. REGIONES CRATONIZADAS SUDAMERICANAS CON EDADES Tm > 1,5 Ga
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| Esquema mostrando el diseño de las grandes provincias geológicas sudamericanas | Esquema mostrando el diseño de las grandes provincias geológicas sudamericanas | |
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CRATON DE SAO FRANCISCO El Cratón de São Francisco, en el nordeste de Brasil contiene un núcleo arqueano y dos tramos de un orogeno colisional desarrollado entre 2.1 y 1.9 Ga, durante el episodio generalmente conocido como el evento Transmazoniano. El núcleo arqueano tiene aprox. 1200 km de largo y 500 kilómetros de ancho y está cubierto casi en su totalidad por sucesiones sedimentarias Proterozoicas y Fanerozoicas, que se acumuló en dos distintas cuencas: la cuenca del São Francisco y el Aulacógeno Paramirim. La parte norte del Cratón en el estado de Bahía alberga una faja de 300 km de ancho y 600 km de edad Paleoproterozoica de anfibolita a rocas de facies de granulitas que comprende tres bloques arqueanos distintas y un arco magmático Neoarqueanos/Paleoproterozoico (Barbosa y Sabaté, 2004) La asociacion de rocas Paleoproterozoicas de este cinturón se compone de intrusiones ácidas, básicos, y ultrabásicas relacionadas con un evento de rifting aprox. a los 2,5 Ga , una secuencia de 2.2-2.1 Ga , de estratos aluviales y de cuenca de antepaís marinos y una suite granitica de ca. 2.0 Ga post-collisional. El cinturón Mineiro (Teixeira y Figueiredo 1991, Teixeira et al. 2000), situado en el extremo sur del cratón, en las montañas de Minas Gerais, consiste en un basamento arqueano, 2.5-2.0 Ga de margen pasivo a cuenca de antepaís y un gran volumen de rocas graníticas. La sección Paleoproterozoico está mejor expuesta en el distrito minero conocido como el Quadrilátero Ferrífero (Cuadrángulo de hierro).
La parte norte del Cratón de São Francisco (Almeida, 1977, Alkmim et al. 1993) formado por un dominio orogenico Paleoproterozoico abarca 600 km de largo y 300 km de ancho, que forman una faja de tendencia NS- en el estado oriental de Bahía. Esta faja puede considerarse como la parte vergente al W de un orogeno colisional de 2,0-2,1 Ga, cuya contraparte se conserva en el Cratón de Congo en Gabón (Ledru et al.1993, 1994, Barbosa y Sabaté 2002, 2004). La parte brasileña de este orogen, a diferencia de las contrapartes africanas, experimentó una larga historia de levantamientos y la erosión y ahora está expuesta en el nivel de sus raíces. Como consecuencia de eso, el basamento de alto grado arqueano predomina en toda la región, pero asociaciones de rocas Paleoproterozoicas también ocurren en muchos sectores de la region. ASOCIACIONES LITOTECTONICA Desde un punto de vista tectónico, el dominio orogénico oriental de Bahia comprende tres bloques arqueanos distintos, el Gavião, Jequié y Serrinha, así como el cinturón de Itabuna-Salvador-Curaçá, que representa un arco magmático Neoarcaico representado por el (Barbosa y Sabaté 2002, 2004). Cada uno de estos segmentos corticales puede considerarse como un terrane individual, con distintos orígenes e historia tectónica, como lo demuestran sus edades modelo Sm-Nd y datos de εNd y εSr. Además los datos TDM Sm-Nd muestran una disminución progresiva en las edades hacia oriente, es decir, desde Bloque Gavião, el más antiguo, a la faja Itabuna-Salvador-Curaçá, la más joven.
Mapa geológico del Cratón de San Francisco con la distribución de las principales unidades litoestratigráficas. El cuadro muestra la zona del dominio orogénico Paleoproterozoico oriental de Bahia. 1 Basamento Arqueano/Paleoproterozoico con las greenstone belt (negro); 2 Paleo/Mesoproterozoico. 3 Unidades. Neoproterozoicas; 4 Cubierta Fanerozoico; 5 Límites del cratón; 6. Cinturones Brasilianos. DBM Gavião bloque. IBM Jequié bloque. SB Serrinha bloque; ISCB. Faja Itabuna-Salvador-Curaçá. Adaptado de Alkmim et al., (1993).
Bloque Gavião El basamento del Bloque Gavião consiste en dos suites TTG que se metamorfizan en facies anfibolita. Las edades de estas suítes caen en el intervalo de tiempo 3.4-3.2 Ga (Sete Voltas/Boa Vista Mata Verde TTGs y Bernarda Tonalite, y 3.2-3.1 Ga (Serra do Eixo/Mariana/Piripá Granitoides), (Martin et al. 1991, Marinho 1991, Santos Pinto 1996, Cunha Leal et al. 1996, Bastos, 1998). El ensamblaje supracortical arqueano comprende las unidades volcanosedimentarias de la Contendas Mirante, Umburanas y cinturones de greenstone de Mundo Novo (Marinho 1991, Mascarenhas y Alves da Silva 1994, Cunha Leal et al. 1996, Bastos, 1998). Representan el relleno de las cuencas de rift intracontinental que se convirtió en corteza TTG alrededor 3.3Ga (Volcánicas ácidas Contendas y Tholeiitas Jurema-Travessão). La sección basal de estas secuencias contiene komatiitas, rocas piroclásticas, sedimentos exhalativos químicos y basalto con forma de pillow-lavas de 3.2 Ga. La sección superior está compuesta por sedimentos detríticos, cuyas edades mínimas caen en el intervalo entre 2.8 y 3.0 Ga (sedimentos Umburanas y Guajeru). El cierre de estas cuencas pequeña de rift a los 2,8-2.7 Ga condujo a la formación de los cinturones de greenstone y fusión parcial de basamento TTG (granito Malhada de Pedra) (Santos Pinto 1996). El conjunto de rocas Paleoproterozoico del bloque Gavião incluye: a) Un grupo de rocas plutónicas, que registra un evento magmático relacionado a rift que tuvo lugar entre 2,4 y 2,5 Ga (2,5 Ga volcánicas calcoalcalina, 2,5 Ga granito Pe de Serra y 2.4 Ga sill ultramáfico). b) Pelitas y grauvacas que se presentan como una cubierta de plataforma de los cinturones arqueanos greenstone (Marinho 1991). c) Aprox. 5000 m del Grupo Jacobina, que es un paquete de arenitas cuarzosas que también contiene pelitas y conglomerados (Mascarenhas y Alves da Silva 1994, Ledru et al. 1997, Teixeira et al. 2000). Circons detríticos extraídos de los conglomerados basales indican una edad Pb-Pb de 2,086 + 43 Ma, interpretado como la máxima edad deposicional del grupo (Mougeot 1996, Mougeot et al. 1996). La edad mínima de la unidad es dado por las edades Ar-Ar de 1940 a 1910 Ma obtenidas por Ledru et al (1993) de moscovita y biotita extraidas de zonas de cizalla que afectan a las rocas metasedimentarias del Gr. Jacobina. Según Mascarenhas y Alves da Silva (1994), los sedimentos de Jacobina fueron depositados en una cuenca de rift, considerando por Ledru et al (1997) como el relleno de una cuenca formada en respuesta al empuje de propagación hacia el foreland Gavião a los 2,0 Ga. d) Cuerpos graniticos peraluminosos, intruidos a los 2.0 Ga, representan los fundidos corticales generados en las últimas etapas de la colisión Transamazónica (Sabaté et al., 1990).
Bloque Jequié Las rocas más antiguas del Bloque Jequié, datadas en 3,0- 2,9 Ga, comprenden migmatitas heterogéneas con mega-enclaves de rocas supracorticales (migmatites Ubaira y Jequié, enclaves básicos), intruidos por granitoides de 2.8-2.6 Ga (Maracás, Laje y granitos y granodoritasMutuipe) (Wilson 1987 y 1991 Marinho, Alibert Barbosa 1992, Marinho et al. 1994). Estas rocas forman el basamento de una serie de cuencas de rift, en las cuales se acumularon basaltos, cherts, formaciones de hierro bandeado, sedimentos ricos en C y pelitas (Barbosa 1990). Las rocas de Bloque Jequié han sido intensamente deformadas y re equilibrado en facies granulita durante el evento colisional Paleoproterozoico.
Edades de rocas plutónicas arqueanos del Bloque Jequié según diferentes métodos radiométricos. Referencias: Marinho (1991) (2), Wilson (1987) (8), Marinho et al (1994) (9), Alibert & Barbosa (1992) (10). * = Datos SHRIMP.
El Bloque de Serrinha en la parte NE del dominio consiste de orthogneisses , migmatites y tonalites con enclaves gabroides (ortogneis porfídico y tonalita Rio Capim) de 3.0-2.9 Ga. Estas rocas, que forman el basamento Paleoproterozoico de las fajas de greenstone del río Itapicuru y Capim (Gaal et al. 1987, Oliveira et al. 1999, Mello et al. 2000), han experimentado deformación y metamorfismo bajo condiciones de facies anfibolita durante el evento de colisión a los 2.0 Ga. Los ensambles litológicos de las fajas de greenstone río Itapicuru y Capim representan el relleno de las cuencas de backarc (Silva 1987, 1992, 1996, Winge 1984). Comprenden una unidad inferior de lava basáltica (volcánitas Itapicuru, 2,2 Ga) asociada con la formación de hierro bandeado, cherts y filitas grafíticas; una media unidad compuesta principalmente de rocas félsica (volcánitas félsica Itapicuru 2.1 Ga); y una unidad superior compuesta por un grueso paquete de sedimentos detríticos. Desde el punto de vista petrológico y geoquímico, estas fajas de greenstone Paleoproterozoicas difieren de sus equivalentes arqueanos en un aspecto muy importante que es la falta de rocas komatiticas, un hecho que podría reflejar un cambio importante en el sistema de tierra durante la transición arqueano-Paleoproterozoico
Bloque de Serrinha. Edades de rocas plutónicas arqueanos según diferentes métodos radiométricos. Referencias: Gaal et al (1987) (11), Oliveira et al.(1999) (12).
Faja Itabuna-Salvador-Curacá La Faja Itabuna-Salvador-Curaçá se compone de tres suite arqueano (aprox. 2.6 Ga) y una Paleoproterozoica (2, 1Ga) de tonalita/Trondhjemitas suites (Ledru et al. 1993, Silva et al. 1997), que han sido interpretados como productos de la fusión de una corteza oceánica toleítica (Barbosa y Peucat, en preparación). El cinturón de Itabuna-Salvador-Curaçá también incluye cuerpos de Charnockita ca. 2.6 Ga (Charnockita Caraiba), rocas metasedimentarias como cuarcitas portadoras de granate , gneises ricos en Al-Mg con safirina, grafititas y esquistos ricos en manganeso y gabros y basaltos de fondo oceanico y de retroarco. (Teixeira 1997). Monzonitas de afinidad shoshonítica (Barbosa 1990), datados en ca. 2.4 Ga por el método de evaporación Pb-Pb en circón (Ledru et al. 1993), se presentan como grandes cuerpos intrusivos en la porción sur de la faja. Todas estas rocas han sido deformadas, se metamorfosean en las facies granulita y fueron intruidos por granitoides sincinemáticos durante el evento colisional Paleoproterozoico. Un arco islándico, con las porciones conservadas del prisma de acreción y cuencas de back-arc, es el escenario tectónico postulado para el ensamblaje de la roca de Itabuna-Salvador-Curaçá (Barbosa 1990, 1997, Figueiredo 1989, Teixeira y Figueiredo 1991).
Faja Itabuna-Salvador-Curaçá. Edades de rocas plutónicas arqueanos según diferentes métodos radiométricos. Referencias: Ledru et al (1993) (6), Silva et al (1997) (7). * = Datos de SHRIMP.
Bloques de Gavião, Jequié y Serrinha y faja de Itabuna-Salvador-Curaçá. Edades de las rocas plutónicas y supracorticales arqueano según diferentes métodos radiométricos. Referencias: Gaal et al (1987) (11), Ledru et al (1993) (6), Santos Pinto (1996) (4), Bastos Leal (1998) (5), Nutman et al. 1994 (13), Mougeot (1996) (14), Silva (1987) (15), Barbosa et al., en preparación (16), Oliveira & Lafon (1995) (17), Corrêa Gomes (2000) (18). * = Datos de SHRIMP.
LA COLISION PALEOPROTEROZOICA LOS datos estructurales, petrológicos y geocronológicos sugieren fuertemente que el dominio orogénico del sector oriental del Estado de Bahía representa una faja montañosa formada en el curso de un gran evento de colisión que tuvo lugar entre 2,1 y 2,0 Ga e implica los bloques arqueanos previamente descritos (Barbosa y Sabaté, 2002, 2004). La figura bosqueja las posiciones relativas de las cuatro formaciones arqueanos y sus movimientos relativas durante la colisión Paleoproterozoica.
La colisión fue probablemente oblicua, resultando en un transporte tectónico en general dirigido al NW, junto con un componente lateral izquierda del movimiento. Durante la colisión, faja del bloque Jequié se han incorporado en el cinturón Itabuna-Salvador Curaçá. La siguiente figura ilustra el panorama tectónico del orogenoñ
El metamorfismo Paleoproterozoico alcanza presiones de 7 kbar y temperaturas de alrededor de 850° C, con condiciones de pico que ocurren en aprox. 2.0 Ga (Barbosa, 1990, 1997). Durante la fase principal del acortamiento y levantamiento, fallas de cabalgamiento colocan fajas de grado de granulita sobre rocas de facies anfibolita/esquistos verdes. La presencia de coronas de reacción que implica el consumo de granate-cuarzo o granate-cordierita y producción de simplectitas de ortopiroxeno-plagioclasa en los gneis de alto grado son pruebas de exhumación tectónica y la descompresión. Los diagramas de PTt construidos para estas rocas muestran un diseño horario, consistente con un escenario de colisión (Barbosa, 1990, 1997). Es digno destacar que los cuerpos charnockiticos y graníticos de 2.0 Ga cortan transversalmente el diseño tectónico de la parte norte del bloque de Jequié. Corte transversal esquemático de la porción noroeste del dominio orogénico Paleoproterozoico de Bahia oriental. El diagrama de la derecha muestra el diagrama PTt que es coherente con el contexto colisional
Sección transversal esquemático de la porción sur del dominio orogénico Paleoproterozoico de Bahia. El diagrama PTt se muestra en el lado derecho de la sección.
En los otros bloques, las intrusiones post cinemáticas muestran un carácter peraluminous y valores negativos de εNd(t) (–13 to –5). Las caracteristicas geoquímicas e isotópicas de estas intrusiones tardias indican que ellos han sido producidos predominante por fusión cortical (Sabaté et al., 1990). Con una mayor concentración en el sector noroeste del dominio orogénico, estos granitos exhiben, en general, edades Pb/Pb alrededor de 2.0 Ga (Granitos Caculé, Serra da Franga, Poço Grande, Ambrósio y Campo Formoso) (Santos Pinto 1996, Bastos Leal 1998, Gaal et al. 1987, Mougeot et al. 1996). La deformación en etapas tardías se nuclea en zonas de cizalla en los bloques arqueanos. Se supone que cuerpos sieníticos (Itiuba, São Felix), con edad mínima de 1.9 Ga han sido emplazados a lo largo estas zonas de cizalla (Conceição 1993). Las sienitas se habrían intuido en las granulitas luego que estas rocas habían alcanzado la facies anfibolita durante la trayectoria retrógrada.
Resume la evolución del dominio orogénicos Bahia oriental.
Alkmim, F.F., Marshak, S., Fonseca, M.A., 2001. Assembling West Gondwana in the Neoproterozoic: Clues form the São Francisco craton region, Brazil. Geology 29, 319-322. Alkmim, F.F. and Noce, C.M. (eds.) 2006. The Paleoproterozoic Record of the São Francisco Craton. IGCP 509 Field workshop, Bahia and Minas Gerais, Brazil. Field Guide & Abstracts, 114 p.
Barbosa, J.S.F., Sabaté, P., 2004. Archean and Paleoproterozoic crust of the São Francisco craton, Bahia, Brazil: geodynamic features. Precambrian Research 133, 1-27. Campos-Neto, M.C. 2000. Orogenic systems from southwestern Gondwana. An approach to Brasiliano- PanAfrican Cycle and orogenic collage in south eastern Brazil. In: Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz-filho, A. Campos, D.A. (Eds.) Tectonic evolution of South America. 31st International Geological Congress, Rio de Janeiro, 335-365. Teixeira, W. and Figueiredo, M.C.H., 1991. An outline of Early Proterozoic crustal evolution in the São Francisco region, Brazil: a review. Precambrian Res. 53, 1-22. Teixeira, W.; Sabaté, P; Barbosa, J; Noce, C.M.; Carneiro, M.A. 2000. Archean and Paleoproterzoic tectonic evolution of the São Francisco craton, Brazil. In: Cordani, U.G.;Milani, E.J.; Thomaz Fo, A.; Campos, D.A. (eds.) Tectonic Evolution of South América. Rio de Janeiro, 31st International Geological Congress, Rio de Janeiro, 101-137.
CRATON AMAZONICO
PROVINCIA AMAZONICA CENTRAL En la zona sureste, la provincia arqueana Metalogenetica de Carajás representa la región mejor estudiada del Craton Amazónico. Por otro lado, la región adyacente occidental su continuidad al N de la Synedisa paleozoica Amazonas, no está bien expuesta; es mal conocida y para las cuales existen muy pocos datos geocronológicos. Teniendo en cuenta estas diferencias, y con el propósito de la descripción y discusión de la geocronología, la PAC se dividirá en dos dominios, separados por la provincia Maroni-Itacaiúnas. El primer dominio se llama bloque CarajásIricoumé, el cual es a su vez dividido en las áreas Carajás y Xingu-Iricoumé. El segundo dominio está formado por el Bloque Roraima. El diseño geocronologico de la CAP se muestra abajo.
El área de Carajás fue formada y estabilidada en el arcaico. Además, sólo fue afectado por un extenso evento termal Paleoproterozoico que fue acompañado por el emplazamiento de las intrusiones graníticas y diques maficos felsicos y acidos. El área fue dividida en tres dominios tectónicos, Costa et ai, 1995, nombrado por los autores como terranes de granito y greenstone Rio Maria, la faja de cizalla Itacaiúnas y la la faja de cizalla Pau D' Arco. Los tres dominios estan estructurados E-W. Los terranes de Rio Maria se interpretan como un núcleo preservado mientras que, al menos una parte de ambas fajas de cizalla son considerados como el resultado de deformacion y cizalla de los terranes de Rio Maria. Una diferencia importante entre las dos faja de cizalla es que el cinturón Itacaiúnas también presenta importante volcanismo y plutonismo Neoarqueano, mientras que, en el Pau D' Arco, las unidades de rocas parecen ser litológicamente y similares a la de los terranes de Rio Maria. Las similitudes entre los terranes de Rio Maria y Pau D' Arco condujeron a Althoff et al (1991) y otros a sugerir que la faja sur podría ser considerado como una extension del terreno Rio Maria. La faja Itacaiúnas se divide en dos subdominios:
tacaiúnas Belt is divided into two sub-domains: imbricated system, in the S, and the E-W, WNW- _ and N-S transcurrent systems, in the N (Costa et al., The Itacaiúnas Belt is mainly composed of high grade
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