Usuário(a):Tkeuffer/Orogênese brasiliana

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A Orogênese Brasiliana, ou Orogenia Brasiliana, é entendida como uma série de eventos diacrônicos que envolveram a formação gradual de diversos orógenos acrescionários e colisionais, durante o Neoproterozoico, e que deram origem às províncias estruturais brasilianas[1], que ocorrem expostas principalmente no Brasil, mas também em outras regiões da América do Sul. Orogenia Brasiliana é o termo regional dado à maior orogenia Pan-Africana/Brasiliana que ocorreu durante a amalgamação do Supercontinente Gondwana, e que levou ao fechamento dos Oceanos Adamastor, Goiás e Borborema[2], além de vários aulacógenos, durante o Ciclo Brasiliano. Esse ciclo supercontinental ocorreu entre cerca de 950 e 490 Ma e envolveu a fragmentação do supercontinente anterior Rodínia e levou à formação de Gondwana Ocidental.

Contextualização global: Ciclo Brasiliano/Pan-Africano[editar | editar código-fonte]

A Orogênese Brasiliana está inserida no contexto global do Ciclo Brasiliano-Pan-Africano, um ciclo supercontinental neoproterozoico que teve início no Toniano Superior com a fragmentação de Rodínia (Mesoproterozoico), e levou à amalgamação de Gondwana Ocidental, perdurando até o Cambriano. Os eventos de ruptura e colisão se sucederam de forma diacrônica (variaram no tempo, lateralmente) durante a evolução do ciclo, tendo ocorrido em momentos distintos em porções diferentes do supercontinente. Grande parte da configuração geotectônica atual da Plataforma Sul-Americana registra e se relaciona à história de evolução desse complexo exemplo de Ciclo de Wilson.[3]

O processo de fragmentação de Rodínia não foi homogêneo e contínuo, tendo ocorrido em diferentes momentos de acordo com as condições tectônicas locais (ca. 1000–900Ma, ca. 750Ma, ca. 600Ma), o que resultou em um sistema de riftes, os quais evoluíram para oceanos de diferentes extensões. O desenvolvimento das colisões foi essencialmente diacrônico, tendo alguns deles ocorridos simultaneamente aos processos de divergência em outras regiões. É importante ressaltar que os terrenos descendentes de Rodínia configuraram blocos (como São Francisco-Congo, Rio de La Plata) que foram protagonistas e responsáveis pela maneira com que os processos que levaram à configuração e caracterização das províncias atualmente reconhecidas atuaram. [4]

Diversos eventos tectônicos, sedimentares, magmáticos e metamórficos ocorreram durante o ciclo, que, apesar de seu caráter diacrônico, para fins didáticos pode ser subdivido nas seguintes fases:

  • (i) Início da quebra de Rodínia, com instalação de bacias do tipo rifte (~950Ma-800Ma);
  • (ii) Formação de oceanos com instalação de bacias do tipo margem passiva e arcos de ilhas intra-oceânicos (~890Ma-800Ma);
  • (iii) Constituição de arcos magmáticos e arcos de margem continental ativa (790Ma-585Ma);
  • (iv) Primeiros eventos colisionais (~770Ma);
  • (v) Eventos colisionais principais, com importantes episódios tectônicos, constituições de cinturões de dobras e cavalgamentos, metamorfismo de alta pressão e granitogênese (630Ma-575Ma) ;
  • (vi) Evento colisional terminal, a Orogênese Búzios (~520Ma);
  • (vii) Etapa pós-colisional, com colapso dos Orógenos recém constituídos, soerguimento regional e magmatismo bimodal (510Ma-490Ma).

São reconhecidas principalmente três províncias estruturais brasilianas, caracterizadas por registrarem elementos importantes da colagem brasiliana em seus domínios, sendo majoritariamente localizadas no território brasileiro:

  • Província Borborema (nordeste)
  • Província Tocantins (centro-leste, parte do centro-oeste)
  • Província Mantiqueira (leste-sudeste)

Província Borborema[editar | editar código-fonte]

Localizada no nordeste do Brasil, entre os crátons São Luís e do São Francisco, a Província Borborema é um terreno complexo composto principalmente por faixas dobradas neoproterozoicas (apenas uma é um cinturão mesoproterozoico retrabalhado) e maciços do embasamento, tendo sido constituída durante a colagem brasiliana.

O padrão estrutural exibe uma distribuição em leque comandado por extensas zonas de cisalhamento, fruto de uma tectônica de escape, e por lineamentos que eram as regiões preferenciais para a acomodação dos últimos movimentos pós-colisionais na província. Outra característica notável é o um extenso registro de plutonismo brasiliano que ocorreu em diferentes momentos de 730Ma até 500Ma [5] , e que constitui mais de 30% de toda a província. Associações vulcano-sedimentares, incluindo as associações de rochas ultramáficas félsicas, máficas e restritas, bem como granitos orogênicos e/ colisionais, são dominantes na província, com registro de magmatismo de arco com assinaturas isotópicas juvenis [6]. Segundo De Wit et al. (2005, 2008), é provável que unidades da Província Borborema também ocorram nos domínios pan-africanos, de Camarões ao sul do Sudão.

Devido a sua complexidade estrutural, a Província Borborema é comumente subdivida em quatro terrenos principais, com base em sua natureza e composição:

  • Domínio Médio Coreaú

Localiza-se a oeste do Lineamento Transbrasiliano, e contém uma borda do cráton de São Luís-África Ocidental retrabalhada, além de fragmentos aprisionados de dois cinturões de dobramentos: Faixa Ubajara, mais proximal (pelítico-carbonático), e Faixa Martinópole, (vulcano-sedimentar) mais distal. O Domínio Médio Coreaú também é caracterizado por possuir depósitos clásticos imaturos, com contribuição vulcânica (Grupo Jaibaras), e stocks graníticos, que ocorrem desenvolvidos ao longo do Lineamento Transbrasiliano.

  • Domínio Setentrional

O domínio Setentrional se encontra entre os lineamentos Transbrasiliano (NE-SW) e Patos (WE), e é caracterizado por exposições quase contínuas do embasamento Paleoproterozóico na forma de núcleos arqueanos locais, que foram retrabalhados em diferentes graus durante a colagem Brasiliana. Os cinturões que o constituem são formados por coberturas sedimentares e vulcano-sedimentares do Paleoproterozóico Superior – Jaguaribeana - Oeste Potiguar - e principalmente de idades Neoproterozóicas, como Rio Curu -Independência, Guaramiranga-Canindé, Ceará Central, e Seridó, sendo esta a área clássica da província. Os cinturões presentes estão distribuídos do oeste a leste, com tendências estruturas N-NE, todos marcados por atividades de granitogênese e cisalhamento do Brasiliano. O embasamento desse domínio foi provavelmente um segmento de Atlântica, um supercontinente paleoproterozóico[7], que foi trazido à atual posição pelas ações consecutivas das orogenias Carirís Velhos (mesoproterozóico) e pelo próprio Brasiliano.

  • Domínio Central (Zona Transversal)

Situado entre os lineamentos de Patos (E-W) e Pernambuco (E-W) na parte central da província, o Domínio Central caracteriza-se pela presença de uma faixa de dobramentos vulcano-sedimentares de idade tardia Mesoproterozóica / Neoproterozóica (além de alguns outros cinturões neoproterozóicos), que parecem representar um desenvolvimento completo de um ciclo wilsoniano (orogenia Cariris Velhos). Ao norte dessa faixa há o cinturão neoproterozoico Piancó, representadas por rochas vulcano-sedimentares mais jovens que 630 Ma, e os granitos introduzidos entre 620 e 570 Ma. Uma rede de zonas de cisalhamento transecta esse domínio, em qual ocorre retrabalhamento das duas faixas de dobramentos citadas, representando uma dase tarde de tectônica de escape, principalmente entre 540-500Ma, quando novas assembléias vulcano-sedimentares e corpos plutônicos (granitos alcalinos) foram formados e colocados. Esse processo geodinâmico foi causado pela convergência oblíqua dos domínios do norte, Potiguar e África Ocidental-Parnaíba contra a zona orogênica dos Cariris Velhos, com o desenvolvimento de importantes anomalias térmicas ao longo das zonas de cisalhamento (até 700oC) e eventos lentos de esfriamento (de 580 a 500 Ma). [8]

  • Domínio Meridional (Perifranciscano)

Localizado ao sul do lineamento de Pernambuco, é caracterizado pela evolução dos sistemas orogênicos (derivado das margens continentais anteriores) do limite norte do Cráton do São Francisco. Estes cinturões são compostos por margens continentais passivas aglomeradas que gradualmente evoluíram para sedimentos vulcano-sedimentares e sedimentos de águas profundas (para o norte), com indícios de oceanos e zonas de subducção[9]. Esses indícios têm sido encontrados nas zonas distais do cinturão do Riacho do Pontal (unidade Monte Orebe) e também no interior (unidade Canindé) do Cinturão Sergipano.

Esses domínios se encontram divididos por grandes zonas de cisalhamento (ZC) de direção leste-oeste, sendo a zona de cisalhamento de Patos o limite entre os domínios Setentrional e Central, e a zona de cisalhamento de Pernambuco o limite os domínios Central e Meridional, com exceção do limite entre os terrenos Médio Coreaú e Setentrional, os quais são limitados por um estrutura noroeste-sudoeste.

Província Mantiqueira[editar | editar código-fonte]

A Província Mantiqueira é um compartimento geotectônico situado a leste dos crátons São Francisco e Rio de La Plata/Paraná, formado ao final do Neoproterozóico e início do Paleozóico, de extensão NE-SW, com mais de 3.000 km de comprimento. Esta engloba os orógenos Araçuaí, Ribeira, Brasília meridional, Dom Feliciano e São Gabriel, que se distribuem desde o sul da Bahia até o Rio Grande do Sul [10].

A Província desenvolveu-se durante a Orogênese neoproterozoica Brasiliano-Pan Africana, a qual resultou na amalgamação do paleocontinente Gondwana Ocidental e constitui, juntamente com a extremidade meridional da Província Tocantins, o arcabouço pré-cambriano do sudeste brasileiro. É estruturada por uma sucessão de cinturões de empurrão e dobramento, controlados por distintos sistemas transpressivos de cavalgamento em direção às margens cratônicas, em que a maioria desses cinturões corresponde a orógenos colisionais desenvolvidos durante a colagem neoproterozoica/cambriana [11].

Foi proposta a seguinte subdivisão tectono-estratigráfica para a descrição de cada orógeno [12]:

  • Rochas do embasamento cristalino mais antigas que 1.7 Ga;
  • Sucessões intracrâtonicas paleoproterozóicas a mesoproterozóicas;
  • Sucessões de margem passiva neoproterozóicas;
  • Arcos magmáticos associados a configurações de margem continental intraoceânica e ativa

(790 Ma a 585 Ma);

  • Granitóides sin-colisionais relacionados a diferentes episódios colisionais;
  • Sucessões sedimentares orogênicas tardias e magmatismo bimodal relacionado.

A evolução tectônica da Província Mantiqueira possui caráter diacrônico, em que há variação lateral de idade das etapas sincolisionais. Dessa maneira, esta fase ocorreu na extremidade sul do Orógeno Brasília há aproximadamente 630 Ma, cerca de 50 Ma antes do estágio sincolisional (ca. 580 Ma) relativo aos orógenos Araçuaí e Ribeira. Além disso, o diacronismo da evolução desta província também é marcado pela granitogênese pré-colisional, que ocorreu há cerca de 880 Ma e 750-730 Ma no Orógeno São Gabriel; há cerca 790 Ma e 635-605 Ma no Orógeno Ribeira e há cerca de 630-585 Ma no Orógeno Araçuaí [13].

Província Tocantins[editar | editar código-fonte]

A Província Tocantins é uma mega-entidade litotectônica, de extensão N-S, formada pelo amalgamento de três blocos: o Cráton São Francisco-Congo, o Cráton Amazônico e o Cráton Paranapanema (situado sob a Bacia do Paraná, ao final do Neoproterozóico, no ciclo orogênico Brasiliano-Pan Africano. Essa província compreende as Faixas Araguaia e Paraguai, na fronteira com o limite leste do Cráton Amazônico, e a Faixa Brasília, na margem oeste do Cráton São Francisco. [14].

Os estudos atuais acerca da Província Tocantins indicam um cenário de oceano aberto formado a aproximadamente 900 Ma, entre os Crátons São Francisco, Amazonas e Paranapanema. A subducção teria início em 890 Ma, criando um sistema de arco de ilhas em Arenópolis e Mara Rosa [15]. Os crátons São Francisco e Paranapanema foram suturados em torno de 750-790 Ma, gerando a porção sul da Faixa de Dobramentos Brasília. Uma parte do terreno de arco jovem colidiu com o Maciço de Goiás, por volta de 760 Ma. Por volta de 630-600 Ma ocorreu o fechamento final com a colisão dos Crátons Amazônico e São Francisco/Paranapanema, fechando o Oceano de Goiás e gerando a maioria das estruturas atuais do Brasil central.

Em resumo, os principais componentes da Província Tocantins são:

  • Faixa Brasília
    • Arco magmático de Goiás
    • Maciço de Goiás
    • Complexo Anápolis-Itauçu
  • Faixa Araguaia
  • Faixa Paraguai

Os principais e mais expressivos cinturões orogênicos edificados durante a orogenia brasiliana foram as Faixas Brasília, Araçuaí e Ribeira, melhor descritos nos tópicos seguintes.

Faixa Brasília[editar | editar código-fonte]

A Faixa Brasília, localizada no Brasil Central, é um complexo orógeno Neoproterozóico de aproximadamente 1200km de comprimento e 300km de largura formado na porção ocidental do Gondwana. Ela foi formada durante a convergência dos crátons da Amazônia, São Francisco-Congo, Paranapanema (Rio de La Plata) e outros blocos alóctones menores, como o Maciço de Goiás [16]. Ela é dividida em duas porções: a meridional, gerada pela interação do Cráton são Francisco e Paranapanema e a porção setentrional, originada da colisão do Cráton São Francisco com o Amazônico.

Os estudos sobre a evolução tectônica desse terreno se baseia principalmente em dados geocronológicos, assim, a geologia da Faixa Brasília pode ser dividida nas seguintes unidades tectônicas: as sequências supracrustais do cinturão de dobras e cavalgamentos, com a cobertura cratônica; os terrenos de alto grau Neoproterzóicos (Os complexos Uruaçu e Anápolis-Itauçu) ; três grandes complexos máfico-ultramáficos de Barro Alto, Niquelândia e Canabrava, e sequênicas vulcano-sedimentares associadas; e o Arco Magmático de Goiás. [17]

As sequências metassedimentares presentes consistem nos Grupos Paranoá, Canastra, Ibiá, Araxá e Bambuí. Eles compõem uma extensa e espessa pilha de sedimentos, com cerca de 1000km de extensão, na direção norte-sul, na borda oeste do Cráton São Francisco [18]. São observadas falhas de empurrão de escala regional, com mergulho para oeste, falhas reversas e nappes que separam as principais unidades estratigráficas e indicam movimento com sentido para leste. [19]. Essas sequências são interpretadas como uma unidade de margem passiva depositada na plataforma continental do palocontinente São Francisco [20].

O Arco Magmático de Goiás é a porção que representa um dos mais expressivos episódios de acresção crustal juvenil durante o amalgamento do Gondwana, ele é exposto em duas áreas principais, separadas pelo Maciço de Goiás. Ao sul ele é conhecido como Arco de Arenópolis, e a norte como Arco Mara Rosa. Sua evolução iniciou a cerca de 990 Ma, em arco de ilhas intraoceânicas [21], e o último evento magmático regional ocorreu entre 630-600 Ma durante o fechamento do Oceano Goiás-Pharusiano [22]. Ele é formado por sequências supracrustais que contém rochas metavulcânicas calci-alcalinas, entre outras e unidades plutônicas calci-alcalinas, de composição variando entre gabro e granito, com grandes volumes de tonalitos [23].

Os terrenos Neoproterozóicos de alto grau se encontram na porção central da Faixa Brasília. O Complexo Uruaçu é uma pequena área na parte central do Maciço de Goiás. Ele é estruturalmente complexo e consiste em ortognaisses quartzo-dioriticos e paragnaisses com silimanita-cordierita. O Complexo Anápolis-Itauçu constitui uma longa zona de direção NW-SE de rochas de alto grau metamórfico, entre o Arco Magmático de Goiás e as rochas de menor grau do Grupo Araxá. Os contatos geológicos são distintos por zonas de cisalhamento de alto ângulo na porção norte e por nappes de baixo ângulo na porção sul, o que dificulta uma boa distinção entre a unidades [24]. Existem três associações principais de rocha nesse complexo, sendo elas ortogranulitos, paragranulitos e intrusões graníticas, que são produtos da anatexia das unidades metassedimentares do Grupo Araxá [25].

Os Complexos Máficos e Ultramáficos de Barro Alto, Niquelândia e Canabrava são de idade Mesoproterozoica, e definem um cinturão de 300 km na porção centro-norte da Faixa Brasília. Eles são interpretados como uma única estrutura de escala regional, que foi quebrada durante o Brasiliano, gerando os três corpos individuais [26]. Eles são compostos por leucotroctolitos, leucogabros, anortositos, dunitos, piroxenitos e gabronoritos.

Faixa Araçuaí[editar | editar código-fonte]

A Faixa Araçuaí é definida como uma parte do domínio metamórfico externo do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental [27], que corresponde a uma faixa de dobramentos brasilianos situada em Minas Gerais e regiões vizinhas da Bahia. A Faixa, juntamente com o segmento crustal compreendido entre ela e a margem continental brasileira (Província Mantiqueira Setentrional), encontra correspondência na faixa Pan-Africana Oeste Congolesa. É entendida como uma faixa do “‘tipo alpino’’’ de rochas muito deformadas em que o metamorfismo cresce no sentido contrário à deformação. É limitada pelo Cráton do São Francisco (a norte e noroeste) e pela Faixa Ribeira (a sul). A leste, a Faixa faz parte do sistema orogênico Brasiliano-Pan-Africano do Gondwana Ocidental.

Neste contexto, a Faixa Araçuaí configura um orógeno colisional do tipo confinado, intermediário entre os típicos orógenos de margem de placa (intercratônico) e os intracontinentais (intracratônicos), em que sua evolução deu-se a partir de uma bacia marinha interior (“inland-sea basin”) parcialmente oceanizada, com ligação continental entre os crátons. Assim, os componentes geotectônicos presentes são depósitos de margem passiva, lascas ofiolíticas, zona de sutura, arco magmático, granitos sin-colisionais e plutonismo pós-colisional [28].

A evolução tectônica do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental pode ser resumida em cinco estágios principais, sendo eles i) bacia precursora Macaúbas; ii) convergência inicial; iii) colisional; iv) escape lateral da porção sul; e v) do colapso gravitacional [29].

i) O estágio de rift da bacia precursora desenvolveu-se há cerca de 660 Ma e gerou duas margens passivas, conectadas pelo que viria ser a ponte cratônica Bahia-Gabão [30]. Este estágio foi responsável por gerar significativa quantidade de litosfera oceânica que viria a participar na geração de magmas para o arco magmático durante a subducção.

ii) A convergência inicial ocorreu por volta de 630 Ma, em que a colisão envolvendo a península São Francisco e a placa Paraná ou Rio de La Plata [31] foi responsável por induzir à distância o fechamento da bacia Macaúbas por meio da convergência de suas margens opostas. Corresponde ao estágio acrescionário responsável pela geração da suíte G1 (Arco Rio Doce) que é constituída, predominantemente, por tonalito e granodiorito, formados em ambiente de arco magmático de margem continental ativa [32].

iii) A etapa colisional se deu entre 580 e 560 Ma, iniciando-se pelo norte e avançando progressivamente para sul, de modo que a colisão das margens opostas da bacia precursora promoveria a propagação de frentes de empurrão para as zonas cratônicas, bem como o soerguimento da cadeia montanhosa [33]. Essa etapa foi responsável por gerar grandes volumes de granito G2 peraluminoso oriundo de fusão parcial de protólitos sedimentares, atualmente representados pelas extensas unidades xistosas e complexos paragnáissicos.

iv) O escape lateral ocorreu na porção sul do núcleo cristalino, entre 560 e 535 Ma [34]. Essa fase consiste em quatro grandes zonas transcorrentes dextrais, que se formaram em estágio posterior à propagação das frentes de empurrão em direção aos crátons, em que houve escape de material em direção a sul devido à máxima aproximação entre o extremo sul da península São Francisco e a margem do continente do Congo.

v) A etapa final da evolução tectônica do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental consiste no colapso gravitacional que ocorreu entre 520 e 490 Ma. O colapso se deu devido à sobrecarga gravitacional (gerada pelas cadeias montanhosas formadas durante a orogênese) sobre a litosfera aquecida [35] em que houve fluxo lateral da sua porção basal e abatimento das porções superiores, acomodado por sistemas de zonas de cisalhamento normais. Essa fase foi responsável pela geração da Zona de Cisalhamento Chapada Acauã e demais estruturas distensionais observadas principalmente nas porções central e norte do orógeno, além da geração das suítes graníticas G4 e G5 pela fusão crustal e mantélica.

Resumidamente, a arcabouço estrutural da Faixa Araçuaí é composto por dez compartimentos tectônicos [36], sendo eles:

  • O Cinturão de Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional
  • A Zona de Cisalhamento da Chapada Acauã
  • A zona de dobramentos de Salinas;
  • O Corredor Transpressivo de Minas Novas;
  • A saliência do Rio Pardo e sua zona de interação com o Aulacógeno do Paramirim;
  • O Bloco de Guanhães;
  • A Zona de Cisalhamento de Dom Silvério e estruturas associadas;
  • A Zona de Cisalhamento de Itapebi e estruturas associadas;
  • O núcleo cristalino (i.e., a zona interna de alto grau que representa o núcleo do orógeno);
  • O Cinturão Oeste-Congolês.

Faixa Ribeira[editar | editar código-fonte]

A Faixa Ribeira, ou Orógeno Ribeira, está situada nas região entre os estados Minas Gerais, São Paulo e Rio de Janeiro. Geologicamente, é limitado pelo Cráton São Francisco a N-NW, pela Faixa Araçuaí a N-NE, pela Faixa Brasília, a W-NW e pela Faixa Apiaí e Cráton Luis Alves, a sul. Essa faixa é subdividida em 5 terrenos tectono-estratigráficos, separados por falhas de empurrão ou zonas de cisalhamento oblíquas, que são: Ocidental, Paraíba do Sul, Embu, Oriental e Cabo Frio [37].

Inserido no contexto da Província Mantiqueira, o Orógeno Ribeira foi formado a partir do chamado evento Colisional II (ca. 590-560 Ma) [38] [39], no fechamento do Oceano Adamastor, que envolveu o Cráton São Francisco, Congo, Paranapanema e outras placas e/ou microplacas situadas a leste. Essa colisão gerou um empilhamento de massa de leste para oeste-noroeste, resultando assim, em estruturas geológicas na direção preferencial NE-SW. Os efeitos desse evento também atingiram a Faixa Brasília, que resultou na complexa Zona de Interferência entre os dois orógenos. A Faixa Ribeira ainda apresenta uma colisão tardia, no evento Colisional III (ca. 520-510 Ma), no Terreno Cabo Frio [40].

As rochas pertencentes ao embasamento das bacias mesopropterozoicas e neoproterozoicas da Faixa Ribeira, afloram em grande proporção, de idades mais velhas que 1,7 Ga. Essas rochas são representadas por faixas arqueanas do tipo greenstone belt, intrusões ígneas bimodais, gnaisses, granulitos e granitoides [41].

No Mesoproterozoico, duas bacias sedimentares intracontinentais de baixo grau de deformação e metamorfismo foram definidas [42]. A bacia São João Del Rei é composta por uma sucessão quartzítica de aproximadamente 1000 m de espessura, de evolução paleoambiental de ambiente de plataforma rasa à deltaico [43]. A bacia Carandaí, que ocorre sobre a bacia São João Del Rei, ou diretamente sobre o embasamento é composta por uma intercalação de rochas carbonáticas e pelíticas.

As bacias do Neoproterozoico, são as precursoras do Orógeno Ribeira, e representam, na sua maioria, bacias sedimentares de margem passiva. Porém, em sua porção interna, há sequências que supostamente surgiram durante a Orogênse Brasiliana, em bacias de ante-arco e retro-arco. A Megassequência Andrelândia, na região adjacente ao Cráton São Francisco, é a principal sequência deposicional neoproterozoica e é representada por diversas sucessões metassedimentares associadas a rochas metaígneas máficas [44].

Faixa Dom Feliciano[editar | editar código-fonte]

A Faixa Dom Feliciano, inserida no segmento sul da Província Mantiqueira, está localizada no leste do Uruguai, se estendendo até o sul do Brasil. Foi gerada a partir da colagem dos domínios oceânicos e fragmentos continentais entre os crátons Rio de La Plata, Congo e Kalahari e foi fortemente deformado e migmatizado entre cerca de 650 e 620 Ma[45]. De oeste para leste, pode ser dividido em 3 compartimentos principais [46]:

O terreno São Gabriel está na região oeste da Faixa Dom Feliciano, com uma forma alongada seguindo a direção N20º/30ºE. Suas unidades são fortemente controladas por zonas de cisalhamento, e podem ser divididas em 3 associações petrotectônicas. O Prisma Acrescionário Palma, onde ocorrem complexos ofiolíticos, com xistos magnesianos, serpentinitos e anfibolitos, e arcos magmáticos, (Arco de Passinho e São Gabriel) representados por sequências metavulcanossedimentares (0,89 – 0,68 Ga).

O terreno Tijuca (2,35 – 0,78 Ga), em contato tectônico com o terreno São Gabriel a oeste, está alongado segundo N30º/40ºE e a leste está limitado pelo batólito de Pelotas. É composto por um embasamento peloproterozoico ortognaissico dos complexos Encantados e Vigia, metagranitos estaterianos Seiva e rochas metavulcânicas e metassedimentares neoproterozoicas do Complexo Porongos.

Por fim, os batólitos Florianópolis-Pelotas-Aigua (0,65 – 0,54 Ga), alongados segundo a direção N50º/70ºE, são compostos por um conjunto suítes graníticas Ediacaranas. Esses granitoides tem primeiramente um caráter metaluminoso e peraluminoso, sendo cálcio-alcalino com alto K, seguido de um magmatismo alcalino, e, por fim, por intrusões peralcalinas em menor quantidade.

Sua evolução se deu a partir de três eventos orogênicos principais, que são chamados de Passinho (0,90 – 0,86 Ga), São Gabriel (0,77 – 0,68 Ga) e Dom Feliciano (0,65 – 0,54 Ga)[47]. O fechamento do oceano Charrua foi o responsável pela construção neoproterozoica da Faixa Dom Feliciano, durante os eventos Passinho e São Gabriel, também influenciada pela posterior colisão entre os sistemas de arco de mesmo nome, com a microplaca Nico Perez. O evento Dom Feliciano ocorreu nos estágios finais da orogênese brasiliana, durante o fechamento do oceano Adamastor e colisão dos crátons Rio de La Plata e Kalahari.

VER TAMBÉM[editar | editar código-fonte]

Ciclo de Wilson

Cráton

Orogénese

Lista de unidades estratigráficas do Brasil

Bacia sedimentar

Província Borborema

ARTIGOS SUGERIDOS[editar | editar código-fonte]

Schobbenhaus, C., & Brito Neves, B. B. de. (2003). A geologia do Brasil no contexto da Plataforma Sul-Americana. In Geologia, tectônica e recursos minerais do Brasil = Geology, tectonics and mineral resources of Brazil : texto, mapas & SIG. Brasília: CPRM.

Porada H. 1989. Pan-African rifting and orogenesis in southern to equatorial Africa and Eastern Brazil. Precambrian Res., 44: 103-136.

  1. ↑ Brito Neves, B. B. de. 2011. Glossário de geotectônica. São Paulo: Oficina de Textos.
  2. ↑ Hasui, Yociteru. 2010. A grande colisão pré-cambriana do Sudeste brasileiro e a estruturação regional. Geociências. UNESP.
  3. ↑ Brito Neves, B.B. & Campos Neto, Mario & Fuck, Reinhardt. (1999). From Rodinia to Western Gondwana: An approach to the Brasiliano-Pan African Cycle and orogenic collage. Episodes. 22. 155-166.
  4. ↑ Brito Neves, B.B. Campo Neto, M.C. Fuck, RA. 1999. From Rodinia to Western Gondwana: An approach to the Brasiliano-Pan African Cycle and orogenic collage. Episodes 22(3): 155-166.
  5. ↑ Brito Neves, B.B. & Campos Neto, Mario & Fuck, Reinhardt. (1999). From Rodinia to Western Gondwana: An approach to the Brasiliano-Pan African Cycle and orogenic collage. Episodes. 22. 155-166.
  6. ↑ Brito-Neves, B.B.; Fuck, M. A.; Pimentel, M. M. (2014) The Brasiliano collage in South America: a review. Braz J Geol 44(3):493–518
  7. ↑ Rogers, J.J.W., 1996, A history of the continents in the past three billions years: Journal of Geology, 104: 91-107
  8. ↑ Corsini, M., Lambert de Figueiredo, L., Caby, R., Féraud, G., Ruffet, G. and Vauchez, A., 1998, Thermal history of the Pan-African/Brasiliano Borborema Province of northeast Brazil deduced from 40Ar/39Ar analysis: Tectonophysics, 285, 103-117
  9. ↑ Brito Neves, B.B. & Campos Neto, Mario & Fuck, Reinhardt. (1999). From Rodinia to Western Gondwana: An approach to the Brasiliano-Pan African Cycle and orogenic collage. Episodes. 22. 155-166
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