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Os processos de quebra e construção de supercontinentes pretéritos há muito são alvos de pesquisas de diferentes áreas do conhecimento, e os esboços paleogeográficos acerca do posicionamento global e intercontinental continuam sendo construídos. Como parte deste quebra-cabeça está a ruptura do Supercontinente Rodinia e a construção de Gondwana (CONDIE, 2001 e 2003; ROGER; SANTOSH, 2002; CORDANI et al., 2003; ZHAO et al., 2004; THOVER et al., 2006; LI et al., 2008; FUCK et al., 2008; CORDANI et al., 2009, 2010; PISAREVSKY et al., 2014). Destes processos, aqueles do Neoproterozoico e conhecidos como a colagem orogênica Brasiliano-Pan Africana do Gondwana Ocidental, encontram-se no registro diacrônico da maioria dos orógenos brasileiros. É sabido que a quebra de Rodínia ocorreu em diferentes momentos, assim como a dispersão dos diversos blocos que o constituía, desta forma não havendo uma idade concisa de construção e quebra deste paleocontinente (FUCK; BRITO NEVES; SCHOBBENHAUS, 2008). Diferentes hipóteses sugerem que os principais blocos continentais constituíam uma única placa - Rodínia - ou que alguns blocos ocupavam placas distintas.

A aplicação de estudos paleomagnéticos tem sido imprescindível para a reconstrução da paleo-latitude dos blocos cratônicos que estiveram presentes na amalgamação de Gondwana. A escassez de dados paleomagnéticos em certos blocos

7 inviabiliza seus posicionamentos ao longo do Neoproterozoico, fazendo com que sejam necessárias outras abordagens, indiretas, como proveniência sedimentar. Por muitas vezes estes estudos deixam de lado blocos que estão encobertos pelas bacias sedimentares paleozoicas, como Bacia do Paraná e Parnaíba, mas que tiveram papeis importantes durante as orogenias neoproterozoicas brasileiras, como é o caso do Bloco Paranapanema.

As reconstruções paleogeográficas que posicionam os blocos que futuramente construiriam Gondwana, a partir de dados de polos magnéticos, usualmente assumem que os crátons Amazonas e Oeste-África constituíam um único continente desde o Mesoproterozoico (TROMPETTE, 1994) e que também a semelhança das histórias acrescionárias no Paleoproterozoico-Mesoproterozoico entre a Amazônia, (províncias Ventuari-Tapajós e Rio Negro-Juruena) e Báltica (orógenos Svecofennian e Gothian, JOHANSSON, 2014, 2009; PISAREVSKY et al., 2014), poderia posicioná-los juntos. No entanto, existem evidências de que um orógeno de idade grenvilliana truncaria as províncias do Cráton Amazônas em sua porção setentrional, inviabilizando a continuidade entre Amazônia e Báltica (FUCK; BRITO NEVES; SCHOBBENHAUS, 2008). Já no fim do Mesoproterozoico (~1,2 Ga), acredita-se que a Amazônia compartilhava a mesma placa tectônica de Laurentia, evidenciado pela similaridade entre as faixas Sunsás e Grenville. Dados paleomagnéticos suportam a teoria de que uma sutura grenvilliana teria agrupado o Cráton Amazonas (juntamente com o Oeste África) e Laurentia _{(TOHVER; D’AGRELLA-} FILHO; TRINDADE, 2006). Entre ~1,2 Ga e ~0,6 Ga as posições paleomagnéticas colocavam Oeste África-Amazonas próximo à Laurentia, no entanto, no final do Neoproterozoico, Laurentia inicia um drift em direção à latitudes equatorianas, enquanto que Oeste África-Amazonas permaneceria quase estático entre ~0,6 Ga e o fim do Cambriano (~0,52 Ga), em maiores latitudes. Essa separação reflete a abertura do paleoceano Iapetus entre Amazônia e Laurentia (TOHVER; D’AGRELLA-FILHO; TRINDADE, 2006).

Os dados paleomagnéticos do Cráton São Francisco-Congo são usualmente interpretados a partir da inferência que ambos os blocos estavam interligados durante o Mesoproterozoico, e levam a considerar que este continente não fazia parte de Rodínia, assim como Kalahari e Arabia-Nubia (CORDANI et al., 2009; TOHVER; D’AGRELLA-FILHO; TRINDADE, 2006).

A transição entre Rodínia e Gondwana Ocidental através dos polos paleomagnéticos, destaca dois principais momentos de amalgamação: junção entre São Francisco-Congo, Kalahari, Rio de la Plata e Arabia-Nubia entre 0,58-0,55 Ga para a formação do Gondwana Central; e a colisão entre estes blocos com Oeste África-Amazonas, já no Cambriano (TOHVER; D’AGRELLA-FILHO; TRINDADE, 2006). No entanto, há evidências da chegada da Amazônia em aproximadamente ~0,62 Ga, a partir de idades de colisão na borda oeste do Cráton São Francisco-Congo, o que implica que Laurentia, ainda conectada à Amazônia, fez parte de Gondwana antes da abertura do Oceano Iapetus. Já o aulacógeno de

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Tucavaca, uma das maiores unidades tectônicas extensionais associada a separação de Amazônia e Laurentia, indica que este evento pode ter ocorrido pouco depois de 0,6 Ga (CORDANI et al., 2009).

Sínteses geológicas recentes como as de Kröner e Cordani (2003), Cordani (2010) e de Brito Neves e Fuck (2013) segmentaram o embasamento da Plataforma Sul-Americana em dois amplos domínios geotectônicos: o domínio Amazonas ou pré-Brasiliano (de afinidades Laurencianas) e o domínio Brasiliano (de afinidades Gondwânicas). Essa abordagem permitiu uma correlação intercontinental entre fragmentos de arcos insulares e lascas tectônicas eclogíticas que, no Neoproterozoico, deixaram registros desde o contraforte alpino na África Ocidental, à Borborema e Centro-Oeste brasileiros, por mais de 5.000 km lineares. Os registros geológicos de regimes convergentes de placas oceânicas e de uma sucessão de colisões entre blocos continentais ao longo de uma faixa contínua (ANCELMI et al., 2015; ARTHAUD et al, 2015; BERGER ET AL., 2011, 2014; BOSCH et al., 2015; CABY, 2014; CABY; MONIÉ, 2003; ENNIH; LIÉGEOIS, 2008; JUNGES et al., 2002; LAUX et al., 2005; MATTEINI et al., 2010; PIMENTEL et al., 1997, 2000) definiriam um sistema orogênico denominado de Gondwana Ocidental por Ganade Araujo (2012, 2016). Este sistema orogênico seria a cicatriz do fechamento diacrônico de um grande oceano, o Oceano Farusiano-Goiás (CORDANI et al., 2013), cujos registros geológicos apontam para uma longa vida, compatível, no tempo e extensão, com o Oceano Pacífico, ou seja, ca. 250

m.y.

O Bloco Paranapanema constituiu parte importante na construção do Orógeno Brasília Meridional em sua interação com o Cráton São Francisco-Congo, no entanto não existem dados paleomagnéticos que o posicionem no quadro geral da formação de Gondwana. É sabido, através de estudos geofísicos de sismicidade intraplaca, anisotropia magnética e assinatura gravimétrica (ASSUMPÇÃO et al., 2004, 2006, 2013; FENG; ASSUMPÇÃO; VAN DER LEE, 2004; LESQUER et al., 1981; MANTOVANI; BRITO NEVES, 2009; MANTOVANI; BRITO-NEVES, 2005; MANTOVANI; DE FREITAS; SHUKOWSKY, 2001; MANTOVANI et al., 2005; ROCHA; SCHIMMEL; ASSUMPÇÃO, 2011), que há uma quilha cratônica sob a Bacia do Paraná e que esta constitui um bloco pré-brasiliano - Paranapanema - que interagiu com os crátons São Francisco-Congo e Amazonas durante a colagem gondwânica, tendo sido responsável pela construção das faixas móveis Brasília Meridional e Paraguai.

1.4.3 Eclogitos

As rochas metamorfisadas em fácies eclogito são observadas comumente em zonas de subducção nas quais a placa oceânica subductada leva porções da crosta continental sob a placa cavalgante. A grande parte de terrenos de alta pressão são compostos por

9 rochas de composições crustais, com raras ocorrências de rochas eclogíticas associadas à crostas oceânicas. A presença de rochas metamorfisadas nestas condições pode conter informações a respeito da idade, duração e condições dos processos orogênicos iniciais.

Geralmente eclogitos ocorrem como lentes tectônicas em rochas metamórficas que não registram o mesmo regime bárico. Podem ter sido colocadas tectonicamente nestas rochas ou representarem relíquias de alta pressão entre rochas que também experimentaram o metamorfismo de alta pressão (DAVIS; WHITNEY, 2008).

O metamorfismo de pressão ultra-alta refere-se às rochas que experimentaram pressões mantélicas de no mínimo 25 kbar. Nessas condições o quartzo, instável, dá lugar ao polimorfo de alta pressão, coesita, próximo a 100 km de profundidade. Em profundidades de aproximadamente 120 km ocorre a transformação de grafita para diamante metamórfico. Tais minerais incomuns são os principais diagnósticos do metamorfismo de pressão ultra- alta. Pensava-se que sob crostas espessadas de aproximadamente 80 km (ex. Tibet) as condições de metamorfismo seriam tão severas que as rochas entrariam em fácies eclogito de pressão ultra-alta, o que não ocorre, pois nessas condições o quartzo ainda se encontra em seu campo de estabilidade (GILOTTI, 2013).

A coesita, o polimorfo de alta pressão de SiO2, foi primeiramente observada por Christian Chopin em 1984, que descreveu o mineral como pequenas inclusões em granadas de um quartzito de Dora-Maira, na Itália. No mesmo ano, David Smith descobriu inclusões de coesita em clinopiroxênios de um eclogito de Grytting, em Western Gneiss Region, na Noruega. Mais tarde, em 1990, foram descritos inclusões de microdiamantes em granadas de eclogitos, gnaisses e xistos na unidade Kumdy Kol do maciço Kokchetav no Kazaquitão, por Sobolov e Shatsky. Diferentemente dos diamantes com qualidade de gema encontrados em terrenos kimberlíticos, esses microdiamantes são geralmente cristais relativamente mal formados e esqueletais.

As condições de metamorfismo de rochas eclogíticas de pressão ultra-alta podem ser estimadas na presença de coesita e/ou diamante. No entanto, são poucos os terrenos onde estes minerais índices são observados, sendo necessárias outras ferramentas para o estudo do metamorfismo e da trajetória P-T-t. O estudo do metamorfismo de rochas sem coesita e/ou diamante pode ser realizada através de minerais que comumente ocorrem zonados, como fengita e granada. O volume molar desses minerais foi explorado como sendo uma função da composição e da pressão destas rochas e, então, como resultado, as propriedades termodinâmicas destes minerais, como entalpia, entropia e volume molar são conhecidos. Sendo assim, cálculos que utilizam dados termodinâmicos podem posicionar uma fase mineral específica em equilíbrio em um campo específico de pressão e temperatura.

Atualmente são reconhecidos pouco mais de vinte terrenos de pressão ultra-alta no mundo com a presença de coesita ou microdiamante e se encontram, todos, em orógenos

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fanerozóicos (CABY et al., 2014; MASSONNE, 2013, entre outros). A grande parte dos exemplos descritos é proveniente de metamorfismo de crostas continentais, no entanto alguns exemplos de crosta oceânica são observados, como é o caso de Lago di Cignana, Zambezi e Tianshan. Esses terrenos são resultados de orógenos fanerozóicos de colisão continente-continente, o que contrasta com chaminés kimberlíticas pré-cambrianas com diamantes de qualidade gemológica (HARLOW; DAVIES, 2005).

A maior parte das rochas expostas em terrenos de pressão ultra-alta exibe uma assembleia mineral comum, como quartzo, anfibólio, granada, feldspato, biotita e mica branca, podendo ser derivadas de protólitos ígneos ou sedimentares e geralmente estão associadas a quartzitos e margas. Um indicativo para a presença de metamorfismo de pressão ultra-alta é a presença de lentes de eclogitos junto à gnaisses quartzo-feldspáticos (GILOTTI, 2013).

11 CAPÍTULO 2

MATERIAIS E MÉTODOS