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Orógeno Minas-Bahia[editar | editar código-fonte]
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O Orógeno Minas-Bahia é uma formação geológica localizada no nordeste do Brasil, formada ao longo do período Riaciano, durante a amalgamação do supercontinente Gondwana.
O Orógeno Minas-Bahia abrange partes dos estados de Minas Gerais e Bahia, possuindo notória relevância no contexto geológico brasileiro. Este orógeno se desenvolveu entre 2400 a 2050 Ma, ao longo da porção oriental do Cráton São Francisco (Bruno et al., 2021)[1], como resultado da colisão e fusão de blocos e arcos magmáticos. Esta região é caracterizada por uma variedade de rochas magmáticas e metamórficas como granitos, gnaisses e migmatitos. É de grande importância a compreensão dos processos tectônicos que permitiram o desenvolvimento da paisagem e estrutura geológica ao longo do tempo, como também o contexto geológico brasileiro em que o orógeno se desenvolveu.
A orogenia Minas-Bahia combinou fragmentos crustais do Arqueano e arcos magmáticos paleoproterozoicos para formar o Paleocontinente São Francisco-Congo durante o período Riaciano, aproximadamente 2,05 bilhões de anos atrás.
Formação e Evolução[editar | editar código-fonte]
Formado durante o ciclo orogênico Brasiliano-Pan Africano, entre 600 a 450 milhões de anos atrás, o orógeno Minas-Bahia está relacionado com o Orógeno Araçuaí, já que ambos compartilham de uma história tectônica similar. Este ciclo orogênico foi responsável pela amalgamação de diversos blocos continentais, o que contribuiu para a formação do supercontinente Gondwana, assim como a formação do Orógeno Minas-Bahia, que está incluso num contexto geológico de fases de acreção, colisão, metamorfismo, e deformação pós-colisional[2].
Acresção e colisão: Inicialmente houve a acresção de arcos magmáticos e microcontinentes ao Cráton São Francisco.
Metamorfismo: Este processo resultou em alto grau de metamorfismo nas rochas da região, com a formação de minerais típicos de altas pressões e temperaturas. Como rochas gnaisses com sillimanita e granada.
Deformação pós-colisional: O processo de colisão e deformações sin e posteriores ao metamorfismo, criaram estruturas complexas como dobras e falhas, influenciando na mineralização da região.
Contexto Geológico[editar | editar código-fonte]
Entre 2,4 e 2,1 Ga, a cristalização de rochas de arco magmático juvenil no Cinturão Mineiro e de rochas granitóides no Complexo Juiz de Fora marca os estágios iniciais de acreção da porção sul do Orógeno Minas-Bahia (Moreira et al., 2018; Teixeira et al., 2017a; Barbosa et al., 2015; Ávila et al., 2014; Ávila et al., 2010; Heilbron et al., 2010; Teixeira e Figueiredo, 1991)[3]. Um sistema de subducção leste(2,2–2,1 Ga), gerou rochas com assinatura isotópica mista no Complexo Juiz de Fora e suítes coevas de TTG e sanukitoides no Cinturão Mineiro e Complexo Mantiqueira. A subducção dupla, conforme modelo elaborado por Araújo et al.[4] , explica a origem das rochas plutônicas e unidades supracrustais do Cinturão Mineiro e a zonagem geoquímica do arco magmático de Juiz de Fora. A subducção dupla também é capaz de explicar os granitóides de 2,1–2,05 Ga presentes no bloco Piedade e a estrutura de domo e quilha na frente do paleocontinente São Francisco (Bruno et al., 2020; Araújo et al., 2019b; Moreira et al., 2018; Heilbron et al., 2010; Duarte et al., 2004).
Este sistema orogênico é marcado por contatos tectônicos entre o embasamento arqueano até as rochas proterozoicas do Bloco Minas, tendo-se a presença de rochas de arcos magmáticos vulcânicos do Sideriano ao Riaciano, e sequências intra-oceânicas do Cinturão Mineiro, assim como dos arcoss vulcânicos dos Complexos Mantiqueira e Juiz de Fora (Carneiro de Oliveira et al. 2024), que estão envolvidos por um sistema de zonas de sutura e zonas de cisalhamento Congonhas-Itaverava (Seixas, 1988; Miethke et al., 2007; Corrêa Neto et al., 2013; Neuceno et al., 2023), Lenheiros (Ávila et al., 2010, 2014; Nepomuceno et al., 2021) e Jeceaba-Bom Sucesso (Campos, 2004)[5].
Por ser um orógeno acrescionário-colisional, no momento final da colisão ocorre-se uma modificação estrutural nos terrenos que sofreram com o acrescionamento, devido ao empurrão e ao encurtamento crustal extensivo, provocando obliteração parcial ou completa. (Murphy e Nance, 1991; Cawood et al., 2009, 2016)[6].
Os cinturões orogênicos paleoproterozoicos do Brasil, como o Orógeno Minas Bahia, são fundamentais para os modelos de reconstrução do supercontinente Columbia, envolvendo a convergência e amalgamação de fragmentos continentais arqueanos antigos e a acreção de nova crosta por subducção. Esses cinturões estão presentes nos principais crátons, como o São Francisco, e como enclaves retrabalhados nos orógenos neoproterozóicos circundantes.
Supercontinente Columbia[editar | editar código-fonte]
O supercontinente Columbia formou-se durante eventos colisionais globais entre 2,1 e 1,8 Ga, e estava envolvido em processos de acresção relacionados à subducção de longa duração (Xia e Xu, 2019)[7]. Há registros de sua existência na região noroeste do Cráton São Francisco, onde ocorre o Orógeno do Oeste da Bahia (OOB), parte do Sistema Orogênico Minas-Bahia (SOMB). Após a colisão continental, conforme o modelo proposto por D'Agrella-Filho e Cordani (2017), o Cráton São Francisco-Congo passou a integrar o chamado Bloco Africano Central, junto com os crátons Kalahari, Rio de la Plata e Borborema-TransSahara. Estes crátons compuseram o Supercontinente Columbia por volta de 1,8 bilhões de anos atrás, após sua fusão com Laurentia, proto-Amazônia, Oeste da África e Báltica.
Referências[editar | editar código-fonte]
- ↑ Bruno, Henrique; Heilbron, Monica; de Morisson Valeriano, Claudio; Strachan, Rob; Fowler, Mike; Bersan, Samuel; Moreira, Hugo; Motta, Rafael; Almeida, Julio (1 de abril de 2021). «Evidence for a complex accretionary history preceding the amalgamation of Columbia: The Rhyacian Minas-Bahia Orogen, southern São Francisco Paleocontinent, Brazil». Gondwana Research: 149–171. ISSN 1342-937X. doi:10.1016/j.gr.2020.12.019. Consultado em 27 de maio de 2024
- ↑ Meira, Michel Macedo (12 de setembro de 2023). «Evidências da acreação crustal riaciana em sequências metavulcanossedimentares do setor noroeste do orógeno do Oeste da Bahia, Brasil: contribuições ao estudo do supercontinente Columbia». Consultado em 28 de maio de 2024
- ↑ Rossignol, Camille; Lana, Cristiano; Alkmim, Fernando (1 de agosto de 2020). «Geodynamic evolution of the Minas Basin, southern São Francisco Craton (Brazil), during the early Paleoproterozoic: Climate or tectonic?». Journal of South American Earth Sciences. 102628 páginas. ISSN 0895-9811. doi:10.1016/j.jsames.2020.102628. Consultado em 28 de maio de 2024
- ↑ Araujo, L. E. a. B.; Heilbron, Monica; Teixeira, Wilson; Dussin, I. A.; Valeriano, Claudio de Morisson; Bruno, H. (2021). «Complexo Juiz de Fora: evolução crustal no contexto da orogenia Minas-Bahia». Anais. 463 páginas. Consultado em 28 de maio de 2024
- ↑ Neto, A.V.C.; Almeida, A.M.; Neto, V.C.; Guerrero, J.C. (27 de março de 2013). «Alteração Hidrotermal em Zona de Cisalhamento Associada ao Lineamento Congonhas, Sul do Quadrilátero Ferrífero, Minas Geraisl». Anuário do Instituto de Geociências - UFRJ (1): 55–64. doi:10.11137/2012_2_55_64. Consultado em 27 de maio de 2024
- ↑ Cawood, Peter A.; Strachan, Robin A.; Pisarevsky, Sergei A.; Gladkochub, Dmitry P.; Murphy, J. Brendan (setembro de 2016). «Linking collisional and accretionary orogens during Rodinia assembly and breakup: Implications for models of supercontinent cycles». Earth and Planetary Science Letters (em inglês): 118–126. doi:10.1016/j.epsl.2016.05.049. Consultado em 28 de maio de 2024
- ↑ Xia, Yan; Xu, Xisheng (28 de fevereiro de 2019). «A Fragment of Columbia Supercontinent: Insight for Cathaysia Block Basement From Tectono‐Magmatic Evolution and Mantle Heterogeneity». Geophysical Research Letters (em inglês) (4): 2012–2024. ISSN 0094-8276. doi:10.1029/2018GL081882. Consultado em 28 de maio de 2024