2.1 Caract´erisation RB de la causalit´e
3.1.1 Proc´edure d’inf´erence causale RB
Gnaisses TTG de fácies anfibolito perfazem a maior parte da crosta siálica arqueana do Cráton São Francisco Meridional, e são intrudidos por plútons tonalíticos a graníticos, ultramafitos e mafitos variados; essa associação constitui um complexo metamórfico típico. Os complexos metamórficos melhor estudados são os que ocorrem no Quadrilátero Ferrífero e adjacências e na região de São João del Rei (e.g. Ávila 2000). Ali, esses complexos têm forma grosseiramente circular e têm sido denominados, geograficamente, de complexos metamórficos Bonfim, Belo Horizonte, Bação, Caeté etc (Carneiro 1992). Esses complexos estão circundados, em parte, por unidades dos supergrupos Rio das Velhas e Minas (Alkmin & Marshak 1998). Relíctos dessas supracrustais estão presentes também a W e SW do Quadrilátero Ferrífero [Campo Belo-Itapecerica-Cláudio (Oliveira 1999) e Bom Sucesso-Jacarandira- Jeceaba].
Tanto esses complexos, quanto os demais, situados externamente ao domínio geológico do Quadrilátero Ferrífero, foram englobados por Machado Filho et al. (1983) em dois complexos regionais denominados de Barbacena e Divinópolis. Como a diferença entre eles era uma sutileza na nomenclatura de migmatitos, essa proposição mostrou-se inadequada e, na região de Campo Belo, as rochas atribuídas a esses dois complexos foram agrupadas no Complexo Metamórfico Campo Belo (Teixeira et al. 1996b). Até o momento, não existe nenhuma proposição formal acerca da melhor denominação para a crosta siálica do Cráton São Francisco Meridional. Mesmo porque, muito ainda tem de ser feito, em termos de pesquisa geológica, para o entendimento de sua evolução tectônica. Assim, nos próximos parágrafos, serão mantidas denominações mais usuais.
No âmbito do Quadrilátero Ferrífero, o Complexo Metamórfico Bonfim (Carneiro 1992) corresponde a um terreno granito-greenstone (2,78 - 2,70 Ga), formado, predominantemente, durante a Orogênese Rio das Velhas, cujo arcabouço geológico inclui os gnaisses Alberto Flores e Souza Noschese, unidades anfibolíticas Paraopeba e Candeias, o Tonalito Samambaia e o Granito Brumadinho (Carneiro 1992, Carneiro et al. 1998b).
Os gnaisses desse complexo têm composição geoquímica comparável com as suítes Tonalito/Trondhjemito/Granodiorito (TTG) e padrão ETR compatível com aqueles de alto Al2O3, típicos
da maioria das suítes tonalito/trondhjemíticas neoarqueanas conhecidas (Teixeira et al. 2000). Os dados químicos dos anfibolitos Paraopeba e Candeias demonstram afinidade tholeiítica, com padrões ETR similares e mesma razão LaN/YbN = 2 (Teixeira et al. 2000). No geral, as assinaturas geoquímicas e
isotópicas das rochas félsicas e máficas do Complexo Metamórfico Bonfim são compatíveis com um cenário tectônico de margem convergente, no que se refere à evolução neoarqueana (Carneiro et al. 1998a).
A norte do Quadrilátero Ferrífero, no Complexo Metamórfico Belo Horizonte, há evidências de dois pulsos principais de geração de granitos. As intrusões mais antigas (2,78 Ga), com assinaturas químicas e isotópicas mantélicas e crustais para seus magmas, são concomitantes com o vulcanismo do
greenstone Rio das Velhas (Carneiro et al. 1998b). Os granitóides pós 2,78 Ga, em contraste com os
plútons do Complexo Bonfim, são principalmente de derivação crustal, mostrando foliação N a NW bem desenvolvida. Um terceiro pulso granítico arqueano (2,61-2,55 Ga), cuja colocação provavelmente se associa à reativação de descontinuidades antigas, tais como as das margens do Greenstone Belt Rio das Velhas (Endo & Machado 1998), fornece um marcador cronológico para a evolução paleoproterozóica na porção sul do Craton São Francisco (Noce 1995, Teixeira et al. 2000).
O Complexo Santo Antônio do Pirapetinga (CSAP) abrange pequena extensão a sul do Quadrilátero Ferrífero e encerra variados tipos litológicos, tais como talco-clorita xistos, metabasaltos, gnaisses de composição tonalítico-trondhjemítica e, subordinadamente, rochas calciossilicáticas e formações ferríferas e manganesíferas, além de clorita-tremolita xistos e anfibolitos (Raposo 1991). O CSAP é limitado pelo Lineamento Congonhas, a sudoeste e pela Falha do Engenho, a norte. Essa falha, estrutura regional de alto ângulo, justapõe rochas gnáissicas desse complexo a quartzitos do Grupo Itacolomi. O bloco CSAP sofreu deslocamento lateral destral, ao longo da Falha do Engenho (Dorr II 1969, Romano et al. 1992, Chemale et al. 1994); essa fase foi superposta, paralelamente, por uma cinemática direcional sinistral (Endo 1997). No entanto, um deslocamento com cinemática normal, nessa zona de falha, precedeu os deslocamentos laterais, ora mencionados, segundo Endo (1997). Dados geocronológicos, no âmbito do Complexo Santo Antônio do Pirapetinga, são escassos; uma idade do Neoarqueano tardio foi obtida, pelo método Rb-Sr, para o Tonalito/Trondhjemito Serra do Carmo (Raposo 1991). Zircões, provenientes de outras rochas, intrusivas nesse complexo metamórfico, forneceram idades Pb-Pb por evaporação de zircão de 2058 ± 10Ma (Trondhjemito Ribeirão Pinheirinho), além de 2036 ± 4Ma e 2012 ± 8Ma, respectivamente, para o Sienito Piranga e aplitos nele encaixados (Jordt-Evangelista
Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191p.,2004 O segmento crustal das imediações de Passa Tempo foi, inicialmente, denominado Complexo Granulítico Passa Tempo (Fiumari et al. 1985). Posteriormente, foi redefinido como Complexo Metamórfico Passa Tempo (Figura 2.3), que compreende gnaisses de composição desde tonalítica até granítica, migmatitos e granitóides, além de rochas máficas e ultramáficas (Campos et al. 2003). Seus limites, embora não muito claramente definidos, são os complexos metamórficos Campo Belo, a sudoeste, Bonfim, a nordeste e, ao sul o Cinturão Mineiro.
Os gnaisses desse complexo apresentam bandamentos, cujas atitudes têm duas tendências proeminentes: NNE e NNW; a superimposição de um cisalhamento de direção ENE é característica desses gnaisses. Rochas gnáissicas, observadas nas pedreiras de Piracema e Serra dos Caetanos (Figura 2.3), mostram budinagens e pequenas bandas de cisalhamento, que sugerem deslocamentos sinistrais, normais a oblíquos, paralelos/sub-paralelos a N30°E, 30°NW, possivelmente relacionados à Zona de Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso.
Os litotipos félsicos, produtos gerados por processosrelacionados com a migmatização (Campos
et al. 2003) ocorrem, largamente espalhados por todos os domínios do complexo em questão, como corpos
graníticos (l.s.), mobilizados félsicos (senso Ashworth 1985), diatexitos resultantes de avançados estágios de fusão parcial (senso Ashworth 1985) e leucossomas (de acordo com definição de Mehnert 1968). Em termos de composição modal, esses litotipos variam de quartzo-monzonitos/granodioritos a álcali- granitos.
A ocorrência de litotipos ultramáficos, nessa região, é restrita (Figura 2.3). As rochas ultramáficas são constituídas de olivina, variavelmente serpentinizada, hiperstênio, Fe-Mg cloritas, Mg-cloritas, opacos (espinélio e outros) e talco. Apesar do metassomatismo superimposto a essas rochas, gerando serpentina, talco e clorita, as características texturais foram preservadas, qual seja a alternância de bandas ricas em olivina e outras ricas em piroxênio
.
Os minerais opacos concentram-se nas bandas ricas em olivina, onde olivina + espinélio constituem a textura poiquilítica. A textura heteradcumulática (olivina + clinopiroxênio) é também observada nessas rochas, ao lado de olivinas envolvidas por coronas de ortopiroxênio. Em função do contexto geológico e das características composicionais e texturais, esses litotipos ultramáficos são comparáveis (Avelar et al. 2002) aos da Seqüência Acamadada Ribeirão dos Motas (Figura 2.2), no Complexo Metamórfico Campo Belo (Carneiro et al. 1996b, Carneiro et al. 1997b). Essa seqüência apresentou uma idade Sm-Nd de 2755 ± 124 Ma, tendo sido correlacionada ao vulcanismo komatiítico do Supergrupo Rio das Velhas (Carneiro et al. 1996a, Carneiro et al. 1997a,Passa Tempo, estruturas s/c de direção E-W indicam deslocamentos destrais; os planos c mergulham 40/50° para S, ou são sub-verticais. Os diques e sills de rochas máficas, que ocorrem segundo a direção NW-SE, predominantemente e, segundo E-W (Figura 2.3), correspondem a gabronorito com olivina, gabro e piroxênio-hornblenda gabro, com texturas ígneas preservadas. Esses corpos máficos mostram uma foliação N-S, com mergulho de 20° para W.
Figura 2.3 - Mapa geológico da região de Passa Tempo, a noroeste do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso
(Modificado de Campos et al. 2003). Legenda: 1- Complexo Metamórfico Bonfim; 2- Complexo Metamórfico Passa Tempo [2a- gnaisses tonalítico/trondhjemíticos a graníticos de fácies granulito, 2b- ortognaisses tonalítico (Gt) e granítico (Gg), 2c- ortognaisses migmatizados com mesossoma granodiorítico (Ggd) ou granítico (Ggr), 2d- granitos anatéticos (Ga) e granitos róseos (Gr)]; 3- Supergrupo Rio das Velhas; 4- Granitos Paleoproterozóicos; 5- Litotipos
Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191p.,2004 de idades incertas [5a- rochas metaultrabásicas (Mu) e metassedimentares (Ms = quartzitos, quartzitos ferruginosos, itabiritos, quartzo-moscovita xistos, xistos roxos alterados), 5b- gabros (Ga) e anfibolitos (Af), 5c- granodioritos cinza claros pouco deformados (A) e granitos cinza claros porfiróides, variavelmente deformados (B), 5d- pegmatitos]; 6- Zonas de cisalhamento, pontilhadas quando menos proeminentes; 7- Localização de pedreiras (P = Piracema, SC = Serra dos Caetanos).
É possível que a colocação desses litotipos esteja relacionada à dos diques e sills da região de Lavras (Pinese 1997) e de Oliveira-Itapecerica-Cláudio (Figura 2.2), de orientação NW-SE; esses últimos foram datados, pelo método 40Ar-39Ar (Oliveira 2004), tendo sido encontradas as idades de 1752 ± 15 Ma para a cristalização e 1530 ± 9 Ma para o resfriamento final dos gabronoritos e de 1080 ± 40 Ma e 864 ± 14 Ma, respectivamente, para cristalização e resfriamento dos gabros.
Os dados geocronológicos mais recentes, obtidos no âmbito do Complexo Metamórfico Passa Tempo, apontam para um pico de metamorfismo regional de fácies granulito há pelo menos 2622 Ma. O resultado U-Pb de 2622 ± 18Ma, obtido a partir de zircões de um mesossoma, foi interpretado como idade mínima para o metamorfismo de fácies granulito nessa região (Campos et al. 2003). Amostra proveniente de um leucossoma, dessa mesma área, forneceu a idade U-Pb de 2599 ± 45Ma, assinalando um episódio de migmatização; este último resultado é idêntico ao anterior, considerada a faixa de erro (Campos et al. 2003).
Na região de Campo Belo, mapeamentos e estudos geoquímicos levaram à identificação de várias unidades litodêmicas (Figura 2.4), que são os gnaisses Fernão Dias, Candeias, Itapecerica e Cláudio, uma seqüência máfico-ultramáfica acamadada denominada Seqüência Acamadada Ribeirão dos Motas, suítes intrusivas félsicas e enxames de diques máficos (Carneiro et al. 1996a, Carneiro et al. 1996b, Carneiro et
al. 1996c, Carvalho Júnior et al. 1998, Correa da Costa et al. 1998, Correa da Costa 1999, Fernandes &
Carneiro 2000, Oliveira 1999, Oliveira et al. 1999, Oliveira & Carneiro 2001).
Nos domínios do Gnaisse Candeias, região de Oliveira, charno-enderbitos, estudados por Oliveira (2004), apresentaram idades de cristalização, U-Pb em zircão, de 2066 + 24/ -18 Ma, demonstrando a ocorrência de um episódio de espessamento crustal, nesta área, durante o Paleoproterozóico. A discórdia obtida para estas rochas aponta, no intercepto inferior, para um distúrbio isotópico por volta de 531 Ma (Oliveira 2004).
Zircões provenientes de um migmatito (domínio do Gnaisse Fernão Dias; Figura 2.4) forneceram uma idade U-Pb (SHRIMP) de 2839 ± 17 Ma (Teixeira et al. 1998), interpretada como de cristalização do neossoma. Essa idade é comparável à dos gnaisses migmatíticos do Complexo Metamórfico Belo
Horizonte (2860 +14 / -17 Ma; Noce 1995), implicando em escala regional para esse evento de migmatização, na porção sul do Craton São Francisco (Teixeira et al. 2000).
Figura 2.4 - Mapa geológico da região de Campo Belo-Santo Antônio do Amparo e Oliveira- Itapecerica
(Modificado de Fernandes & Carneiro 2000, Oliveira & Carneiro 2001, Campos et al. 2003). Legenda: 1 = Domínio do Gnaisse Fernão Dias; 2 = Domínio do Gnaisse Cláudio; 3 = Domínio do Gnaisse Candeias; 4 = Domínio do
Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191p.,2004 Gnaisse Itapecerica; 5 = Seqüências tipo greenstone; 6 = Seqüência Máfico-Ultramáfica Ribeirão dos Motas (Neoarqueano); 7 = Diques máficos; 8 = Granitos (Neoarqueano); 9 = Cobertura cratônica indiscriminada (Neoproterozóico); 10 = Falhas e fraturas; 11 = Contatos geológicos; 12 = Cidades (CB = Campo Belo, Itp = Itapecerica, Ol = Oliveira, SAA = Santo Antônio do Amparo).
A Seqüência Acamadada Ribeirão dos Motas (Figuras 2.2 e 2.3) é cortada por diques gabronoríticos, predominantemente, andesi-basálticos e, subordinadamente, tholeiíticos, que cortam também as rochas regionais. O posicionamento dessa seqüência, possivelmente, resulta dos episódios extensionais regionais, contemporâneos à colocação pós-tectônica de granitos/cratonização (Teixeira et al. 1996b, Teixeira et al. 1998, Carneiro et al. 1998b). A atividade ígnea félsica deste episódio está representada, na região do Quadrilátero Ferrífero, por plútons e veios de idades entre 2,60 e 2,55 Ga (U-Pb e Pb-Pb em zircão), comum em outros crátons arqueanos (Teixeira et al. 2000).