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O ESTADO DA ARTE
Neste capítulo será apresentada uma revisão bibliográfica detalhada sobre três províncias de domos e quilhas arqueanas (Pilbara, Barberton e Quadrilátero Ferrífero), dando ênfase aos modelos propostos para a formação das mesmas e ao metamorfismo no qual as rochas foram submetidas. Nos estudos de metamorfismo, serão mostradas as estimativas de P-T e trajetórias P- T obtidas para estas províncias, através de geotermobarometria convencional, otimizada e por pseudosseção.2.1 – INTRODUÇÃO
O Éon Arqueano é considerado como o período de maior importância no que se refere ao crescimento da crosta continental na história da Terra. O elevado fluxo térmico da época, cerca de 2 a 6 vezes mais elevado do que nos dias atuais, era devido principalmente à decomposição de elementos radioativos e foi responsável pela formação de rochas komatiíticas e pelo grande volume de rochas de composição tonalítica-trondjemitica-granodioritica (Condie 1981). Estas rochas teriam formado os primeiros núcleos de crosta continental, a primeira litosfera, além de placas tectônicas pequenas, delgadas e quentes, que rapidamente eram recicladas no manto, a partir das correntes de convecção e nas zonas de subducção (Van Kranendonk et al. 2004).
As rochas de idades Arqueanas e Proterozóicas representam a transição gradativa de condições de alta instabilidade e mobilidade tectônica da litosfera para uma posição mais estável e auto-organizada, dominada por placas litosféricas rígidas e independentes. A determinação do momento em que esta passagem se deu, instalando o regime de tectônicas de placas no planeta Terra, envolve a investigação de feições-chaves em resquícios da crosta arqueana que se encontra melhor preservada (Anhaeusser 1969, 1984, 2001; Anhaeusser et al. 1969, 1983; De Wit et al. 1983, 1992; De Wit 1998; Hamilton 1998; Lana et al. 2010 a, b; Lana et al. 2011). Mesmo que uma ampla gama de processos orogênicos tenha operado por bilhões de anos, feições-chave dos orógenos atuais não são reconhecidas em províncias do Arqueano e Paleoproterozóico. A diferença mais óbvia está nos padrões de esforços marcadamente diferentes apresentados pelas típicas geometrias em domos e quilhas de vários terrenos granitoide-greenstone do Arqueano/Paleoproterozóico. Em contraste com a geometria alongada e linear dos orógenos mais jovens (Figura 2.1), que se estendem por milhares de quilômetros, as províncias do tipo domos e quilhas (Figura 2.2) são segmentos crustais comparativamente pequenos, caracterizados por domos ovais do embasamento e quilhas sinformais de rochas supracrustais profundamente enraizadas (Bickle 1984, 1986; Marshak 1999). A geometria das províncias de domos e quilhas
sempre foi considerada uma marca do cenário pré-tectônica de placas, no qual domos gnáissicos e quilhas sinformais sugerem tectônica predominantemente vertical (Windley 1981).
Figura 2.1: Vista dos Andes, onde pode ser observada a geometria alongada e linear do cinturão orogênico moderno que se estende por milhares de quilômetros. Fonte: Google Earth ( Acesso em 12/08/2013).
Os domos gnáissicos são estruturas ubíquas em todo orógeno exumado e sua formação representa um processo tectonotermal que tem operado desde o Arqueano até o presente. O fluxo vertical da crosta para criar estruturas dômicas é um significante fator na redistribuição de calor e material nos orógenos e, portanto, na evolução dos continentes (Whitney et al. 2004).
As estruturas dômicas (Figura 2.2) são, em geral, compostas por terrenos granito- gnáissicos de composição tonalítica-trondhjemítica-granodiorítica, granitoides, além de enclaves de rochas máficas e ultramáficas, estando circundadas por terrenos do tipo greenstone belt, que correspondem às quilhas sinformais. Estas porções mais antigas da crosta encontram-se bem preservadas, por exemplo, no Barberton Greenstone Belt (África do Sul), no Cráton de Pilbara (Austrália) e no Quadrilátero Ferrífero (Brasil). A origem destes corpos é ainda controversa, um dos principais questionamentos levantados está relacionado aos modelos de tectônica vertical
versus modelos de encurtamento horizontal para a explicação da conformação dos terrenos
granito-gnáissicos na forma de domos (Jeslma et al. 1993).
Diversos pesquisadores têm associado à formação dos domos e quilhas como o resultado de: eventos sucessivos de dobramento; diapirismo causado pela inversão de densidade na crosta; plutonismo; eventos extensionais ou uma combinação de um ou mais destes processos (Eskola 1949; Macgregor 1951; Ramsay 1967; Burg et al. 1984; Jelsma et al. 1993; Williams & Whitaker1993; Lee et al. 2000; Kisters et al. 2003).
Figura 2.2: (A)Vista completa do continente australiano e a localização da Província de Pilbara. (B) Imagem de detalhe da província em domos e quilhas de Pilbara. A província consiste de domos quilométricos de rochas do embasamento arqueano e quilhas circundantes de material supracrustal, predominantemente, terrenos greenstone. Fonte: Gooogle Earth (Acesso em 10/07/2013).
Uma pequena parte dos pesquisadores associa os granitos intrusivos como possíveis formadores das estruturas em domos e quilhas (Dorr 1969; Brun et al. 1990; Williams &Whitaker 1993).
De acordo com Eskola (1949), um dos primeiros estudiosos que deu início à discussão sobre os domos em sistemas orogênicos antigos, estes corpos seriam formados a partir da colocação diapírica das rochas granito-gnáissicas do embasamento na sequência greenstone sobrejacente, devido à inversão de densidade na crosta, causada a partir da fusão parcial das rochas o embasamento. Desta forma, as rochas supracrustais mais densas seriam submetidas a processo de subsidência, formando as quilhas, e o embasamento seria diapiricamente colocado na forma de domos na sequência supracrustal.
Outros pesquisadores reafirmaram a hipótese de Eskola (1949), propondo que a configuração das diferentes províncias de domos e quilha em crátons arqueanos é resultante da colocação diapírica de corpos tonalito-trondhjemito-granodioritos na sequência supracrustal (Anhauesser et al. 1969; Gorman et al. 1978; Dixon & Summers 1983; Jackson & Robertson 1983; Anhaeusser 1984; Condie 1984; Hickman 1984; Bouhallier et al. 1993, 1995). Estes primeiros modelos de tectônica “vertical” baseavam-se no pressuposto de que os fluxos de calor
eram de duas a seis vezes mais elevados no Arqueano, devido à retenção de calor primordial e a maior concentração de elementos radioativos (Clark 1957; McKenzie & Weiss 1975; Lambert 1976; Thompson 1984; Richter 1985).
Por outro lado, outros modelos tectônicos mantiveram a estruturação da tectônica de placas, interpretando a geometria em domos e quilhas como resultado de diversos eventos deformacionais sucessivos. Esses eventos resultariam no redobramento das sequências greenstone ao redor dos corpos granito-gnáissicos durante o encurtamento progressivo (Ramsay 1967; Snowden & Bickle 1976; De Wit et al. 1983, 1992; De Wit 1998; Lee et al. 2000; Rolland et al. 2001).
Após a descoberta das falhas de descolamento extensional (detachment faults), muitos dos domos interpretados anteriormente como resultado da colocação diapírica dos gnaisses na sequência supracrustal, passaram a ser interpretados como núcleos de complexos metamórficos (metamorphic core complexes) (Coney 1980). Esses núcleos seriam formados durante um período de extensão regional (Yin 1991; Williams & Whitaker 1993; Harris et al. 2002; Kisters et al. 2003; Yan et. al. 2003; Lana et al. 2010 a, b; Lana et al. 2011) logo após um breve período de encurtamento (Yin 1991; Lee et al. 2000).
2.2 – MODELOS EVOLUTIVOS DE ALGUMAS PROVÍNCIAS DE DOMOS E
QUILHAS
2.2.1 – Greenstone Belt de Barberton
O Greenstone Belt de Barberton (BGB) encontra-se localizado no cráton do Kaapvaal, África do Sul, e apresenta resquícios da crosta arqueana bem preservados, na forma de domos e quilhas.
Alguns autores descreveram o cinturão de rochas verdes, que bordejam os gnaisses e granitoides, como resultado da inversão no perfil de densidade crustal, onde o movimento “vertical” dos corpos granito-gnáissicos teria sido desencadeado por processos magmáticos na crosta superior (Viljoen & Viljoen 1969; Van Kranendonk 2009), entretanto, estudos estruturais, metamórficos e geocronológicos realizados recentemente na região têm afirmado que os domos, na realidade, teriam sido exumados como metamorphic core complexes (Figura 2.3) ao longo de uma superfície de descolamento extensional (Kisters et al. 2003; Lana et al. 2010 a, b; Lana et al. 2011).
Metamorfismo
Estudos metamórficos qualitativos, baseados em assembleias minerais, indicam que rochas das quilhas do BGB foram metamorfizadas em fácies xisto verde e estão justapostas a
as supracrustais de fácies xisto verde/sub-xisto verde é representado por uma faixa altamente tectonizada de rochas metamorfizadas em fácies anfibolito. Esta configuração onde terrenos de graus metamórficos variados encontram-se lado a lado têm sido atribuída, em estudos mais recentes, à existência de um zona de cisalhamento/descolamento que pode ter justaposto as duas grandes unidades (Diener et al. 2005).
Para melhor entender os processos metamórficos ocorridos nos terrenos greenstone de Barberton, Dziggel et al. (2002) fizeram uma reconstrução da evolução metamórfica da área a partir da investigação de uma unidade sedimentar clástica, pertencente à sequência greenstone. Calcularam-se as condições de pressão e temperatura usando uma variedade de geotermômetros e geobarômetros convencionais. Os valores encontrados para as assembleias referentes ao pico de metamorfismo variam entre 650 – 700°C de temperatura e entre 8 – 11 kbar de pressão, valores de P-T considerados altos, que encontram-se dentro do campo de estabilidade da cianita e indicam um espessamento crustal de no mínimo 30 km para o terreno granito-greenstone. Os valores de pressões encontrados indicam uma profundidade de soterramento dos granitoides e supracrustais a níveis de crosta média e inferior e a subsequente trajetória de exumação que envolveu 20 a 30 km de soerguimento diferencial entre os terrenos TTG de alto grau e as rochas de baixo grau do BGB (Kisters et al. 2003).
Estimativas de P-T médias realizadas por Diener et al. (2005), em metabasitos pertencentes às quilhas do BGB, usando o programa termodinâmico THERMOCALC 3.21, um conjunto de dados internamento consistentes de Holland & Powell (1998), indicam valores mínimos para o pico de metamorfismo em 7,4 ± 1 kbar e temperatura da ordem de 560 ± 20 °C. Os valores indicam aproximadamente 25 km de profundidade na crosta e gradiente geotérmico de 20 °C/Km. Taxas de exumação calculadas para as rochas de alto grau estão por volta de 2-5 mm ao ano, comparáveis com as taxas observadas nos orógenos mais jovens.
Kisters et al. (2003), utilizando a mesma metodologia citada acima, estimaram os valores de P-T em anfibolitos e encontraram valores de temperaturas entre 491 – 492°C e pressões 5,5 – 6,3 kbar para o pico de metamorfismo. Estes valores são consistentes com os encontrados pelo mesmo estudo a partir do uso da geotermobarometria convencional.
Observações estruturais, petrológicas e cálculo de pseudosseções P-T sugerem que rochas de fácies anfibolito, ao norte da margem do Greenstone de Barberton, seguiram uma trajetória P- T horária retrógrada evidenciando, em um evento progressivo, soterramento seguido de exumação. As condições para o pico de metamorfismo foram de 600-700°C de temperatura e 5 kbar de pressão, enquanto que o retrometamorfismo em fácies xisto verde apresentou temperaturas de 475-650°C e pressões entre 1-3 kbar (Dziggel et al. 2006). Esses valores sugerem profundidades de 15-22 km na crosta e gradiente geotérmico elevado (30 – 40°C/km).
As quilhas do sudeste de Barberton são caracterizadas por condições metamórficas de alta pressão e baixa temperatura. Nas proximidades dos domos gnáissicos os valores de pressão atingem até 10 kbar, indicando profundidades crustais de 35 a 40 km. A combinação de dados estruturais, metamórficos e de geocronologia (Lana et al. 2010 a, b; Lana et al. 2011) indicam a exumação dos domos como metamorphic core complexes logo após o principal evento orogênico, ocorrido há 3.230 Ma (Figura 2.3).
Figura 2.3: Modelo tectônico para o Greenstone Belt Barberton, África do Sul. Em vermelho estão representados os granitoides arqueanos que foram metamorfizados a pressões entre 6 e 10 kbar (Lana et al. 2010 a, 2010 b, 2011). No contato entre os domos e a sequência de greenstone belt (em cinza) tem-se uma zona de descolamento normal (em preto) no mesmo estilo dos “core complexes” mais novos encontrados na Basin Range Province (USA).
Os baixos gradientes geotérmicos encontrados por de Dziggel et al. (2002), Diener et al. (2005) e Kisters et al. (2003) não são consistentes com os modelos de ambiente crustal quente e relativamente fraco no Arqueano, ao invés disso, a profundidade de soterramento e a integridade estrutural, sugerem que a crosta arqueana era rígida o suficiente para permitir o empilhamento tectônico e espessamento crustal, sendo a reologia similar à moderna crosta continental (Diener et
al. 2005). Gradientes geotérmicos elevados também foram encontrados em algumas porções do
BGB, por exemplo, por Stevens et al.(2002) e Dziggel et. al (2006) obtiveram valores duas vezes superiores em comparação aos estudos de Dziggel et al. (2002) e Diener et al. (2005). Entretanto, os autores consideraram que o elevado gradiente tem caráter local, e estão correlacionados ao calor advectivo causado pela colocação de magmas nas porções médias e inferiores da crosta.
Apesar da existência de discordâncias nos valores dos gradientes geotérmicos, pressões, temperaturas, a maioria dos autores concordam que a evolução das rochas arqueanas do BGB deu- se a partir dos mecanismos modernos da tectônica de placas (Dziggel et al. 2002; Diener et al. 2005; Kisters et al. 2003; Lana et al. 2010 a, b; Lana et al. 2011), envolvendo colisão, colapso
2.2.2 – Greenstone Belt de Pilbara
O bloco Pilbara, o menor de dois blocos crustais Arqueanos dentro do escudo Australiano Ocidental, consiste em um terreno de rochas vulcânicas e sedimentares metamorfizadas (Greenstone Belt) que ocorrem entre grandes batólitos de granitoides e gnaisses (Barley 1982). O terreno granito-greenstone de Pilbara apresenta estruturas em domos e quilhas muito bem preservadas, mas que são diferentes em termos evolutivos quando comparadas com outras províncias domos e quilhas no mundo, tal como o BGB citado acima, e o Quadrilátero Ferrífero, que será exposto mais adiante.
Existem basicamente duas teorias para explicar da configuração em domos e quilhas em Pilbara. O modelo mais aceito (Figura 2.4) está relacionado à tectônica “vertical”, onde dados estruturais e metamórficos apontam o modelo de reversão crustal como o mais apropriado para a evolução deste terreno granito-greenstone (Collins et al. 1998; Collins & Van Kranendonk 1999; Van Kranendonk et al. 2004; Van Kranendonk 2011). A flutuabilidade negativa da crosta causada pela sequência greenstone (mais densa) sobreposta à crosta siálica (menos densa) permitiria a subsidência do substrato viscoso através dos domos, gerando as quilhas (Collins & Van Kranendonk 1999). A colocação de rochas granitoides de alta condutividade termal sob rochas supracrustais de condutividade termal mais baixa concentrou calor nos domos, resultando no aumento dos gradientes de temperatura nos mesmos (Allen & Chamberlain 1989).
Outro modelo foi proposto por Zegers et al. (1996), que a partir de estudos estruturais realizados no Batólito Shaw e greenstones adjacentes mostraram que as estruturas desta região não eram compatíveis com diapirismo no estado sólido e interpretou a configuração dos domos como resultado de um evento extensional que teria exumado os corpos na forma de metamorphic core complexes. Entretanto, em estudos subseqüentes, Collins et al. (1998) e Van Kranendonk et al. (2004), descartaram a teoria de Zegers et al. (1996), afirmando que os domos seriam o resultado reversão crustal em resposta à inversão de densidade da crosta. Este modelo de ascensão dos domos na forma de diápiros é o mais aceito, como foi dito anteriormente, onde dados estruturais e metamórficos têm sugerido um papel ativo dos greenstones na formação das quilhas e um papel passivo de ascensão dos domos. A deformação seria iniciada com a rápida subsidência dos greenstones no embasamento siálico e as cúpulas dos corpos soergueriam de forma mais lenta e passiva (Collins et al. 1998; Dixons & Summers 1983; Mareschal &West 1980).
Metamorfismo
Estudos metamórficos indicam que o greenstone belt de Pilbara é caracterizado por meta- morfismo de contato e o grau de metamórfico varia largamente, estando relacionado à proximidade das rochas supracrustais em relação aos domos gnáissicos. Nas porções centrais dos
.
Figura 2.4: Modelo esquemático atual da formação dos domos na província Pilbara, Austrália (Modificado de Van Kranendonk et al. 2004). (A) A ideia principal é a de que os granitoides seriam inicialmente colocados como sills (sheets) horizontais em crosta representada por terrenos greenstone (composição máfica/ultramáfica). (B) A erupção de uma espessa camada de basalto teria provocado a inversão no perfil de densidade da crosta e intrusões máficas na crosta inferior geraram calor suficiente para fundir os granitoides (granitoid sheets). (C) A extensiva fusão parcial na crosta teria permitido a reversão crustal, dada pelo papel ativo dos greenstones, que teriam sofrido rápida subsidência no embasamento siálico, gerando das quilhas, e as cúpulas soerguidas de forma mais lenta e passiva, formaram os domos.
sinclíneos o grau metamórfico é baixo, de fácies prehnita-pumpellyta, e ao longo dos contatos dos
greenstones com as rochas granitoides o metamorfismo é de fácies anfibolito (Hickman 1983,
1984, 2001; Wijbrans & McDougall 1987; Terabayashi et al. 2003; Van Kranendonk et al. 2004). Cálculos de pressão e temperatura foram realizados em rochas metabásicas e metapelíticas das quilhas próximas aos domos, a partir de um conjunto de dados internamente consistentes, de Holland & Powell (1998) e da análise de assembleias minerais. Esses cálculos indicam 5,5 – 6,0 kbar de pressão e 500 – 600°C de temperaturas, para os metabasitos e metapelitos, sendo os maiores valores de temperaturas encontrados em metabasitos adjacentes aos corpos dômicos (Delor et al. 1991 in Collins & Van Kranendonk 1999).
Warren & Ellis (1996) admitiram que a chegada de magma derivado do manto na base da crosta continental leva a fusão, retrabalhamento e reversão crustal, podendo estes processos resultar em trajetórias P-T-t horárias e anti-horárias, num mesmo episódio tectônico.
Em cenários de reversão crustal, rochas supracrustais adjacentes às cristas dômicas sofrem aquecimento isobárico em baixa pressão, seguido de leve descompressão resultando em uma trajetória isobárica levemente horária, tendo a andaluzita como polimorfo de Al2SiO5 estável
nas rochas metapelíticas. Nonúcleo dos domos têm-se uma trajetória P-T-t horária associada à descompressão quase isotérmica, sendo sillimanita o aluminossilicato estável, indicador gradientes geotermais de até 75°C/km. Nas paredes dos domos em contato com as supracrustais várias trajetórias P-T-t podem ser esperadas, na borda superior, por exemplo, é comum encontrar trajetórias horárias similares aquelas das cristas dômicas, sendo neste caso a andaluzita o polimorfo estável. Nos domínios inferiores da bordas dos domos, onde as quilhas são formadas, as rochas apresentam uma trajetória que indica soterramento e pressões altas são indicadas pela presença de cianita. Dentro das quilhas dos sinclinais as rochas experimentaram um aumento de temperatura a partir de aquecimento por convecção antes da reversão crustal, seguida de rápido carregamento isotérmico durante a subsidência até a base do sinclinal de greenstone. A presença de sillimanita nos núcleo dos domos está sempre relacionada à fusão parcial de rochas que estão em profundidade durante a descompressão, que facilita a ascensão de magmas granitoides e aumenta a entrada de calor por advecção, podendo este efeito estabilizar a cianita pós e sin- cinemática, particularmente adjacente a plútons sin-cinemáticos, gerando um posterior aquecimento isobárico (Collins & Van Kranendonk 1999).
Rochas das margens dômicas apresentam pressões e temperaturas médias, onde a formação dos sinclinais resulta em uma trajetória P-T-t anti-horária, com formação de cianita, andaluzita e silli-manita, nesta ordem, nas rochas metapelíticas (Warren & Ellis 1996). A cianita é considerada como o polimorfo aluminossilicato estável na história de soterramento das quilhas, indicando pressões moderadas e mínimo aquecimento durante a formação dos sinclinais e
metamorfismo de rochas metapelíticas (Warren & Ellis 1996). A presença de cianita tem sido registrada somente em greenstones fortemente dobrados, imediatamente adjacentes aos complexos de granitoides (Hickman 1983; Bickle 1984, 1986).
2.2.3 – Quadrilátero Ferrífero
O Quadrilátero Ferrífero (QF), alvo do presente estudo, localiza-se na porção meridional do Cráton São Francisco, mais precisamente em sua borda sudeste, onde se encontram expostas rochas pertencentes ao embasamento cristalino arqueano da região. O embasamento é composto por rochas gnáissicas e migmatíticas de composição tonalítica-trondhjemíticas-granodioríticas, granitoides e intrusivas máficas, que ocorrem na forma de domos quilométricos (Bação, Belo Horizonte, Bonfim, Caeté, Santa Rita, Florestal) circundados por quilhas sinformais, nas quais estão inseridas as rochas supracrustais do Supergrupo Rio das Velhas e Minas. As quilhas são representadas por sinclinais regionais de primeira ordem (sinclinais Moeda, Dom Bosco, Mateus Leme, Pitangui-Peti e Souzas) e um homoclinal quilométrico (Homoclinal da Serra do Curral), que estão em contato tectônico com os domos (Marshak et al. 1992; Alkmim & Marshak 1998).
Os modelos evolutivos propostos para a formação dos domos gnáissicos do QF são controversos e têm sido alvo de discussão na literatura (Alkmim & Marshak 1998; Hippertt 2000). Em estudos clássicos Dorr (1969) e Herz (1970) explicavam a estruturação em domos como o resultado de intrusões volumosas de rochas magmáticas na sequência greenstone do Supergrupo Rio das Velhas que já se encontrava deformada/imbricada.
Trabalhos subsequentes apontaram que os plútons interpretados por Dorr (1969) e Herz (1970) eram na realidade domos gnáissicos do embasamento que teriam sido soerguidos em condições tectonismo vertical ou horizontal (Alkmim et al. 1988; Pires 1979; Chemale et al. 1991, 1994; Chemale & Rosière 1993). Datações realizadas por Noce et al. (1998) mostraram que as rochas do embasamento são mais antigas que as supracrustais do Supergrupo Minas, confirmando assim a hipótese que os domos não poderiam ter sido formados a partir de intrusões na sequência supracrustal.
Estudos realizados por Marshak & Alkmim (1989), Chemale et al. (1991, 1994), Marshak
et al. (1997) e Alkmim & Marshak (1998) interpretaram a geometria dos domos e quilhas como
resposta a um evento extensional ocorrido logo após a Orogenia Transamazônica (Marshak et al. 1992). Entretanto, outros autores, tais como Hippertt (1994) e Hippertt & Davis (2000) acreditam que a exumação principal dos domos do QF está relacionada a esforços compressivos, que envolveram as rochas do embasamento, com vergência para o oeste, durante a Orogenia