UNIVERSIDADE DE BRASÍLIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
UNIVERSIDADE DE BRASÍLIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
EVOLUÇÃO DOS TERRENOS
GRANULÍTICOS
DA PROVÍNCIA ESTRUTURAL TOCANTINS,
BRASIL CENTRAL
TESE DE DOUTORADO No 5
MANFREDO WINGE
Orientador:
Prof. José Caruso Moresco Danni
BANCA EXAMINADORA:
PROF. JOSÉ CARUSO MORESCO DANNI - UnB
PROF. REINHARDT ADOLFO FUCK - UnB
PROF. LEO AFRANEO HARTMANN - UFRGS
PROF. ARIPLÍNIO ANTÔNIO NILSON - UnB
PROF. JOHILDO SALOMÃO FIGUEIRÊDO BARBOSA- UFBA
Brasília, DF
março de 1995
Nota - Tese
disponibilizada: uso livre, parcial ou total, devendo ser citada a fonte
conforme a referência abaixo:
© Winge,M. 1995. Evolução dos
terrenos granulíticos da Província Estrutural Tocantins, Brasil Central.
Universidade de Brasília - Instituto de Geociências. Tese de Doutorado no
5.
Publicado na Internet disponível
em
OPÇÃO: DOWNLOAD DA TESE EM PDF (9Mb) exceto mapas
Dilema:
.."to overspecialize
is to risk becoming generally ignorant"
Nisbett,1987
"quem muito abarca
pouco aperta"
adágio cearense
lembrado pela ‘vó Dorinha
EVOLUÇÃO DOS TERRENOS GRANULÍTICOS DA PROVÍNCIA ESTRUTURAL TOCANTINS, BRASIL CENTRAL
CONTEÚDO
Resumo
Abstract
Agradecimentos
1.1.APRESENTAÇÃO
1.2. OBJETIVOS
1.3. LOCALIZAÇÃO E ASPECTOS FISIOGRÁFICOS
1.4. EVOLUÇÃO DOS TRABALHOS; ASPECTOS
METODOLÓGICOS
1.5. GRANULITOS E GRANULITIZAÇÃO: UMA BREVE
REVISÃO
1.5.1. Terminologia
1.5.2. Litotipos - características gerais
1.5.3. Metamorfismo granulítico: conceito e condições físico-químicas
1.5.4.Distribuição espacial e temporal dos granulitos
1.5.5.Os modelos geodinâmicos de geração das rochas granulíticas
2.SINOPSE DA GEOLOGIA REGIONAL
2.1.CONTEXTO GEOTECTÔNICO E
ESTRATIGRÁFICO
2.1.1.Quadro tectono-estratigráfico dos terrenos granulíticos
2.1.2.Aspectos da geologia regional
2.2.COMPLEXO CANA BRAVA
2.3.COMPLEXO NIQUELÂNDIA
2.4.COMPLEXO BARRO ALTO
2.4.1. Introdução
2.4.2. O segmento ocidental do Complexo Barro Alto
2.4.3.Relação entre coronitos/metagabros e metabasaltos na Região da Serra da Figueira
2.5.COMPLEXO ANÁPOLIS-ITAUÇU
2.5.1.Introdução
2.5.2.Comparação com os complexos ao norte da Mega-inflexão
2.5.3. Características do Complexo Anápolis-Itauçu em sua porção setentrional
3. O COMPLEXO ANÁPOLIS-ITAUÇU A OESTE DE ITAUÇU
3.1.INTRODUÇÃO
3.2. UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS ASSOCIADAS AO COMPLEXO
3.2.1.Sequência Anicuns-Itaberaí e Embasamento Granito-gnáissico
3.2.2.Sequência vulcano-sedimentar Mossâmedes
3.2.3.Grupo Araxá
3.2.4.Super Suite Plutônica Americano do Brasil
3.2.4.1.Suite Gabro-diorítica
3.2.4.2.Suite Tonalito-granítica
3.3.DOMÍNIO DOS TERRENOS GRANULÍTICOS
3.3.1. Área de ocorrência (Blocos Capelinha e Anápolis-Itauçu)
3.3.2.Caracterização dos terrenos granulíticos regionais e de seus contatos
3.3.3.Leptinitos e rochas associadas
3.3.4.Corpos máfico-ultramáficos
3.3.4.1.Intrusão Água Clara
3.3.4.2.Intrusão Fazenda Conceição
3.3.4.3.Outros corpos máficos intrusivos
3.4.DOMÍNIO DOS TERRENOS GNÁISSICO-ANFIBOLÍTICOS
3.4.1.Áreas de ocorrência
3.4.2.Caracterização
3.4.3.Ocorrências de supracrustais
3.4.4.Terrenos plutônicos e meta-plutônicos
3.4.4.1.Meta-quartzo-diorito de Camaquã
3.4.4.2.Meta-gabrodioritos a granodioritos. a sul de Araçu
3.4.4.3.Stock máfico-ultramáfico Córrego do Bálsamo
3.4.4.4.Complexo gabro-anortosítico Santa Bárbara
4.1. INTERPRETAÇÃO
TECTÔNICA DOS LINEAMENTOS REGIONAIS
4.2. GEOLOGIA ESTRUTURAL DA ÁREA DETALHADA
4.3.DISCUSSÃO
5.PETROGRAFIA, METAMORFISMO E TERMOBAROMETRIA
5.1. ASPECTOS
TEXTURAIS/ESTRUTURAIS DOS TERRENOS GRANULÍTICOS
5.2.GRANULITOS DO CINTURÃO CERES
5.2.1. Granulito do Rio Maranhão
5.2.2. Intrusiva de Vista Alegre - Complexo Barro Alto
5.2.3. Intrusão do Córrego do Guará - Complexo Barro Alto
5.2.4. Intrusiva do Córrego Mestre, Carmo do Rio Verde - Complexo Barro Alto
5.2.5. Associações na Serra da Figueira - Complexo Barro Alto
5.3. ASSOCIAÇÕES LITOLÓGICAS NO COMPLEXO ANÁPOLIS-ITAUÇU
5.3.1.Meta granito de Mato de Dentro e leptinitos associados
5.3.2. Intrusivas Água Clara - Faz.Conceição e corpos associados
5.3.3. Kinzigito do Córrego do Bagaço
5.3.4. Supracrustais
6.1. COMPLEXO CANA
BRAVA
6.2. COMPLEXO NIQUELÂNDIA
6.3. COMPLEXO BARRO ALTO
6.3.1. Sequência Serra de Santa Bárbara
6.3.2. Sequência Serra da Malacacheta
6.3.3. Sequência Juscelândia
6.4. COMPLEXO ANÁPOLIS-ITAUÇU
6.4.1. Metagranito Mato de Dentro e leptinitos associados
6.4.2.Intrusão de Água Clara, Fazenda Conceição e corpos associado
7.SINOPSE E APRECIAÇÃO DE DADOS GEOCRONOLÓGICOS
7.1.INTRODUÇÃO
7.2. SÍNTESE DA INFORMAÇÃO GEOCRONOLÓGICA
7.3. ANÁLISES Rb/Sr
7.4. DISCUSSÃO E INTERPRETAÇÃO DOS DADOS GEOCRONOLÓGICOS
8.1. A RELAÇÃO TERRENOS GRANULÍTICOS X
GREENSTONE
8.2. PROTÓLITOS
8.3. EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA E METAMÓRFICA
1-1 LOCALIZAÇÃO
DA ÁREA
1-2 METAMORFISMO GRANULÍTICO
1-3 CURVAS DO SOLIDUS GRANÍTICO E O CAMPO DOS
GRANULITOS
1-4 TERRENOS GRANULÍTICOS E GREENSTONE BELTS NO
BRASIL
1-5 GEODINÂMICA ISLÂNDICA
2-1 CONTEXTO GEOTECTÔNICO
2-2 MACIÇO ÁGUA BRANCA
2-3 MAPA DE ANOMALIA BOUGUER
2-4 COMPLEXO CANA BRAVA
2-5 PERFIL REGIONAL ESQUEMÁTICO DA REGIÃO DE
PALMEIRÓPOLIS
2-6 COMPLEXO NIQUELÂNDIA
2-7 ANÁLISES DE CROMITA DO COMPLEXO NIQUELÂNDIA
2-8 ANÁLISES DE CROMITA DE NIQUELÂNDIA
2-9 GEOLOGICAL MAP OF THE BARRO ALTO COMPLEX
2-10 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO DO COMPLEXO BARRO
ALTO
2-11 MAPA GEOLÓGICO DA REGIÃO DA SERRA DA
FIGUEIRA
2-12 COMPLEXO ANÁPOLIS-ITAUÇU
3-1 PERFIL ESQUEMÁTICO NE-SW A W DE ITAUÇU
4-1 ESQUEMA DA ORGANIZAÇÃO ESTRUTURAL
4-2 O RIFT ARAÍ E OCEANIZAÇÃO ASSOCIADA
4-3 DIAGRAMAS ESTRUTURAIS DA ÁREA DETALHADA
4-4 INDICADORES CINEMÁTICO EM SUPRACRUSTAIS JUNTO
AO BLOCO CAPELINHA
4-5 INDICADOR CINEMÁTICO COM SENTIDO REVERSO NO
SUL DA ÁREA
4-6 INDICADOR CINEMÁTICO NO CONTATO
GRANULITOS-GREENSTONE BELT
4-7 MODELOS DE RIFTS PARA COMPLEXOS AO NORTE E AO
SUL
5-1 DIAGRAMA TERMOBAROMÉTRICO DOS TERRENOS
GRANULÍTICOS
5-2 DIAGRAMA DE REAÇÕES METAMÓRFICAS
5-3 DIAGRAMA DE REAÇÕES METAMÓRFICAS
6-1 VARIAÇÃO ESTRATIGRÁFICA La/Yb NO COMPLEXO
NIQUELÂNDIA
6-2 DIAGRAMAS AFM E ALK - SEQUÊNCIA Sa.SANTA
BÁRBARA - C.B.ALTO
6-3 DIAGRAMAS ETR E SPIDER - SEQUÊNCIA Sa.SANTA
BÁRBARA - C.B.ALTO
6-4 DIAGRAMAS AFM E ALK - SEQUÊNCIA Sa.
MALACACHETA - C.B.ALTO
6-5 DIAGRAMAS QUÍMICOS - SEQUÊNCIA JUSCELÂNDIA
- C.B.ALTO
6-6 CONT. - DIAGRAMAS QUÍMICOS - SEQUÊNCIA
JUSCELÂNDIA - C.B.ALTO
6-7 DIAGRAMAS ETR E SPIDER - SEQUÊNCIA
JUSCELÂNDIA - C.B.ALTO
6-8 DIAGRAMAS ETR E SPIDER COMPARADOS - ROCHAS
MÁFICAS - C.B.ALTO
6-9 DIAGRAMAS ETR E SPIDER COMPARADOS - ROCHAS
ÁCIDAS - C.B.ALTO
6-10 VARIAÇÃO DOS ÓXIDOS MAIORES x SI - TRES
SEQUÊNCIAS - C.B.ALTO
6-11 DIAGRAMAS QUÍMICOS DE LEPTINITOS DO COMPLEXO
ANÁPOLIS ITAUÇU
6-12 DIAGRAMAS ETR E SPIDER - LEPTINITOS DO
COMPLEXO ANÁPOLIS ITAUÇU
6-13 DIAGRAMAS AFM E ALK - CORPO
MÁFICO-ULTRAMÁFICO DE ÁGUA CLARA
6-14 DIAGRAMAS ETR E SPIDER - INTRUSÃO FAZENDA
CONCEIÇÃO
6-15 DIAGRAMAS QUÍMICOS - COMPLEXOS
GRANULITIZADOS E SUPERSUITE
AM.BRASIL
7-1 ISÓCRONA Rb/Sr - GABRODIORITO SERRA DO
GONGOMÉ
7-2 DIAGRAMA Rb/Sr - SUPERSUITE AMERICANO DO
BRASIL
8-1 ESTRUTURA PROFUNDA NA COSTA NW DA NORUEGA
9-1 ESQUEMA DE EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA
2-1 SINOPSE ESTRATIGRÁFICA
3-1 ESTRATIGRAFIA LOCAL
3-2 UNIDADES LITODÊMICAS
3-3 COLUNA ESTRATIGRÁFICA DA REGIÃO MOSSÂMEDES-ANICUNS
1 GLOSSÁRIO DE ROCHAS
GRANULÍTICAS
2 DOCUMENTAÇÃO FOTOGRÁFICA: FOTOGRAFIAS
3 DOCUMENTAÇÃO FOTOGRÁFICA: FOTOMICROGRAFIAS
4 ANÁLISES QUÍMICAS DE ROCHAS
a - Complexo Anápolis-Itauçu
b - Região a oeste de
Itauçu,Goiás
c - Complexo Barro Alto
d - Complexo Barro Alto - Amostras do TF 1980
e - Normas CIPW
5 ANÁLISES QUÍMICAS DE MINERAIS
6 LISTAGEM SINTÉTICA DOS DADOS
7 MAPA GEOLÓGICO: COMPLEXO ANÁPOLIS-ITAUÇU,
A SW DE ITAUÇU
8 MAPA GEOLÓGICO REGIONAL:COMPLEXOS
GRANULÍTICOS DA PROVÍNCIA ESTRUTURAL TOCANTINS - BRASIL CENTRAL
9 MAPA DE PONTOS DA ÁREA DETALHADA
A Província Estrutural Tocantins corresponde à
região afetada diretamente pela colisão dos cratons do Amazonas, a oeste, e do São
Francisco, a leste, durante o Ciclo Brasiliano, do Neoproterozóico. Ela é integrada,
principalmente, por faixas metassedimentares proterozóicas (Araguaia, Uruaçu e
Brasília) e por compartimentos de embasamento granito-gnáissico-granulítico (Macico
Mediano de Goiás), de várias idades: desde arqueanos (terrenos granito-greenstone) até
neoproterozóicos (associados com sequências vulcano-sedimentares de acresção crustal
de arcos de ilha).
Os compartimentos granulíticos estão inseridos
em dois blocos de embasamento granito-gnáissico que têm mais de 300 km de extensão e 80
a 100 km de largura, dispostos em NE-SW, ao norte, e em NW-SE, ao sul, acompanhando os
lineamentos direcionais regionais. Estes blocos são limitados e cortados por sistemas
sub-ortogonais de falhas transcorrentes-transferentes, apresentando padrões de anomalia
gravimétrica que indicam sutura com espessamento crustal a leste.
No bloco setentrional, os terrenos granulíticos
são representados pelos complexos Cana Brava, Niquelândia e Barro Alto que congregam
sequências máfico-ultramáficas, com evolução gabro-norítica, e stocks
gabro-dioríticos até graníticos. Estas massas magmáticas apresentam relações
intrusivas entre si (bordas, contatos, xenólitos..) e são agrupadas em dois trends
geoquímicos: um de natureza tholeítica, alto Mg, e outro, derivado deste por
contaminação, do tipo cálcio-alcalino.
Os terrenos granulíticos do segmento meridional
são representados pelo Complexo Anápolis-Itauçu, constituído de crosta sializada, em
parte arqueana, com restos de rochas supracrustais, inserçoes de terrenos
gnáissico-anfibolíticos-migmatíticos e rochas plutônicas de várias gerações e
idades. Destacam-se nele vários stocks máfico-ultramáficos granulitizados que derivaram
de magma basáltico, alto Mg, o qual fracionou, em níveis de crosta profunda, rochas
análogas às dos complexos máfico-ultramáficos do segmento setentrional.
Os complexos máfico-ultramáficos do norte
distinguem-se dos do sul por apresentarem dimensões avantajadas, disposição linearizada
junto à sutura crustal, aloctonia com relação às encaixantes e associação, sempre em
contatos tectônicos, com sequências anfibolitizadas: 1) plutônicas, troctolito
gabro-anortosíticas (Serra dos Borges e Serra da Malacacheta), e 2) sequências
vulcano-sedimentares. Esta diferença é imputada à tectônica de rifteamento mais severa
e localizada ao norte, a qual teria evoluído até a formação de crosta oceânica (base
das sequências vulcano-sedimentares Palmeirópolis, Indaianópolis e Juscelândia),
enquanto que, ao sul, o Complexo Granulítico Anápolis-Itauçu, teria desenvolvimento
somente intra-siálico.
A intrusão dos complexos máfico-ultramáficos
granulitizados ocorreu no fim do Paleoproterozóico (idades U/Pb em zircão em rochas do
magmatismo híbrido entre 1,73 e 1,56 Ba.), durante evento extensional que originou a
formação de rift com depósitos de sedimentos clásticos, geralmente maduros, a
pelito-carbonáticos e carbonáticos com vulcanismo basal localizado (Grupos Araí, Serra
da Mesa e Araxá).
As sequências gabro-anortosíticas, ao norte,
mostram marcantes diferenças com relação às fácies máfico-ultramáficas
granulitizadas que, estruturalmente, lhes estão abaixo: 1) trend geoquímico: (teor em Fe
e padrão ETR), 2) metamorfismo (Pfluido e gradiente geotérmico). Estes fatos, além dos
contatos sistematicamente tectonizados e a não-ocorrência dos stocks intrusivos, indicam
que essas sequências não corresponderam ao topo de intrusões do tipo Bushveld. As
datações atribuindo idade semelhante à dos stocks granulitizados e o seu quimismo levam
a modelar essas sequências como decorrentes de uma fase intrusiva (magma alto Al,
parcialmente fracionado e com alta fO2), lateralmente deslocada com relação aos
complexos máfico-ultramáficos e antecedendo ao estágio final de ruptura siálica,
quando teriam se formado as bacias ensimáticas das sequências vulcano-sedimentares, em
um modelo geotectônico análogo ao que envolveu, provavelmente, o rifteamento do
Atlântico Norte. Fácies transicionais entre olivina-gabros coroníticos e metabasaltos
de fundo oceânico (Serra da Figueira, Complexo Barro Alto), apresentam coroas reacionais
cuja termobarometria indica colocação a ~10 km (~4kbar) de profundidade e
cristalização a 6000C, sendo, por isso, interpretadas como decorrentes de
magmatismo recorrente de fundo oceânico, similar ao das sequências
troctolito-gabroanortosíticas.
O fechamento destas bacias oceânicas deu-se,
provavelmente, por tectônica compressional e obducção sobre os complexos, com retomada
dos antigos planos de falhas lístricas, há cerca de 1,3 Ba.
As características das tramas
ígneo-metamórficas das rochas granulíticas evidenciaram que a granulitização ocorreu
em regime tectônico ativo com processos iterativos de blastese e de cominuição
cristalina que afetou, diferencialmente, o conjunto, permanecendo faixas ou bandas, de
variada espessuras, com estruturas/texturas, em parte reliquiares, em parte
granoblásticas, entre bandas variavelmente deformadas e metamorfizadas.
Os dados texturais, com plagioclásio e opx
ígneos preservados, sem a formação de granada magnesiana e cpx sódico, bem como as
determinações termobarométricas, indicam auge do metamorfismo granulítico entre 7 e
8,5 kbar e 700 a 9000C, ou seja, em condições da fácies granulito de baixa
pressão, a profundidades inferiores a 30 km. A trajetória das condições PT apresenta
provável sentido horário, sem ter desenvolvido paragêneses de alta pressão, típicas
da lapa de crosta duplicada. Consequentemente, a granulitizaçào ocorreu sob regime
térmico elevado e em crosta fina.
As datações do metamorfismo granulítico,
definidas alhures, indicam a separação causal entre a fase de rifteamento (intrusão dos
complexos máfico-ultramáficos) e a de granulitização. Esta teria ocorrido entre 770 a
820Ma, ao tempo em que se estruturava sistema de arcos de ilha em crosta oceânica, a
oeste, ou seja, antes da colisão continental, há cerca de 650 Ma. Admite-se evento de
estiramento litosférico e aquecimento mantélico granulitizando os complexos e suas
encaixantes em base de crosta afinada (profundidades entre 15 a 25km), em ambiente,
talvez, de plataforma continental.
A mudança para tectônica compressional, com
acoplamento de sistemas de arcos de ilha "Porangatu, ao norte, e
"Arenópolis", ao sul, teria acentuado a flexura da borda continental, e
reativado as antigas falhas lístricas, agora como falhas de empurrão. A forte vergência
deste diastrofismo foi condicionada em blocos transferentes, aproveitando antigas falhas
profundas de natureza transcorrente, com escapes laterais e frontais na supraestrutura,
originando inflexões estruturais (oroclinais) e extensas dobras em bainha.
A elevação estrutural das áreas granulitizadas
deu-se por falhamentos inversos em duas etapas principais retratadas por paragêneses
retrometamórficas:
1) na fácies anfibolito alto a médio, coincidente com as
paragêneses tipomorfas das sequências gabro-anortosíticas e vulcano-sedimentares do
norte e do Complexo Anortosítico Santa Bárbara e gabros, dioritos e granitos associados
no Complexo Anápolis-Itauçu, ao sul;
2) na fácies epidoto-anfibolito a xisto verde,
típica das sequências metassedimentares proterozóicas.
Esta última fácies retrata a colocação
alóctone final dos complexos granulitizados por obducção da infracrosta utilizando os
planos tectônicos antigos durante a máxima compressão orogenética.
A formação de pseudo-taquilitos nos granulitos,
posicionados em nível crustal elástico, ocorreu durante os movimentos orogenéticos
tardios.
The Tocantins Structural Province, Central Brazil,
consists of Proterozoic metassedimentary folded belts (Araguaia, Uruaçu and Brasília)
and ensialic basement rocks of various ages (from archaean granite-greenstone up to
neoproterozoic island arc roots) amalgamated in N-S structural trend during the
neoproterozoic continental collision between the Amazonas and the São Francisco cratons.
The sudied high grade mobile belts show always
tectonic limits following the main structural lineaments and are inserted into two crustal
blocks 80-100km wide limited by sutures. The suture at the eastern side shows higher
gravimetric contrast related probably to mantle elevation pushed over flexured crust
during inverse faulting directed to the foreland at east .
The northern belt (Ceres) is NE-SW oriented,
extends for more than 350 km and comprehends three granulitized mafic-ultramafic complexes
(Cana Brava, Niquelândia and Barro Alto) with a gabbronoritic trend. The complexes are
separated by transversal deep transference faults and by proterozoic metassedimentary
covering.
The southern segment is a NW-SE crustal block
(Complexo Anápolis-Itauçu), separated from the northern by a regional E-W structural
inflection (Pireneus Mega-inflection). With ca. 320 x 70 km long it is constituted of a
sialic crust, archaean in part, with supracrustal remnants with tectonics insertions of
amphibolie, migmatite gneissic terranes and plutonic rocks of various generations
including mafic-ultramafic granulitized complexes similar to the northern complexes. They
are variably disrupted by strong neoproterozoic tectonism of the Brasiliano Cycle. The
northern mafic ultramafic complexes differ from these by their bigger size, the more
allochtonous character and by the systematic association with anortositic massifs and
volcano-sedimentary sequence strucured over oceanic crust with back arc signature.
The evolution of these high grade terrains began
with an extensional tectonics, palaeo to mesoproterozoic in age affecting a sialic crust
with listric faulting that caused the inception of higher crust fragments in the medium to
lower crust while at the surface occurred the intrasialic rift accumulation
(Araí/Araxá/Serra da Mesa Groups). This process was more intense at the northern segment
favouring more melting and the huge intrusions derived from high Mg tholeitic magma in
batch arrivals conditioned to the evolution of the lithospheric stretching.
The progressive heating of the initially cold
sialic crust promoted by the magma advection began the generation of a hybrid
mafic-palingenetic magma (varying from gabbrodiorites to aluminous granites) with an
extensive brecciation of the already solidified mafic-ultramafic bodies. This event was
probably related to the increasing of the listric faulting with the detachment of higher
levels of the crust with consequent lowering of lithostatic pressure. Granitic magma
generated at favourable places rose in the crust and were located in the rift sedimentary
sequences or extruded as volcanics.
With the listric faulting the stretched crust with
the intrusions moved away laterally from the magmatic foccuses and then started a new
scenario with batches of a different magma, partially fractionated with more Al and higher
fO2 solidifiing as troctolite gabbro-anortositic massifs in a structure probably similar
to the transitional crust of NW Norwegian and SE Greenland coasts. This magmatism
preceeded a crustal rupture that gave place to the opening of ocean basins, probably
small, filled with volcano-sedimentary sequences. Transitional facies between olivine
gabbros and metabasalts occur at Serra da Figueira and are probably related to recurrent
magmatism installed in a ~10 km depth magma chamber. These olivine gabbros show
metamorphic coronas with static thermodynamic conditions around 6000C and
4kbar.
The closure of these ocean basins occurred at the
mesoproterozoic (1,3Ga) with a probably faint tectonics that obducted these supracrustal
and plutonic rocks over the sialic crust containing the older mafic ultramafic complexes
using the old listric planes.
The extensional tectogenesis (900-750Ma) of the
Brasiliano Cycle reactivated this region and the old structural surfaces pulling the old
complexes to lower positions in the crust were they, and the envolving sialic crust, were
heated and granulitized approximately at the same time that occurred the crustal rupture
at West giving rise to the neoproterozoic ocean in the Porangatu area at north and the
Arenopolis-Jaupaci area at South. The now epicontinetal Bambui basin was already installed
at cratonic areas. The clockwise path metamorphism developped low to medium pressure
metamorphic paragenesis with the termic peak at 700 to 9500C and 5 to 8,5kbar,
corresponding to 15 to 25 km depth in the crust what precludes the granulitization at
lower levels of a duplicated normal crust.
These sialic blocks were occurred the
granulitization worked as passive margin and probably were locally or periodically exposed
because of the diapiric tectonics promoted by granitic anatexis and/or granultic
metamorphism heating the sialic rocks.
With the changing of the tectonics from
extensional to compressional occurred the oceanic closure with island arc structures
overthrusting the borderland and flexuring the crust. The older faults were reworked and
the strong vergence directed to the east was in part conditioned into transference blocks
giving rise to structural inflections as the Pireneus Megainflection with fan shaped
(oroclines) frontal and lateral escapes in the suprastructure.
The obduction of the granulitic crust proceeded
during nappe tectonics in two steps recorded by retrometamorpic paragenesis:
1) in the high to medium amphibolite facies when
couppled with the anorthositic massifs in the northern segment and with the Santa Bárbara
anorthositic Complex and associated gabbro, diorite, monzonite and granite rocks at South;
2)in the epidote-amphibolite to green schist
facies typomorphic of the proterozoic metassedimentary cover. This facies represents the
final allochtonous movement of the granulites during the maxima compression at ~640Ma ago.
During the final uprising movements occurred fast
erosion of the belt with deposition of the terrigenous sedimentation (Tres Marias
Formation) in the foreland and the cooling of the metamorphic core complexes. Probably the
pseudotachilite veins where formed during seismic events in these final stages when the
granulites where already placed in the elastic levels of the crust.
Ao colega José Caruso Moresco Danni que orientou
a presente pesquisa, os sinceros agradecimentos.
Na evolução da presente pesquisa, alunos e
ex-alunos do curso de geologia da UnB colaboraram na montagem de banco de dados
geológicos (Geosist), em estudos petrogenéticos, em processamento geocartográfico e de
imagens de satélite, entre outras atividades, destacando-se Felisberto Pereira de Castro
Jr, Fernando Pereira da Rocha Thomsen, Patrícia de Araújo Romão, Adriana Chatack
Carmelo, Márcia Regina Silva Cerqueira, Claudemiro Gomes da Silva Jr, Divino Fernando
Rodrigues Fleury.
O processamento de imagens de satélite e de
informações geocartográficas permitiu aprimorar contatos e lineamentos tectônicos;
nesta parte da pesquisa contei com a colaboração dos colegas Prof. Paulo Roberto
Meneses, chefe do Laboratório de Sensoriamento Remoto do Departamento de Geologia Geral e
Aplicada da UnB, e Newton Moreira de Souza, do Departamento de Engenharia Civil.
As análises de microssonda foram realizadas no
Laboratório de Microssonda do Departamento de Mineralogia e Petrologia da UnB onde contei
com a preciosa ajuda dos colegas Prof. José Carlos Gaspar, Prof. Nilson F. Botelho,
Antônio G.G. Conceição e Anete M.Oliveira.
Ao colega Prof. Márcio Pimentel, os sinceros
agradecimentos pelas inúmeras dicas em uso de computação gráfica, pela
colaboração na redação final do abstract, e, naturalmente, em questões de
geocronologia inclusive pelo encaminhamento e processamento de análises geocronológicas
que contou, também, com a colaboração da então aluna estagiária Joseneusa no
Laboratório de Geocronologia do Departamento de Geologia Geral e Aplicada da UnB.
O colega Prof. Reinhardt A. Fuck forneceu
resultados de análises inéditas de rochas do Complexo de Barro Alto e material
bibliográfico diverso, incluindo teses inéditas de grande importância para o trabalho,
além de colaborar na revisão redacional da tese, pelo que externo meus agradecimentos.
Muitos outros colegas colaboraram de diversas
formas na realização deste trabalho, seja através de fornecimento de bibliografia, de
software, de dados e/ou de troca de idéias sobre o assunto em foco destacando-se Prof.
Ariplínio Antônio Nilson, pelo apoio e estimulantes discussões e revisão redacional da
tese, Prof. Cesar F. Ferreira Filho, também pelo auxílio na versão do resumo para o
inglês, Prof.Hardy Jost, Prof. José Oswaldo de Araújo Filho, Prof. Luiz José Homem Del
Rey Silva, Francisco Oliveira da Silva, Nilo Sérgio de Vargas Nunes, Renato de Morais..
e, pelo apoio no estudo da caracterização geotermobarométrica, o Prof. Antônio Carlos
Buzolin C. de Vasconcelos.
As análises químicas de rochas, exceto os ETR,
analisados na GEOSOL, foram realizadas no LAGEQ-Laboratório de Geoquímica do GRM/G/UnB,
cabendo destacar a colaboração do colega Geraldo Boaventura.
Aos técnicos preparadores de lâminas e seções
polidas Laurindo Rodrigues da Costa Filho, Francisca das Chagas Morais e Adalgisa
Ferreira, ao desenhista Eris Neiva, aos técnicos de apoio do Laboratório de Microssonda,
Nelson e Onésio e demais funcionários que auxiliaram agradeço a valiosa colaboração.
O CNPq subsidiou parcialmente os trabalhos de
campo e de laboratório em projetos de auxílio pesquisa e com bolsas de iniciação
científica e a UnB subsidiou as análises de ETR, parte das viagens ao campo e outros
serviços através do sistema de apoio SOS-Pesquisa do DPP - Decanato de Pesquisa e
Pós-graduação.
Finalmente, Stella, Bruno e Erika, esposa e filhos, agradeço a
enorme paciência e incentivo diuturno nesta jornada que foi mais longa do que o previsto.