pedrosa-Soares et al., 1992).
Os eventos tonianos formadores de bacias no paleocontinente São Francisco – Congo são objetos-chave de estudos na evolução geodinâmica da Bacia Macaúbas, uma vez que este período contém o registro de significativos episódios de sedimentação e de magmatismo anarogênico em ambas as contrapartes, brasileira e africana, do sistema bacinal Macaúbas. Na contraparte brasileira, a fase toniana do rifte Macaúbas é bem documentada ao longo do meridiano 43º30’W, na margem leste do Cráton São Francisco, especialmente no segmento Itacambira – Terra Branca – Planalto de Minas (Figura 1.1).
Martins et al. (2008) e Leite (2013) revelaram que as formações Matão (brechas monomíticas) e Duas Barras (arenitos subarcoseanos) marcam a fase de preenchimento de pelo menos um meio-gráben na região situada a oeste de Itacambira (Figura 1.1), tendo como embasamento as rochas metassedimentares eólico-marinhas da fase sag do Supergrupo Espinhaço (Formação Resplandecente). Por outro lado, a Formação Planalto de Minas (sequência vulcano-sedimentar), em sua área-tipo na
4
localidade homônima, também está assentada diretamente sobre o Supergrupo Espinhaço, mas sobre a unidade rifte estateriana, representada pela Formação São João da Chapada. Neste sentido se tem o primeiro questionamento deste projeto: Qual é a influência da herança tectônica exercida pelas estruturas pré-rifteamento na nucleação e desenvolvimento das unidades tonianas continental (formações Matão/Duas Barras) e vulcanosedimentar (Formação Planalto de Minas)?
Martins et al. (2008) e Leite (2013) realizaram trabalhos de cunho litoestratigráfico, embora com o com reconhecimento de importantes estruturas, no estabelecimento das unidades Matão e Duas Barras dentro do ambiente sedimentar do rifte Macaúbas. No entanto, como consequência natural da primeira abordagem deste projeto, fez-se necessário que estes trabalhos fossem parcialmente refeitos e reinterpretados a luz dos dados tectono-estratigráficos mais atualizados. Tem-se então o segundo questionamento deste projeto: Qual é a evolução tectono-sedimentar (faciológica) e de proveniência sedimentar das unidades essencialmente siliciclásticas tonianas (formações Matão e Duas Barras) de preenchimento do meio-gráben de Itacambira?
Após a instalação e desenvolvimento do rifte de Itacambira, a sua ramificação no seu setor proximal, somado ao estágio ativo e de máxima eficiência do rifte Macaúbas, culminou na ocorrência de um expressivo magmatismo máfico toleítico, registrado na sequência vulcano-sedimentar Planalto de Minas de ca. 890 Ma (Souza 2016). Este magmatismo é um fator que simultaneamente controlou a dinâmica da bacia e interferiu no preenchimento sedimentar da mesma, visto que os sistemas deposicionais e o modelo de fácies são diferentes quando ocorrem eventos vulcânicos intercalados com a deposição de sedimentos (Kuchle 2010). A Formação Planalto de Minas se distribui de maneira contínua ao longo do segmento Planalto de Minas – Terra Branca e baliza o eixo termal do rifteamento toniano nesta região. O modo de ocorrência desta unidade e suas relações com as demais, posicionadas em sua base, evidenciou que a morfologia herdada dos estágios pré-tonianos exerceu um importante e significativo controle tectono-estratigráfico na Bacia Macaúbas. Além disto, episódios magmáticos em bacias riftes são importantes traçadores dos processos tectônicos envolvidos em sua evolução espacial e temporal. Neste sentido, a caracterização petrogenética e geocronológica da sequência vulcano-sedimentar Planalto de Minas constitui o terceiro questionamento deste projeto: Quais as características do estágio tardio da LIP Bahia-Gangila e os seus aspectos geodinâmicos na evolução toniana do rifte Macaúbas?
A região abrangida no presente estudo, entre as terminações periclinais das anticlinais de Itacambira e da serra do Espinhaço Meridional, é compreendida como uma área chave para os estudos da dinâmica do rifteamento toniano que atingiu o paleocontinente São Francisco – Congo. Neste panorama, este projeto de doutorado possui grande potencial para se tornar um laboratório natural para estudos integrados no que tange as relações entre tectônica, sedimentação e magmatismo numa bacia rifte pré-cambriana.
5
1.3 – LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSOS À ÁREA DE ESTUDO
Localizada na região centro-norte do estado de Minas Gerais, a área de estudo engloba o município de Itacambira, e tem como principais municípios referências em suas adjacências, as cidades de Diamantina, Montes Claros, Bocaiúva e Turmalina. Geograficamente, a área e seu entorno estão compreendidos entre os meridianos -44º W e -42 W, e entre os paralelos -18º N e -17ºN, e compreende as seguintes folhas geológicas em escala 1:100.000: Itacambira (SE-23-X-D-I; Noce et al., 1997), Curimataí (SE-23-X-C-VI; Noce & Fogaça, 1996), Carbonita (SE-23-X-D-IV; Roque et al. 1996) e
Figura 1.1 - Distribuição do Supergrupo Espinhaço em Minas Gerais, com destaque para as terminações periclinais das porções meridional e setentrional e a macro-localização da área de estudo neste contexto. Bc = Bocaiúva; Cp = Capelinha; Dta
= Diamantina; It = Itacambira; PM = Planalto de Minas; SG = São Gonçalo do Rio Preto; TB = Terra Branca; Tm = Turmalina. Modificado de Uhlein (1991).
6
Bocaiúva (SE-23-X-C-III; Chaves & Andrade, 2009) (Figura 1.2), totalizando um perímetro de 282 km e 7.660 km² de área.
O acesso à área de estudo pode ser feito por rodovias estaduais e federais, e por inúmeras vias secundárias não pavimentadas e não oficiais. Dois trajetos principais são utilizados para acessar a região:
i) Através da porção noroeste da área, toma-se o trajeto Belo Horiztonte – Curvelo – Buenópolis – Bocaiúva (por meio das BRs 040 e 135), totalizando 378 km.
ii) Através da porção sul da área, toma-se o trajeto Belo Horizonte – Curvelo – Diamantina – Couto Magalhães de Minas – Carbonita (por meio das BRs 040, 259 e 367), com um total de 429 km.
Figura 1.2 – A) Localização regional da área de estudo e folhas geológicas associadas. B) Localização da região de estudo, destacando as principais localidades, drenagens e acessos à mesma,
7
1.4 - ASPECTOS FISIOGRÁFICOS E RECURSOS NATURAIS
A macrorregião na qual a área de estudo está inserida possui uma variação altimétrica de 431 m até cerca de 1826 m (Figura 1.3). As elevações mais baixas ocorrem majoritariamente na porção oeste da área, e corresponde à um extenso domínio de planícies, mas também equivalem às planícies de inundação das principais drenagens da região. As elevações mais altas ocorrem, predominantemente, na porção leste da região, onde há a ocorrência de domínios serranos e de chapadas.
Algumas feições geomorfológicas se destacam conforme o mapa de elevação digital do terreno (Figura 1.3):
i) Na porção sudoeste, ocorre um expressivo domínio serrano, com trend geral N-S, e que diminui seu eixo longitudinal de sul para norte.
ii) Na porção nordeste ocorre um segmento contínuo de serras, descrevendo um arco contínuo de concavidade para norte e fechamento para sul. Nesta porção estão registradas as maiores elevações (cerca de 1500 m). A oeste deste arco, destaca-se uma chapada de elevação em torno de 1300 m.
iii) Na porção sudeste, uma significante chapada ocorre com direção NE-SW com elevação mediana (cerca de 1000 m).
Figura 1.3 – Mapa de elevação digital do terreno da macrorregião na qual a área de estudo se insere, destacando as principais drenagens da região.
8
Hidrograficamente (Figura 1.4), a macroregião de estudo se insere marjoritariamente no contexto da bacia do alto e médio Jequitinhonha, assim como de suas sub-bacias do baixo rio Preto, alto rio Araçuaí e de todo o rio Macaúbas. Insere-se também, no contexto da bacia do São Francisco, atráves de suas sub-bacias dos rios Curimataí, Jequitaí e Guavinipã.
A vegetação da região alvo de estudo é típica do cerrado brasileiro, cujas árvores atingem de pequeno a médio porte, com folhas espessas e troncos retorcidos que lhes são singulares. Em algumas porções a vegetação pode se tornar mista, contendo elementos da caatinga (Grossi-Sad et al., 1997). Os domínios geomorfológicos de chapadas da macrorregião passaram por intenso processo antrópico de reflorestamento por plantio de eucaliptos, fenômeno comum no estado de Minas Gerais.
O clima na macrorregião de estudo é, segundo a classificação de Köppen-Geiger do tipo Aw, e localmente do tipo Cwa e Cwb. Ou seja, um clima do tipo tropical com estação de inverno seca (Aw), que é úmido, com verão quente (Cwa) ou temperado (Cwb) (Finlayson & McMahon 2007), que é o clima típico do cerrado brasileiro. A temperatura média anual é de 22º C, e o índice pluviométrico anual médio é de 1200 mm (Grossi-Sad et al., 1997).
Data do período colonial o conhecimento de que a Serra do Espinhaço contém consideráveis recursos naturais, tais quais o diamante, o ouro e o quartzo gemológico. Tal fato condicionou os
Figura 1.4 – Bacias hidrográficas federais abrangidas na área de estudo. Destaca-se que tal área se insere mojoritariamente no contexto da bacia hidrográfica do rio Jequitinhonha.
9
primeiros trabalhos de viés geológico relacionados a este domínio serrano (e.g. Eschwege 1822, 1833; Moraes 1934). Atualmente, segundo dados do DNPM disponíveis no sistema online “SIGMINE” (acessado em outubro de 2016), várias concessões e requerimentos de lavra, bem como atividades garimpeiras estão ativas na macrorregião estudada, cujos principais recursos abrangidos são: diamante, ouro, ferro, manganês, platina, grafita, gemas semi-preciosas, rochas ornamentais, calcário, fosfato, quartzo e diamante industriais, talco, argila, areia e cascalho para a indústria civil, e água mineral.
1.5 - OBJETIVOS
O objetivo geral desta tese de doutorado consistiu em estabelecer o modelo de evolução geodinâmica para os estágios do rifteamento Toniano Macaúbas ao longo do meridiano 43º30’W em Minas Gerais, precisamente no segmento Itacambira – Terra Branca – Planalto de Minas.
Com a prerrogativa do objetivo geral, pretende-se como objetivos específicos:
i) Estabelecer o papel da herança tectônica exercida pelas estruturas pré-rfite durante os estágios de rifteamento tonianos.
ii) Caracterizar a evolução tectono-sedimentar durante o preenchimento dos riftes tonianos (natureza e idade(s) da(s) área(s)-fonte, estilo de preenchimento, ambiência geotectônica para sequências vulcano-sedimentares).
iii) Proceder à contextualização geotectônica dos dados.
1.6 – METODOLOGIA
O desenvolvimento da tese de doutorado foi estruturado segundo uma metodologia sistematizada de forma que etapas de investigação em campo foram conjugadas com análises laboratoriais, para que ambas se complementassem. Para tal, os métodos adotados são descritos a seguir.
1.1.1 – Revisão Bibliográfica
Esta etapa foi contínua durante todo o processo de desenvolvimento da tese de doutorado, e consistiu de uma ampla revisão e consulta de todo o material disponível que contemplasse os temas que aqui são tratados, como a geologia regional e modelos de evolução geotectônica para a Bacia Macaúbas, formação, estruturação e desenvolvimente de bacias do tipo rifte, bem como petrologia e geoquímica de rochas metaígneas e metassedimentares, métodos isotópicos de datação geocronológica e suas aplicações.
1.1.2 – Mapeamento geológico, levantamento estratigráfico-estrutural, coleta de amostras e geofísica
Mapeamento Geológico
A área abordada é completamente recoberta por mapas geológicos em escala 1:100.000, através das folhas Itacambira (SE-23-X-D-I; Noce et al., 1997), Curimataí (SE-23-X-C-VI; Noce & Fogaça, 1996), Carbonita (SE-23-X-D-IV; Roque et al. 1996) e Bocaiúva (SE-23-X-C-III; Chaves & Andrade,
10
2009). No entanto, mapeamentos e perfis detalhados nas escalas 1:25.000 e 1:10.000 foram realizados em áreas consideradas chaves na região de estudo, aproveitando, sobretudo, os resultados dos trabalhos de Martins (2006), Vitorino & Santos (2009), Leite (2013) e Souza (2016).
Destaca-se que todo o mapeamento geológico das áreas já foi realizado (regiões de Curimataí, Itacambira, Terra Branca, Caçaratiba e Planalto de Minas - Figura 1.5), e contou com o apoio das disciplinas ofertadas pelo DEGEO/EM/UFOP (Mapeamento Geológico – GEO 391; e Estágio de Mapeamento Geológico – GEO 493) que foram ministradas pelo co-orientador e pela autora da presente tese. Em tais mapeamentos procurou-se a cartografia lito-estrutural das principais unidades aflorantes em escala meso e megascópica, e, quando foi possível, a associação com as principais estruturas de uma bacia do tipo rifte, conforme Withjack et al. (2002).
Para auxiliar os trabalhos de campo, além dos mapas geológicos existentes supracitados, os seguintes materiais foram utilizados:
• Aerofotos (1:60.000) e imagem SRTM (SE-23-X-D); • Guias geológicos de campo (e.g. Coe 2010)
• Material convencional de campo: GPS; martelo; lupa de mão (aumento de 20x); bússola; ímã; etc;
Levantamento estratigráfico-estrutural
Conforme Miall (2016), para se obter êxito numa analise de bacias é necessário a coleta e integração de vários dados, e muito possivelmente de diferentes naturezas. A observação destes dados diretamente em campo é primordial para projetos como o deste doutorado, que visa análise tectono-estratigráfica numa bacia do tipo rifte, para posteriormente serem completados/corroborados por análises geoquímicas e geofísicas. Para tal, seções estratigráficas e estruturais foram levantadas em áreas que são consideradas chaves, em escala que melhor for apropriada, para se determinar as relações entre as unidades da fase rifte do Grupo Macaúbas, e com a tectônica operante no momento de formação das mesmas.
Para o levantamento das seções estragráficas foram adotados os métodos descritivos propostos por Coe (2010) e por Miall (2016) para os aspectos sedimentológicos, faciológicos e estratigráficos, sintetizados a seguir.
11
Figura 1. 5 - Localização das áreas já mapeadas em escala 1:25.000, onde a quadrícula noroeste corresponde à Folha Bocaiúva (SE-23X-C-III), a quadrícula nordeste à Folha Itacambira (SE-23X-D-I), a quadrícula sudoeste à Folha Curimataí (SE-23-X-C-VI), e a sudeste à Folha Carbonita (SE-23-X-D-IV). Modificado de Grossi-Sad et
12
Seções estratigráficas verticais: foram mensuradas e descritas seções verticais, que foram preferencialmente locadas em regiões nas quais foi possível observar características importantes, como por exemplo onde havia contatos entre unidades. Para o levantamento e construção destas seções, foi utilizado o método tradicional de visadas com uso de “vara de Jacob”, inclinômetro, bússola, gps e trena métrica. Métodos trigonométricos associados aos perfis topográficos foram utilizados somente quando o método tradicional de visadas não foi aplicável. Um total de 4 seções em escala 1:50 e 2 seções em escala 1:100 foram levantadas.
Seções estratigráficas laterais: considerando que nem todas unidades estratigráficas são geometricamente tabulares, e que algumas assembleias sedimentares contêm mudanças faciológicas complexas dentro do mesmo afloramento (geralmente grandes afloramentos) e com significados importantes, tanto no âmbito da associação de depósitos sedimentares, quanto à interação entre estes e a tectônica atuante. Para este tipo de levantamento e construção das seções, foi utilizado trena, “vara de Jacob”, bússola, câmara fotográfica e gps. O produto deste método são dois paineis de afloramentos, em escalas 1:50 e 1:100.
Subdivisão das seções estratigráficas em unidades: nas seções verticais, as unidades estratigráficas foram individualizadas respeitando a compartimentação estratigráfica atual para o denominado Grupo Macaúbas e respeitando os códigos de Petri et al. (1986) e Murphy & Salvador (2003). Para as descrições estratigráficas e faciológicas, os principais parâmetros observados foram litologia, granulometria, estruturas primárias, cor e espessuras, conforme Miall (2016).
Além das seções estratigráficas, foram coletadas todas as informações de estruturas secundárias, de natureza tectônica, uma vez que a área abordada se encontra deformada. A coleta destas informações foi feita, em campo, por métodos tradicionais de análise descritiva e cinemática das estruturas, em conjunto com os levantamentos estratigráficos. Além disto, durante toda a execução desta etapa foram analisadas imagens aéreas e de satélite, e mapas geofísicos (vide item 1.1.2.4), a fim de reunir informações de lineamentos estruturais em superfície e subsuperfície. Os dados foram tratados por meio de estereogramas, através do software OpenStereo.
Coleta de amostras
A partir dos trabalhos de campo foram realizadas coletas de amostras para confecções de lâminas delgadas simples – Laboratório de Laminação do DEGEO/UFOP – e para a realização de análises laboratoriais que se fizeram necessárias, e que são detalhadas nos próximos tópicos. As amostras de litoquímica e geoquímica isotópica encontram-se detalhadas nos capítulos 4 e 5. Ressalta-se aqui que quaRessalta-se a totalidade das amostras foi obtida durante o projeto de mestrado da preRessalta-sente autora (Souza 2016), bem como por Leite (2013).
13
Geofísica
A aplicação de métodos geofísicos auxilia desde a cartografia geológica de áreas com problemas de quantidade e qualidade de afloramentos, e até mesmo de áreas isoladas, até a determinação e interpretação de padrões estruturais (aflorantes e subaflorantes). O uso desta metodologia por Souza (2016) agregou importantes e satisfatórias informações para a análise tectono-estratigráfica ao ser integrada a dados de campo. Neste sentido, a autora obteve êxito na identificação de estruturas não aflorantes, como grandes lineamentos, falhas em profundidade, zonas hidrotermalizadas e a identificação de altos do embasamento cristalino. Na presente tese foram utilizados métodos magnetométricos e gravimétricos, no intuito de auxiliar a identificação de estruturas não aflorantes que remetam à nucleação, estruturação e morfologia do rifte Macaúbas.
Para a confecção dos mapas magnetométricos, foi utilizado o banco de dados extraído da Área 11A (Jaíba – Montes Claros – Bocaiúva), do programa 2008/2009 de levantamento aerogeofísico do Estado de Minas Gerais executado pela Companhia de Desenvolvimento Econômico de Minas Gerais (CODEMIG), em parceria com o Serviço Geológico Brasileiro (CPRM), cujos parâmetros de tal aerolevantamento estão sintetizados na Tabela 1.2.
Tabela 1. 1 - Parâmetros do aerolevantamento geofísico realizado pela CODEMIG e pela CPRM, da Área 11A do programa 2008/2009.
Parâmetros Valores
Altura do voo 100 m
Espaçamento médio entre as linhas de voo 500 m Espaçamento médio entre as linhas de controle 10.000 m
Direção das linhas de voo N25ºW
Direção das linhas de controle N65ºE
Intervalo médio da amostragem (Magnetometria) 7,6 m Intervalo médio da amostragel (Radiometria) 76 m
Período do levantamento Mai/Set 2009
Os dados magnetométricos foram tratados através das rotinas descritas por Madeira (2016) na plataforma Oasis Montaj 8.0, onde os dados foram interpolados pelo método da mínima curvatura, com uma malha regular de 300 m. A partir disto foram gerados mapas temáticos como o de campo anômalo, amplitude do sinal analítico, gradiente vertical de primeira e segunda ordem e gradiente horizontal em X e Y.
14
Para a confecção dos mapas gravimétricos, foram utilizados os dados levantados na missão espacial “Topex/Poseidon” (T/P) através da cooperação científica entre a National Aeronautics and
Space Administration (NASA) e o Centre National d’Études Spatiales (CNES). Os dados de anomalia
free-air e topográficos foram adiquiridos livremente através do site http://topex.ucsd.edu/cgi-bin/get-data.cgi.
Para a confecção dos mapas gravimétricos foram utilizadas as mesmas rotinas de Madeira (2016) para gerar os mapas de anomalia free-air e de anomalia Bouguer. Em seguida foram gerados mapas temáticos como os gradientes vertical e horizontal (X e Y) de primeira ordem.
A “Deconvolução de Euler” bidimensional (Reid et al., 1990) é uma importante metodologia, ainda que complexa, que visa a estimativa das profundidades médias das superfícies que representam contraste magnetométricos e gravimétricos. Neste sentido foram gerados, por hora, 20 perfis magnetométricos e 20 perfis gravimétricos E-W, equidistantes entre si, a fim de se determinar os melhores parâmetros a serem aplicados para a geração de um modelo 3D e para as análises tectono-estruturais ao longo da estrtura estudada. A rotina desta metodologia é bem detalhada por Madeira (2016).
1.1.3 - Análises Petrográficas
Os estudos petrográficos foram realizados objetivando a caracterização em detalhe dos diferentes litotipos e suas peculiariedades em relação às suas feições texturais, microestruturais e mineralógicas. Os estudos foram realizados em lâminas delgadas em microscópio ótico binocular modelo Leica DM 2500 P, com o suporte dos seguintes materiais para a descrição:
• “Petrogenesis of Metamorphic Rocks”, Bucher & Grapes (2011); • “Igneous and Metamorphic Petrology”, Best (2002);
• “Rochas e Processos Ígneos – Um Guia Prático”, Gill (2014);
• “Microestruturas de Rochas Metamórficas”, Jordt-Evangelista (2003); • “Nomenclatura das Rochas Metamórficas”, Jordt-Evangelista (2011);
• “Minerais Petrográficos de Rochas Ígneas e Metamórficas – Resumo das Propriedades
Ópticas e Ocorrências”, Jordt-Evangelista (1988);
Para a descrição das rochas meta-ígneas e metassedimentares foram utilizadas as seguintes tabelas de padronização do tamanho dos grânulos (Tabela 1.2 e 1.3).
15
Tabela 1. 2 - Padronização do tamanho absoluto dos grânulos para rochas meta-ígneas, segundo Gill (2014).
Classificação da microtextura Tamanho Absoluto dos Grânulos
Muito Fina < 0,2 mm
Fina Entre 0,2 e 1 mm
Média Entre 1 e 5 mm
Grossa > 5 mm
Tabela 1. 3 - Padronização do tamanho absoluto dos grânulos para rochas metassedimentares, segundo Nichols (2009).
Classificação da microtextura Tamanho Absoluto dos Grãos
Muito Fina <0,125 mm
Fina Entre 0,125 e 0,25 mm
Média Entre 0,25 e 0,5 mm
Grossa Entre 0,5 e 1 mm
Muito Grossa > 1 mm
As fotomicrografias serão obtidas em câmera Zeiss modelo AxioCam HRc aclopada em microscópio ótico Leica DM LP. As abreviações minerais que serão utilizadas no texto seguirão a padronização de Whitney & Evans (2010).
1.1.4 – Litoquímica
O estudo da composição geoquímica das rochas é fundamental para auxiliar nas considerações sobre a petrografia e a ambiência tectônica de formação destas. Tal estudo é feito através das proporções e relações entre os elementos maiores, menores ou traços, e os terras raras (e.g.. Hancock & Skinner 2000)
As análises químicas em rocha total para elementos maiores, menores, traços e terras raras foram realizadas no laboratório comercial AcmeLabs – ACME Analytical Laboratories Ltd. (Canadá). Os métodos utilizados nas análises quantitativas incluiram:
• Elementos maiores: ICP-ES (Inductively Coupled Plasma Emission Spectrometry), com fusão das amostras por metaborato de lítio e digestão com HNO3;
• Elementos menores, traços e terras raras: ICP-MS (Inductively Coupled Plasma
Mass Spectrometry), com fusão das amostras por metaborato/tetraborato de lítio e
digestão com água-régia;
Para auxiliar a apresentação e interpretação dos dados, foram utilizados os livros “Using
16
Petrogenesis – A global tectonic approach” de Wilson (1989). Os dados foram processados e plotados
utilizando o pacote GCDKit. 1.1.5 – Análises Isotópicas
A relativa facilidade e exatidão de dados isotópicos em rochas tornou a geocronologia uma ferramenta de grande valia, visto que contribue de forma decisiva na origem e evolução de terrenos geológicos. Nesta perspectiva, o presente estudo utilizou de dados geocronológicos para amostras obtidas por Leite (2013), Souza (2016) e por este trabalho (ver tabela 1.1).
O método Sm/Nd em rocha total
O método Sm/Nd (e.g. Bertotti 2005) em rocha total permite estabelecer o indicador petrogenético ƐNd, que auxilia na identificação das fontes magmáticas e dos processos de formação das rochas. Tão importante quanto é a obtenção da “idade modelo” pelo modelo do manto empobrecido ou depletado TDM, que será imprescindível para conhecer a natureza e idade de extração mantélica do magma que originou as rochas metaígneas.
As razões isotópicas Sm/Nd foram determinadas no Centro de Pesquisas Geocronológicas do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo (CPGeo/IGc/USP), com a utilização de um Espectrômetro de Massas multicoletor (ICP-MS) Thermo-Neptune.
O procedimento de análise se deu, basicamente, nas seguintes etapas:
i) Dissolução das amostras: Inicialmente foram pesadas 100 mg de amostra e misturada à 100 mg de traçador misto 149Sm/150Nd em um cadinho de Teflon Savillex, e posteriormente foi atacada pelos ácidos HNO3, HF e HCl, objetivando a recuperação dos elementos terras raras (ETRs), aos quais o Sm e o Nd fazem parte.
ii) Separação química: Ocorreu a extração dos elementos Sm e Nd a partir da solução de ETRs (previamente separada e evaporada) através de técnicas convencionais de trocas catiônicas em colunas de Teflon contendo resina Eichron® Ln-Spec.
iii) Deposição nos filamentos: Consiste na deposição dos concentrados de Sm e Nd das amostras, os quais após a secagem foram dissolvidos em uma solução de 1 ml de HNO3, e foram posteriormente depositados em filamento duplo Ta-Re.
As razões isotópicas 143Nd/144Nd (medidas como Nd+) foram normalizadas para o valor de 146Nd/144Nd = 0,7219, conforme o modelo de DePaolo (1988), bem como a idade modelo T
DM. Os parâmetros ɛNd(0) e fSm/Nd foram calculados conforme o modelo de Hamilton et al. (1983). Ressalta-se que a validade da idade modelo depende da razão Sm/Nd não ter experimentado modificações através de processos intracrustais.
17
O método U/Pb em zircão permite estabelecer a idade absoluta para as rochas metaígneas e idades máximas e mínimas de deposição para as rochas metassedimentares, um dos focos deste estudo. As amostras de Souza (2016) e Leite (2013) foram analisadas em sua totalidade no Laboratório de Multimeio – Geologia Isotópica (MultiLab) da Unoversidade Estadual do Rio de Janeiro. Para tal, foi utilizado um espectomêtro de massas multicoletor (LA-ICP-MS) Thermo-Neptune. O laser foi configurado para produzir uma densidade de energia de cerca de 8 J/cm² com uma frequência de 10 Hz, que produzirá furos com diâmetro de 25 µm. Foi utilizado o gás hélio como carreador, que após sair do sistema, foi adicionado gás argônio no sistema, juntamente com as partículas em suspensão.
O tempo total de varredura das massas foi de 60 s, sendo 20 s para backgroung e 40 s para ablação. Para os dados de sinal de tempo resolvido foi utilizado o software Glitter, e posteriormente o
Isoplot (macro do Microsoft Excel), Density Plotter 8.3 e IsoplotR.
O método Lu/Hf
A aplicação do método Lu/Hf em consonância com o método U/Pb em grãos de zircão permitiu a caracterização isotópica do magma hospedeiro a partir do qual tais grãos se cristalizaram. As análises foram realizadas em conjunto com as do método U/Pb (tópico 1.6.7.2), conforme a metodologia e equipamentos descritos no mesmo.
1.1.6 – Apresentação e divulgação dos resultados
Cumpridas todas as etapas da metodologia, os dados foram compilados e interpretados em conjunto, resultando na elaboração da presente tese de doutorado, cujos resultados foram/serão publicados na forma de artigos científicos e apresentações dos trabalhos em congressos e simpósios de geologia, de forma a permitir sua ampla divulgação.
Neste sentido, a presente tese se enquadra na forma de artigos científicos. Assim, os capítulos se encontram estruturados da seguinte forma:
Capítulo 1: Trata-se do presente capítulo, que visa a apresentação da hipótese e do objeto de estudo, e dos objetivos a serem alcançados. Trata-se também da localização e vias de acesso, dos aspectos fisiográficos, e por fim das metodologias adotadas.
Capítulo 2: Apreenta os aspectos sobre o cenário geológico regional no qual o presente estudo se insere. Abrangendo aspectos sobre estratigrafia, geologia estrutural, metamorfismo e evolução tectônica da Bacia Macaúbas. Neste sentido, apresenta se o ciclo bacinal predecessor (ciclo Espinhaço) sobre o qual o ciclo Macaúbas se desenvolveu. No entanto, o maior detalhe descritivo e de revisão do estado da arte é dado para as sequências riftes tonianas da Bacia Macaúbas.
Capítulo 3: Apresenta a influência da herança tectônica no desenvolvimento dos dois rifteamento tonianos consecutivos (com e sem magmatismo associado, respectivamente) nas áreas de
18
Itacambira, para o primeiro (sem magmatismo), e de Terra Branca e Planalto de Minas (na forma de artigo publicado) para o segundo (com magmatismo associado).
Capítulo 4: Apresentado na forma de artigo submetido para o periódico Journal of
South American Earth Sciences, trata da evolução tectono-sedimentar do rifte de Itacambira, gerado no
primeiro estágio de rifteamento toniano da Bacia Macaúbas.
Capítulo 5: Apresentado na forma de artigo a ser submetido para o periódico
Precambrian Research, este capítulo trata da evolução e estágio final da LIP Gangila-Bahia e suas
implicações geodinâmicas para o segundo episódio de riftemento da Bacia Macaúbas, no Toniano tardio. Capítulo 6: Integra, na forma de discussões, os capítulos anteriores contextualizando geotectonicamente dos dados apresentados nesta tese.
19
CAPÍTULO 2
CENÁRIO GEOLÓGICO REGIONAL
2.1 – CONTEXTO GEOTECTÔNICO
O paleocontinente São Francisco-Congo (Figura 2.1), representado atualmente pelos Crátons homônimos no Brasil e na África, respectivamente, formou-se no limite entre o Riaciano e o Orosiriano (e.g. Ledru et al., 1994; Texeira et al., 2000; Noce et al., 2007; Heilbron et al., 2010). A justaposição das margens continentais leste brasileira e oeste africana permitiu a observação de que a porção norte do Cráton São Francisco vai de encontro ao segmento setentrional do Cráton do Congo (De Wit et al., 1988). As reconstruções paleotectônicas e paleogegráficas evidenciam que os blocos continentais São Francisco e Congo atuaram como uma única peça continental a partir de 2.0 Ga, permanecendo assim até a abertura do oceano Atlântico, no Cretáceo. Esta configuração foi possível em função da existência da denominada ponte cratônica Bahia-Gabão (e.g. Trompette 1994; Brito-Neves et al., 1999; Cordani et
al., 2003).
Uma série de eventos extensionais, amplamente distribuídos no espaço e no tempo, atingiram o paleocontinente São Francisco – Congo Ocidental, e estão registrados em bacias sedimentares pré-cambrianas das quais serviu de substrato e área fonte simultaneamente. Os eventos tafrogenéticos que o atingiram foram sucessivos e descontínuos durante o Proterozoico (do Estateriano – ca. 1.7 Ga – até o Criogeniano – ca. 650 Ma) (e.g. 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 et al., 2012). Durante o Neoproterozoico, um sistema de bacias se desenvolveu a sul da ponte cratônica Bahia-Gabão, precursoras do Orógeno confinado Araçuaí – Congo Ocidental, edificado durante o evento Brasiliano/Pan-africano (Alkmim et al., 2006; Pedrosa-Soares et al., 2001, 2008).
Frente às deformações decorrentes do processo orogenético Brasiliano/Pan-africano, o paleocontinente São Francisco passou a comportar-se e caracterizar-se como um Cráton, visto que não foi envolvido nesta tectonogênese do final do Neoproterozoico (Almeida 1977). Este Cráton é delimitado pelas faixas de dobramentos e cavalgamentos brasilianas Brasília, Rio Preto, Riacho do Pontal, Sergipana e Araçuaí (Almeida 1977; 1981); Almeida (1977), diante dos problemas para se definir as bordas cratônica, adotou as falhas mais externas destas faixas como o critério de limite convencional para o Cráton São Francisco.
Almeida (1977) definiu “a faixa de dobramentos brasilianos adjacentes às bordas sul e sudeste
do Cráton do São Francisco, em Minas Gerais e regiões vizinhas da Bahia” como a “faixa de dobramentos Araçuaí”, e interpretando-a como um geossincinal alpinótico. Esta definição instigou
investigações posteriores (e.g. Pedrosa-Soares et al., 1990; 1992; Nalini 1997; Pedrosa-Soares et al.; 1998) que somadas as correlações entre as faixas Araçuaí e Congo Ocidental (e.g. Brito-Neves &
20
Cordani 1991; Trompette 1994), criou as condições para a definição do Orógeno Araçuaí – Congo Ocidental (Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos 2000; Pedrosa-Soares et al., 2001).
A configuração deste sistema orogênico apresenta-se em mapa com um formato linguóide ou em “ferradura”, cujas vergências tectônicas são centrífugas e dirigidas para as zonas cratônicas que o envolvem. Mesmo com tais configurações, este orógeno não teve um desenvolvimento completamente ensiálico, visto que granitoides de arco magmático relacionados a subducção e restos ofiolíticos fazem parte de sua constituição, evidenciando que durante seu processo de evolução houve geração e consumo de litosfera oceânica (Pedrosa-Soares et al., 1992; 1998; 2001; Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos 2000; Alkmim et al., 2006;2007, Queiroga et al., 2007). Outra peculiariedade deste sistema orogenético diz respeito ao anômalo volume de rochas graníticas geradas durante sua edificação (Pedrosa-Soares et al., 1998; 2008; 2011; Queiroga et al., 2007; Peixoto et al., 2013; Gonçalves et al., 2014; Gradim et al., 2014).
Figura 2. 1 - Contextualização geotectônica do sistema orogênico Araçuaí – Congo Ocidental e os Crátons associados, com destaque para a área abordada neste estudo. Modificado de Alkmim et al., (2006) e Pedrosa-Soares et al., (2008).
21
Na porção brasileira, o Orógeno Araçuaí é balizado pelo limite leste do Cráton São Francisco e se estende até a margem litorânea do Atlântico, entre os paralelos 15º e 21º W. O limite setentrional deste Orógeno é marcado por uma curvatura expressiva, com concavidade voltada para o sul. Já o limite meridional é marcado pela extremidade sul do Cráton São Francisco, nas imediações do paralelo 21º S. Esta extremidade é marcada por uma inflexão da estruturação brasiliana (NE), que passa a ser NNE a N-S.
Tectônicamente o Orógeno Araçuaí é subdivido em três grandes compartimentos (Uhlein 1991; Alkmim et al., 1998; Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos 2000; Heilbron et al., 2004):
i) O domínio de antepaís, registrado na cobertura deformada do Cráton do São Francisco; ii) O domínio externo ou proximal, representado por um sistema de empurrões frontais, com
transporte tectônico para oeste, onde o metamorfismo é de fácies xisto verde à anfibolito (aumentando de oeste para leste, e norte para sul). Este domínio foi definido por Almeida (1977) como faixa Araçuaí.
iii) O domínio interno (ou distal) é designado como “núcleo metamórfico anatético” do Orógeno Araçuaí. Este domínio caracteriza-se por um volumoso plutonismo orogênico, com presença de remanescentes ofiolíticos e por um arco magmático cálcio-alcalino, cujo grau metamórfico é muito alto.
2.2 – COMPARTIMENTAÇÃO TECTONO-ESTRATIGRÁFICA REGIONAL
Estratigraficamente, o Supergrupo Espinhaço representa a porção mais ocidental do Orógeno Araçuaí e consiste de uma espessa pilha metavulcanossedimentar paleoproterozoica a mesoproterozoica depositada em bacias rifte-sag sucessoras e descontínuas, nucleadas no Estateriano (ca. 1.75 Ga) no paleocontinente São Francisco – Congo, na porção que hoje corresponde ao Cráton São Francisco e suas margens (Uhlein et al., 1998; Brito-Neves et al., 1996; Martins-Neto 2000; Alkmim & Martins-Neto 2012; Chemale et al., 2012).
O Grupo Macaúbas – pertencente ao Supergrupo São Francisco – de idade neoproterozoica registra a bacia precursora do Orógeno Araçuaí. Esta bacia nucleou-se no início do período Toniano (ca. 957 Ma), em um processo de rifteamento continental que culminou na abertura da Bacia Macaúbas (Pedrosa-Soares et al., 2000; 2011; Silva et al., 2008; Pedrosa-Soares & Alkmim 2011; Babinski et al., 2012; Castro 2014, Castro et al., 2019). O sistema de riftes Macaúbas se estabeleceu de maneira complexa e descontínua, em função da interação tectônica oriunda da superposição de bacias resultantes dos episódios extensionais anteriores, com importante geração de altos e baixos estruturais que influenciaram diretamente na compartimentação estratrigráfica do Grupo Macaúbas (Noce et al., 1997). Este sistema de rifte continental desenvolveu-se com a forma de um golfo (inland sea-basin) parcialmente oceanilizado, com registro de margem passiva com ofiolitos associados (ca. 660 a 600 Ma – Pedrosa-Soares et al., 1998; 2001; 2008; Queiroga et al., 2007; Peixoto et al., 2013).
22
O Complexo Jequitinhonha (Figura 2.2) é uma das unidades mais expressivas em área no domínio interno do Orógeno Araçuaí, localizado na porção nordeste deste Orógeno. Esta unidade constitui-se essencialmente por granada-biotita gnaisses, kinzigitos, quartzitos, gnaisses ricos em grafita, mármore e rochas metamáficas (Almeida & Litwinski 1984; Gonçalves-Dias et al., 2011; Dias
et al., 2016). Os protólitos deste complexo tem idade máxima de sedimentação em ca. 898 Ma
(Gonçalves-Dias et al., 2011), interpretado como uma unidade distal equivalente ao Grupo Macaúbas (Pedrosa-Soares et al., 2008; Gonçalves-Dias et al., 2011).
Na porção leste do Orógeno ocorre o Complexo Nova Venécia, composto por paragnaisses migmatíticos e rochas calcissilicáticas, cuja interpretação é de que representam uma bacia de retroarco, com idade máxima de sedimentação em ca. 600 Ma (Noce et al., 2004; Gradim et al., 2014; Richter 2015).
Figura 2. 2 – Mapa simplificado do Orógeno Araçuaí, com as unidades tectono-estratigráficas, com destaque para a área de estudo na poligonal em vermelho.
