No capítulo anterior nós olhamos para os desenvolvimentos

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Os continentes em
desenvolvimento
No capítulo anterior nós olhamos para os
desenvolvimentos
recentes
e
atual
compreendimento da evolução tectônica da crosta
Fanerozóica, Proterozóica e Arqueana. Desta
pesquisa surgiram pontos importantes.
1. Se consideramos um greenstone belts
Arqueano, enxames de diques do início do
Proterozóico, anortositos do Proterozóico
médio, granitos rapikavi e complexos alcalinos,
tilitos do Proterozóico tardio ou margens
continentais Fanerozóicas iniciais ou tardias, a
suíte de rocha em questão e suas estruturas
associadas em qualquer continente são
essencialmente similares entre elas, apesar delas
serem diacrônicas.
De fato as similaridades são tão impressionantes
que não há necessidade de hesitar em concluir
que o crescimento continental atravessou
estágios comparáveis em diferentes locais, isso
significa que é justificável dizer em termos de
uma seqüência de estágios em uma evolução
continental. Então nós devemos considerar que
forma esses estágios de evolução levou.
2. Para entender a evolução dos continentes, nós
devemos procurar primeiro que similaridades ou
diferenças que há entre processos tectônicos
modernos (Mesozóica-Cenozóica) e aqueles
operante no passado anterior ao início do
registro geológico. Um importante resultado da
pesquisa neste livro é que através da ultima
década um numero crescente de especialistas de
todos os campos tem chegado a conclusão que o
passado a o presente foram mais similares do
que fora proposto inicialmente. É necessário
reconhecer este ponto antes que possamos
deduzir quais foram as diferenças significativas.
Este debate está focado particularmente na idéia
que de alguma maneira uma forma de placas
tectônicas foi responsável pela geração de
cinturões orogênicos antes do início do Précambriano. Se você preferir, uniformitarismo
tectônico chegou nessa era.
3. Agora, como ficam as diferenças?
Parcialmente do próprio registro geológico,
podemos calcular independentemente que a taxa
de decaimento radiogênico e a produção de
calor foram maior no passado e a composição da
atmosfera e dos oceanos deve ter mudado com o
decorrer do tempo geológico. Quando olhamos
para as rochas, xistos azuis, eclogitos, rochas
alcalinas e depósitos de chumbo elas são mais
raras no Arqueano do que no Cenozóico, mas
BIF’s são mais comuns no Arqueano. Nós
podemos correlacionar essas mudanças no
registro sedimentar com a evolução da
atmosfera e da hidrosfera citada anteriormente,
e eles como resposta obviamente alteraram a
biosfera. Da mesma forma, devemos olhar pra
os sinais na tectônica, registros magmáticos e
metamórficos, que pode ser relacionado para
prever diferentes mecanismos tectônicos no
passado.
Neste ultimo capitulo vamos trazer juntos muito
dos aspectos e relações descritas anteriormente
para entender sua contribuição para a evolução
dos continentes. Nós devemos fazer isso
considerando a evolução da atmosfera e da
hidrosfera e, em seguida os registros
sedimentares, magmáticos, metamórficos e
metalogenéticos. Finalmente devemos rever os
principais fatores e suas partes no paradigma da
evolução crustal.
A atmosfera e a hidrosfera
Nos capítulos anteriores revimos um grande
número de rochas sedimentares, mas não
consideramos os possíveis fatores que
controlaram seu desenvolvimento, tal como a
evolução da atmosfera terrestre e do oceano
desde o Arqueano até os dias de hoje (Holland,
1984). Vamos considerá-los em ordem de seu
desenvolvimento.
Desgaseificação primordial
Um longo aspecto apreciado da atmosfera
terrestre presente é que os gases nobres, hélio,
argônio e xenônio, são muito escassos se
comparado com suas abundâncias cósmicas.
Isso leva a idéia de que alguns elementos
voláteis que formavam a atmosfera foram
liberados em massa do material acrecionado
originalmente na Terra (quando possuía um
tamanho menor) e vem decrescendo em
quantidade desde então. Turner (1989) apontou
que taxas extremamente alta de 40Ar/36Ar em
MORB indicam conclusivamente a maior
liberação dos voláteis primordiais ocorreu antes
que houvesse um crescimento significante do
40Ar radiogênico no manto, nos primeiros
500Ma ou então da história da Terra, e que a
alta taxa de 129Xe/130Xe em MORB
combinada com os dados de argônio indicaram
que mais de 80% foi liberado nos primeiros
50Ma (Fig. 22.1). O maior fluxo de calor e por
isso uma maior convecção na Terra primitiva
leva a curtos períodos de residência. A
conclusão de que a maior desgaseificação inicial
na história da Terra é inevitável e modelo
independente.
O saco de oxigênio
É amplamente aceito que a maioria dos gases da
atmosfera atual derivou de exalações vulcânicas,
principalmente durante o arqueano. Assim é
assumido que, se os produtos da desgaseificação
precoce são similares as exalações vulcânicas
modernas, vapor de água e CO2 teriam
composto o grosso dos voláteis, seguidos por
H2s, CO, H2, N2, CH4, HF, HCl e Ar (FIg.
22.2). Porém, há um insignificante oxigênio
molecular nas exalações vulcânicas modernas e
ainda mais é normalmente argumentado que a
atmosfera no Arqueano era anóxica, o oxigênio
livre que vemos hoje teria evoluído
subsequentemente.
Figura 22.1 Gráfico mostrando a liberação de 36Ar
na atmosfera para uma gama de modelos. Liberação
precoce é prevista em todos os modelos. A curva
horizontal preenchida representa os modelos que
ignoram os dados de xenônio, i.e. aceita que não há
desgaseificação catastrófica antecipada de 36Ar.
Embora menos radical que as curvas constrangidas
pelos dados de xenônio, rápida liberação de 36Ar
nos primeiros 500 Ma é inevitável (de Turner, 1989,
reproduzido coma permissão da Sociedade
Geológica de Londres)
Pela desgaseificação não suprir o oxigênio livre
para o sistema atmosfera-oceano, o oxigênio
deve ter derivado da dissociação dos óxidos
como CO2 ou água; a radiação solar forneceu a
fonte de energia para duas possíveis reações
fotoquímicas, inorgânica (foto dissociação) e
orgânica( fotossíntese).
1. Foto dissociação inorgânica. O ultravioleta de
alta onda curta entre 1500 e 2100 Å do espectro
solar fornece a energia para dissociar o vapor de
água da atmosfera superior, o hidrogênio escapa
preferencialmente do campo gravitacional da
Terra e deixa a atmosfera enriquecida em
oxigênio. Antes de cerca de 3,5 Ga o oxigênio
havia sido produzido apenas por foto
dissociação e provavelmente a atmosfera
primitiva continha pequenas quantidades de
oxigênio livre produzido por ele (Canuto et a.,
1983; Schidlowski, 1983, 1984; Towe, 1983).
Esse oxigênio ajudou na criação da camada
ozônio (O3) (Fig. 22.2), que agiu como uma
barreira para a radiação solar ultravioleta
adicional, o que é importante na medida em que
permitiu as formas de vidas primordiais
desenvolverem enzimas para tratar com o
oxigênio tóxico. Entretanto a capacidade de
produção do oxigênio desse processo é
consideravelmente menor (10-3) do que da
fotossíntese, então esse segundo processo, mais
eficiente, deve ter gerado o grande volume de
oxigênio presente na atmosfera hoje (Holland,
1990).
2. Fotossíntese orgânica. A baixa energia do
intervalo do espectro da luz visível providenciou
energia para organismos primitivos gerarem
carboidratos pela fotossíntese da água e do
dióxido de carbono, liberando oxigênio como
produto.
CO2 + H2O = CH2O + O2
A reação é realizada expedientemente por
plantas verdes e cianobactérias (formalmente
denominado algas azul-verde). Há razões para
acreditar que esta forma de fotossíntese foi
criada por algum tipo de célula anaeróbica perto
de 3,8 Ga por capturar a energia do Sol
diretamente. Os organismos primordiais teriam
capacidade de usar o CO2 da atmosfera para
ajudar na construção de suas paredes celulares.
Figura 22.2 Perfil conceitual da superfície da Terra nos tempos iniciais do Pré-Cambriano. Note a liberação de
gases vulcânica de gases reduzidos, formação de oceanos e sedimentos, camada de ozônio e evolução química pr-ebiótica.
Figura 22.3 ilustra a provável mudança da
pressão do oxigênio na atmosfera através das
três eras geológicas. Também a evolução do
sistema atmosfera-hidrosfera primordial pode
ser observado em termos de diferentes captações
de oxigênio com o decorrer do tempo (Veizer,
1983; Ericksson, in press):
1. No período de 4,0 – 3,2Ga (um tempo de
pequenos continentes e grandes oceanos) o
principal coletor de oxigênio Arqueano foi o
manto e a crosta oceânica na forma de
vulcanismos
e
sistemas
hidrotermais
submarinos, semelhantes as fumarolas de hoje.
Mesmo nas taxas reduzidas de hoje, esta
atividade deve ter esgotado toda a reserva de
Figura 22.3 Mudança estimada para pO2 através do tempo geológico. Durante o estágio I a atmosfera era redutora,
no estágio II era oxidante e no estágio III foi anaeróbica.
oxigênio atmosférico em cerca de 10 Ma
utilizando o oxigênio para oxidar o Fe2+ em
Fe3+ nos basaltos (Veizer, 1988b, 1992). Fe2+
e Mg2+ foram fornecidos pelo fluxo abundante
da água do mar passando o sistema hidrotermal
em crostas oceânicas, juntamente com a
lixiviação de rochas vulcânicas e o primeiro
ciclo sedimentar imaturo. Formações ferríferas
não eram comuns e a hidrosfera se tornou
progressivamente mais enriquecida em ferro e
magnésio bivalente. Coletores menores de
oxigênio foram providenciados por gessos de
águas rasas e carbono que alterou para CO2 na
grande ausência de precipitação de carbonato
(Eriksson, in press).
2. No período de 3,2 – 2,6 Ga os principais
coletores de oxigênio são os BIF’s do tipo
Algoma associados com arcos de ilhas comuns
em greenstone belts, e BIF’s do tipo superior em
sucessões de camadas como um resultado do
afloramento de águas profundas e precipitação
de ferro em zonas de águas rasas no oceano –
acima da picnoclina – Fig. 22.4 (Button et al.,
1982). Houve oxigênio insuficiente nos oceanos
para precipitar todo ferro e magnésio. Pelo
oxigênio ser um veneno para organismos
desprovidos de enzimas mediadoras-deoxigênio, os primeiros organismos a produzir só
foram capazes de sobreviver por possuírem
receptores externos de oxigênio (Cloud, 1976,
1983). Formações ferríferas agiram como seus
receptores. O ferro ferroso foi lixiviado dos
continentes como um resultado do ciclo de
intemperismo anóxico; o ferro só pode ser
transportado no estado ferroso, sais ferrosos
costumam ser mais solúveis que sais férricos, e
ainda a falta de oxigênio nos oceanos permitiu o
intenso transporte do ferro. Entretanto, o ferro
ferroso requer uma adição de oxigênio para ser
precipitado como óxidos e hidróxidos de ferro, e
foram os organismos primordiais que
forneceram esse oxigênio.
3. O período 2,6 – 2,0 Ga foi caracterizado pela
deposição de extensos e espessos BIF’s do tipo
superior (James, 1983) e importantes depósitos
de Mn (Chapter 16). Os oceanos foram
finalmente limpos da grande quantidade de ferro
ferroso dissolvido quando foram precipitados no
estado férrico (principalmente em fácies de
hematita (Fe2O3)). Também foi o tempo da
deposição lateral de extensas e espessas
sucessões de carbonatos estromatolíticos que
fixaram grande quantidade de carbono nas
margens de crátons estáveis (Eriksson, in press).
É amplamente aceito que o oxigênio livre
tornou-se abundante na atmosfera entre 2,4 Ga
(Kirkhan and Roscoe, 1994) e 1,9 Ga – foi o
período de maior mudança na composição
atmosférica (Eriksson e Cheney, 1992). Esta
conclusão é baseada nas evidencias a seguir:
1. Os desaparecimentos dos BIF’s em 1,9 Ga
(Fig. 16.15) e simultaneamente a interrupção da
lixiviação do ferro nos paleo-solos (Button e
Tyler, 1981; Walker et al., 1983).
2. A presença antes e a falta depois de 2,3 Ga
dos conglomerados de seixos de quartzo
auríferos do tipo Witwatersrand com piritas e
uraninita detríticas (Mossman e Harron, 1983).
Os dois últimos minerais são rapidamente
oxidados, portanto não sobrevivem aos
processos de intemperismo. Desta maneira a
sobrevivência dos grãos de uraninita durante o
intemperismo e sua concentração em grandes
Figura 22.4 Esquema representativo de ambientes de
deposição relacionados a arcos, formações ferríferas
do tipo Algoma dominadas por vulcões no
Arqueano, e formações ferríferas do tipo superior em
margens continentais passivas do Proterozóico
superior. Note que a presença do BIF de tipo
superior
depósitos minerais de urânio a mais de 2,3 Ga
atrás
sugere
que
atmosfera
possuía
consideravelmente menos oxigênio do que ela
tem hoje (Holland et al., 1986).
3. O desenvolvimento de paleo-solos ricos em
ferro entre 2,45e 2,22 Ga (Roscoe, 1991) ou
entre 2,2 e 2,0 Ga (Wiggering e Beukes, 1990).
De acordo com Holland (1990) solos fósseis
indicam que a pressão parcial de O2 subiu 15
vezes a 1,9 Ga atrás.
4. A aparição de minérios supérgenos ricos em
hematita em formações ferríferas bandada entre
2,2 Ga e 1,9 Ga (Holland e Beukes, 1990).
5. Embora os evaporitos ocorram em 3,5 Ga no
bloco Pilbara no norte da Austrália, 3,45 Ga no
cinturão Barberton na África do Sul e em muitos
cinturões Arqueanos tardio, esses sedimentos
tornaram-se abundante depois de 1,9 Ga. A
formação de sulfeto de cálcio envolve a
oxidação de sulfetos em sulfatos provavelmente
pela fixação do oxigênio fotossintético
(Maisonncuve, 1982). δ34S
para sulfetos
Arqueanos está no intervalo -4 para +4%,
comparado com -10 para +20% para sulfetos
Proterozóicos. Como Kasting (1987) sugeriu,
esta grande mudança perto do limite ArqueanoProterozóico implica em um aumento na
concentração dos sulfatos no oceano, o que é
explicado pelo acréscimo na pO2 da atmosfera,
acompanhado pelo intemperismo oxidante no
continente (possível se grandes áreas dos
continentes foram amalgamadas e expostas).
6. A primeira aparição dos red-beds foi logo
após 2,3 Ga (Walker et al., 1983; Twist e
Cheney, 1986). Alguns red-beds em 3,45 Ga no
Grupo Tree Fig no greenstone belt Barberton
(Dimroth e Kimberley, 1976), em 2,3 – 2,1 Ga o
Grupo Pretoria no sul da África há apenas
pigmentações matriciais vermelhas em minerais
argilosos, por volta de 1,9 Ga red-beds na
África, a bacia de Mnt Isa na Austrália e o
grupo Dubawnt no Canadá também tem
revestimentos de hematita nos grãos, que é o
elemento chave diagnóstico dos red-beds
modernos. Eriksson e Cheney (1992) sugeriram
que isto representa a transição para a atmosfera
rica em oxigênio, e que por volta de 1,9 Ga o
oxigênio na atmosfera era maior que 10-2 atm,
causando intemperismo laterítico e red-beds
com grãos revestidos de hematita. Isto é
importante, portanto, para distinguir esses dois
tipos de red-beds.
Muitos calcários depositados entre 900 e 600
Ma possuem valores anormalmente alto de C13
Figura 22.5 Mudança estimada para pCO2, através do tempo geológico. A área sombreada representa uma gama
razoável de pCO2. O ponto rotulado”titulação ácida uniforme” é pressão de CO2 estimada no Pré-Siluriano nas
bases dos dados dos paleosolos.
o
que
indica
que
quantidades
extraordinariamente grandes de carbono
orgânico fora depositado, que deve ter sido
acompanhado por acumulações de formas
oxidadas de carbono. Assim a pressão parcial do
oxigênio deve ter crescido substancialmente
durante esse período.
Durante o Fanerozòico o oxigênio atmosférico
variou sensivelmente (Hudson, 1989). Carvões
fósseis do Devoniano em diante indicam que o
nível de oxigênio na atmosfera não caiu abaixo
de 12% nesse período (Chaloner, 1989). Berner
e Canfield (1989) calcularam que durante o
Permo-Carbonífero os níveis de oxigênio
aumentaram significantemente, por causa das
plantas vasculares terrestres e o soterramento
generalizado de matéria orgânica em pântanos
de carvão. No final do Permiano uma rápida
descida nos níveis de oxigênio, resultante da
deposição de sedimentos clásticos continentais
em regiões áridas da Pangea para formar redbeds e, ao mesmo tempo, da queda do nível do
mar, que expôs carvões para promover a
captação do O2 por erosão e intemperismo. A
abundância de oxigênio aumentou no NeoCretáceo -Terciário próxima aos dias de hoje.
O Balanço de Dióxido de Carbono
A entrada de CO2 nos oceanos e na atmosfera, e
sua abundância em relação a outros constituintes,
têm indiscutivelmente variado com o tempo
geológico e esta variação está amplamente
relacionada a composição e quantidade dos
sedimentos carbonáticos, evaporitos e com o ciclo
do carbono. Ao longo do tempo geológico a
concentração de CO2 na atmosfera tem decrescido
talvez por duas ordens de magnitude desde 3 Ga(
Fig. 22.5), em parte por causa do enterro
acumulado do carbono nos sedimentos, e em parte
porque o manto mais quente no início do PréCambriano teria impedido a subducção de grandes
quantidades de carbono como ocorre hoje (Des
Marais, 1985).
Figura 22.6 Variação na luminosidade solar (S) e temperatura efetiva da Terra (Te) ao longo do tempo geológico. So é
a luminosidade solar atual (de Kasting, 1987, reproduzido com permissão da Elsevier Science).
O aparecimento do oxigênio biogênico no
início do Arqueano acelerou a oxidação do CH4
e do CO juvenis, aumentando assim o teor de
CO2 na atmosfera e sua dissolução nos oceanos.
Além disso, um aumento na pressão parcial de
CO2 durante os períodos de maior atividade
vulcânica arqueana intensificou o intemperismo
em terra e possibilitou que as águas marinhas
transportassem quantidades maiores de dióxido
de carbono em solução. A pressão parcial de
dióxido de carbono na atmosfera arqueana deve
ter sido centenas de vezes maiores que no
presente (Walker et al.,1983). O aumento das
concentrações de CO2 na atmosfera teria criado
um efeito estufa e as mais altas temperaturas
globais poderiam ter sido o único mecanismo
que pudesse prever a glaciação no Arqueano em
um momento que houve uma redução na
luminosidade solar – Fig. 22.6 (Kasting, 1987).
O efeito do jovem e fraco Sol foi provavelmente
compensado pelo grande aumento nas
concentrações atmosféricas de CO2 maiores que
80-600 PAL, que teria mantido a temperatura
superficial média global entre 0° e 15° - caso
contrário a superfície teria congelado, que
sabemos que não, por causa da presença de
almofadas nos basaltos do início do Arqueano.
De modo que altos níveis de CO2 podem
ter influenciado o estado de oxidação
atmosférica pelo crescimento da produção
fotoquímica de H2O2 (peróxido de hidrogênio) e
H2CO (formaldehyde), e a reação do former
com o ferro ferroso dissolvido nos oceanos
antigos pode ter sido uma grande queda para o
oxigênio atmosférico. Assim, o primeiro pode
ter sido o principal oxidante e o segundo o
principal redutor em águas de chuva entre 3.0
Ga e 1.0 Ga (Holland et al., 1986). A química
isotópica dos paleossolos de 3.1 Ga é
compatível com os níveis da ordem de 20 – 30
PAL (Holland, 1984; Kasting, 1985). Com o
abastecimento
no
carbono
inorgânico
diminuindo ao longo do Proterozóico, uma taxa
menor da fixação de carbono em tapetes
microbianos
levou
ao
declínio
nos
estromatólitos no final do Pré-Cambriano
(Rothschild and Mancinelli, 1990).
Durante o tempo Fanerozóico um maior
controle sobre o clima global tem sido o efeito
estufa CO2 (Fig.22.7). Berner (1994)
demonstrou que altos valores de CO2 durante o
Mesozóico e uma diminuição no CO2 durante o
Cenozóico foram devido grandemente ao baixo
relevo Mesozóico e uma orogênese Cenozóica
combinada com uma menor desgaseificação de
CO2
metamórfico-vulcânica
durante
o
Cenozóico. Também, a transferência da
deposição de CaCO3 entre ambientes de água
rasa e funda afetaram a desgaseificação de CO2
e os níveis de CO2 durante o Fanerozóico. A
grande queda em CO2 no Paleozóico Médio foi
principalmente
uma
conseqüência
do
intemperismo aumentado de silicatos e
secundariamente um engrandecimento do
enterro de matéria orgânica como uma
Figura 22.7 Gráfico mostrando o ciclo atmosférico do dióxido de carbono durante o Fanerozóico. RCO2 é a massa de
CO2 atmosférico no tempo t dividido por esse momento. As linhas acima e abaixo da linha que contém os pontos
representam rudes estimativas de erros (de Berner,1994, reproduzido com permissão do American Journal of
Science).
conseqüência do surgimento e propagação de
plantas terrestres vasculares.
De acordo com Kerrick e Caldeira (1994)
entre 1018 e 1019 mol MA-1 de CO2 foram
geradas em profundidade por desgaseificação
metamórfica no orógeno Himalaio, e mais pode
ser esperado nos orógenos Mediterrâneo e no
círculo-Pacífico. Se uma fração significante
deste CO2 escapou para a superfície por fluxo de
fluidos ao longo de zonas de cisalhamento como
a Main Central Thrust, teria sido aquecimento
detectável no Eoceno (isso é oposto a visão de
Berner (1994) acima). Na verdade, o Eoceno
inferior (55 – 50 Ma) foi o período mais quente
no Cenozóico (Crowley e North, 1991), quando
uma das maiores extinções bentônicas em mar
profundo nos últimos 90 Ma ocorreu (Kennett e
Stott, 1991). As últimas glaciações Cenozóicas
estão relacionadas à diminuição considerável de
CO2 e, portanto da temperatura, que pode ter
sido causada pela rápida orogênese do Platô do
Tibet (Raymo et al., 1988; Raymo e Ruddiman,
1992). Dessa forma, a orogênese Himalaia-Tibet
pode ter sido em grande parte tanto para o
aquecimento e o subseqüente resfriamento
global no Eoceno.
Evolução atmosférica e o Desenvolvimento das
Formas de Vida
Tem havido uma estreita interdependência da
atividade atmosférica e biosférica ao longo do
tempo geológico (Fig.22.8). Por um lado, a
maioria do oxigênio livre na atmosfera resultou de
atividade biológica através da reação de
fotossíntese e, por outro, mudanças na
composição atmosférica, em particular o aumento
progressivo no teor de oxigênio molecular,
desencadeando maiores inovações biológicas que
permitiram que a vida evoluísse e se diversificasse
(Schidlowski,1984,1987;Schopf,1983;Schopf and
Klein,1992;Veizer,1988a).
Estudos dos isótopos do carbono de
Schidlowski (1988) forneceram evidências do
carbono redutor (orgânico) e dos carboidratos
produzidos pela fotossíntese em sedimentos de
3.8 Ga, mesmo quando não há restos orgânicos,
e isto indica que a própria vida deve ter
começado antes de 3.8 Ga. Prevê-se que antes
Figura 22.8 Sumário dos principais eventos geológicos e biológicos e seu timing em relação ao teor estimado de O2 da
atmosfera como uma porcentagem do nível atual atmosférico (PAL) (após Kershaw, 1990, reproduzido com
permissão da Blackwell Scientific Publications).
do início da vida havia um processo de evolução
química
pré-biótica,
proteínas
e
DNA
desenvolveram-se próximas a superfície de mares
anóxicos até eles se organizarem dentro de células
capazes de serem preservadas (Kershaw, 1990). O
teor de Corg de sedimentos arqueanos não foi tão
diferente de outras rochas mais jovens (
Schidlowski, 1983), e assim os dados isotópicos
do carbono são compatíveis com a existência de
uma biosfera fotossintética procarionte meio
(Hayes, 1983) ou igual ao de hoje (Schidlowski et
al., 1983). Procariontes são organismos
unicelulares, os quais faltam um núcleo e usam a
reação da fotossíntese (Fig, 22.9).
A presença de comunidades bacterianas no início
da vida na Terra é indicada por abundante carbono
orgânico em cherts mais velhos que 3.2 Ga
(Barley et al., 1979; Walsh, 1992), pelas camadas
laminadas de carbonato que podem ser
estromatólitos planos, por microestruturas
carbonáticas que se assemelham a bactérias
cocóides e fibrosas (Awramik et al., 1983; Walsh
and Lowe, 1985; Schopf and Packer, 1987), e pela
evidência isotópica que alguns desses organismos
foram autótrofos ( organismos como as
cianobactérias capazes de criar sua própria comida
pela fotossíntese) (Schidlowski et al., 1983).
Também alguns estromatólitos tridimensionais
Figura 22.9 Características gerais dos procariontes e eucariontes com ilustrações de exemplos-chave de fósseis (de
Kershaw, 1990, reproduzido com permissão da Blackwell Scientific Publications).
são mais velhos que 3.2 Ga (que são normalmente
aceitos como produtos de fotossíntese) no bloco
de Pilbara no Oeste Australiano (Walter et al.,
1980; Lowe, 1983; Buick and Dunlop, 1990) e no
cinturão Barberton da África do Sul (Byerly et
al.,1986), embora Lowe (1994) sugeriu que estes
foram formados por processos não-biológicos
como a precipitação evaporítica, ou a deformação
de sedimentos leves.
De acordo com Knoll (1994) níveis de pO2
provavelmente alcançaram cerca de 10% PAL
(níveis atmosféricos atuais) em 2.10 Ga. De 1.6 –
1.4 Ga o teor de oxigênio da atmosfera tinha
aumentado de tal forma que uma forma primitiva
de metabolismo oxidante foi possível; o primeiro
uso de oxigênio em eucariontes (Knoll, 1992a)
apareceu nesse período em águas oxigenadas (Fig.
22.9).
Estes foram organismos complexos
(heterótrofos, incapazes de criar seu próprio
alimento, que se alimentam de outros organismos)
com núcleos capazes de se dividir sexuadamente
possibilitando que o material genético codificado
(DNA) seja passado para seus descendentes. O
aumento na pressão do oxigênio foi marcado por
uma mudança da fermentação ineficiente, um
processo anaeróbico, para uma respiração, uma
forma muito eficiente e muito avançada de
metabolismo aeróbico. Com o aparecimento da
respiração os primeiros organismos eucariontes
foram capazes de evoluir um sistema nervoso para
controlar o processo e um sistema circulatório
para distribuir o oxigênio.
Na idade de cerca de 700-600 Ma o primeiro
Metazoa apareceu na forma da fauna Ediacara
(para detalhes veja o capítulo 13). Estes são
organismos multicelulares complexos que
precisam de oxigênio para poder crescer. A fauna
Ediacara tinha corpo mole, i.e., água-viva, vermes
e esponjas, e eles provavelmente continham
colágeno, a principal proteína estrutural nos
tecidos Metazoanos, que requer oxigênio
molecular para sua síntese, embora colágeno seja
particularmente preocupado com a formação de
esqueletos e conchas duras, evidência de que
apareceram no registro fóssil há 570 Ma no limite
Pré-Cambriano – Cambriano. A explosão do
Cambriano foi o evento quando eucariontes
usurparam a função dos procariontes em remover
CO2 do efeito estufa através da precipitação de
CaCO3 (Hsü, 1992).
Sedimentação
As quantidades, tipos e composições das rochas
sedimentares formadas em diferentes épocas na
história da Terra variam consideravelmente (Fig.
22.14). Muitos fatores podem ter contribuído com
estas variações, tal como mudanças nos tipos dos
ambientes tectônicos, atmosférico e evolução
hidrosférica, taxas de erosão dependentes das
mudanças da acidez dos solos devido ao
desenvolvimento de plantas e outras espécies,
mudanças na composição de rochas ígneas
formando acamamentos com contribuição de
detritos (dependendo do ambiente tectônico
existente), o escoamento global da água em
relação a área continental e a erosão, e processos
de reciclagem considerando a destruição,
preservação e formação de diferentes tipos de
sedimento. O objetivo aqui é resumir os conceitos
atuais nos processos predominantes e as
tendências que deram origem a essas grandes
mudanças com o tempo. Nesse assunto a cautela
deve ser utilizada como hoje estamos olhando
para os restos, e não para o âmbito original, das
sequências sedimentares. As principais causas das
mudanças tem sido atribuídas a dois fatores:
reciclagem e tendências evolutivas. Mas primeiro
nós devemos olhar para o volume e tipo das
rochas sedimentares preservadas.
Depósitos sedimentares em relação à idade
Uma estimativa da média da massa das rochas
sedimentares que restam hoje em dia para cada
período do Fanerozóico é obtido através da
divisão da sua massa estimada pela duração de
cada Período; a maioria das autoridades
concordam que existe um acentuado mínimo para
o Permiano e um máximo para o Devoniano e
Cenozóico e que a massa de rochas sedimentares
do Pré-Cambriano é a única um pouco menor que
a massa total do Fanerozóico mas sua distribuição
com a idade é pouco conhecida. Existem
relativamente poucos sedimentos do PréCambriano Superior (600-800 Ma atrás) e isso
representa um genuíno mínimo como não havia
um alto volume em cerca de 1.0 Ga.
A figura 22.15 mostra que os padrões de
distribuição de idade varia consideravelmente
para cada litologia. Em outras palavras as
porcentagens relativas das litologias varia com a
idade. Sequências mais jovens tem altas
proporções absolutas e relativas de calcários,
evaporitos e apatitas, e baixas proporções relativas
de sedimentos clásticos e dolomitos que as
sequências mais velhas.
Reciclagem
A reciclagem sedimentar é um conceito que leva
em consideração o fato que sedimentos tem sido
erodidos e redepositados (i.e. reciclado) ao longo
do tempo (Fig. 22. 16). O ponto é trazido à tona
quando se considera que nos dias atuais a taxa de
erosão de metade dos sedimentos expostos no
mundo será destruída em aproximadamente 100
Ma. Algumas rochas como lutitos e
vulcanogênicas são mais resistentes a reciclagem
que, por exemplo, calcários que podem ter sido
reciclados pelo menos cinco vezes nos últimos 3.0
Ga. O fato de que a maior parte da lama pelágica
oceânica é removida nas zonas de subducção
(tendo assim uma vida média de apenas 50-60
Ma) reflete a importância desse processo na
reciclagem de carbonatos oceânicos (Worsley et
al., 1984; Wilkinson and Walker, 1989). Assim, a
reciclagem de sedimentos levou a diferenças nas
proporções dos tipos de rocha originalmente
depositados quando comparados com os que são
vistos hoje em dia. A sistemática isotópica Sm-Nd
de sedimentos sugere que para as massas
sedimentares pós-Arquanas, que a reciclagem foi
de ≈ 90 ± 5% cannibalistic (Veizer e Jansen,
1985).
Figura 22.14 – Variações na ocorrência de rochas sedimentares e minérios de associação sedimentar durante a história
geológica (after Veizer, 1988b com permissão de John Wiley).
Figura 22.15 – Observa-se a distribuição acumulativa
massa-idade dos principais tipos litológicos
sedimentares: gr, grauvacas; sh, folhelhos; ark,
arcóseos; SS, arenitos; dol, dolomitos; evap,
evaporitos; lm, calcários; phosp, fosforitos(apatitas).
CB, embasamento continental; P, plataformas; MOB,
cinturões orogênicos maduros; OD, domínio oceânico
(bacias de margem ativa para passiva) (de Vezier,
1988b, reproduzido com a permissão de John Wiley).
Crosta oceânica, por causa da sua rápida
reciclagem, é subestimada no registro geológico
em rochas mais velhas que 300 Ma, e deste modo
a diversidade tectônica relacionada com esse fato
é claramente a função do tempo. Uma significante
conclusão para o conhecimento da reciclagem é a
que observamos nos padrões sedimentares pósArqueano que não registraram detalhes da
evolução crustal.
Veizer e Jansen (1979, 1985) explicaram os
dados acima da seguinte forma. O Archacan foi
dominado pelo desenvolvimento do primeiro ciclo
de massa sedimentar da erosão contemporânea (≤
250 Ma old) das rochas ígneas (jovens)
precursoras (fundo oceânico, arcos e platôs).
Subseqüente ao alto grau de cratonização, e
estabelecimento de um próximo atual massa
sedimentar global em ≈2.5 ±0.3 Ga atrás (70-85%
da crosta continental foi formada por volta desse
tempo; McLennan e Taylor, 1982), reciclagem
tornou-se a característica dominante na evolução
do sedimento. Atualmente a alta freqüência de
rochas vulcânicas em greenstone belts Arqueanos,
apesar de evidências de reciclagem, sugere-se
uma excessiva abundancia original, e segue-se
que o domínio oceânico foi o regime tectônico
dominante nos primórdios da Terra. Os 30% de
componentes máficos presentes na existente
massa sedimentar é mais provável que
representem uma relíquia dos sedimentos máficos
originais do Arqueano Inferior, ainda não
dispersados pela subseqüente reciclagem (Veizer,
1988b).
Nós podemos olhar para a situação de
outra forma. Os dois maiores fluxos atuais que
controlam a composição da água do mar são
descarga de rios e a interação entre a água do
mar e os basaltos oceânicos, a maioria em
células hidrotermais nas cadeias mesooceânicas. A figura 22.17 mostra que a cerca de
2.5 Ga uma cross-over levou a um lugar entre os
fluxos quentes/de calor da (declining) superfície
do manto e o desenvolvimento de continentes
(Veizer, 1988a). Isso significa que o fluxo do rio
Figura 22.16 – Excesso no modelo Sm/Nd de idade
para sedimentos sobre as suas idades estratigráficas
(Δ). (a) Cálculos teóricos da Δ-idade dos declives, que
representa (de)graus no cannibalism em porcentagem.
Quantidades menores de reciclagem conduzem a
declives mais rasos. (b) Valores de Δ para sedimentos
foi calculado com dados experimentais de várias
fontes (de Veizer e Jansen, 1985, reproduzido com a
permissão da Universidade de Chicago).
Veizer (1982) resumiu as principais mudanças
em fácies sedimentares através do PréCambriano Inferior e Médio:
Figura 22.17 – Representação esquemática dos fluxos
de calor na superfície do manto e de áreas de
crescimento continental durante o tempo geológico.
Nota-se que a taxa de 87Sr/86Sr da Fig. 22.18 é
proporcional a taxa continental – fluxo oceânico, e
sofre um aumento significativo por volta de 2.5 Ga
refletindo um decréscimo no fluxo mantélico e um
crescimento na crosta continental (de Veizer, 1988ª,
reproduzido com a permissão de Kluwer Academic
Publishers).
foi não-linear proporcional ao tamanho dos
continentes contemporâneos, ao passo que a
intensidade da circulação da água através dos
basaltos de fundo oceânico foi proporcional a
produção de calor no manto. Deste modo, no
Arqueano o buffering da química do oceano foi
principalmente por basaltos, enquanto que nos
tempos pós-Arqueano, foram caracterizados por
grandes continentes e pouca produção de calor
no manto, o fluxo dominante foi a descarga de
rios continentais.
O argumento mais radical em apoio a
reciclagem crustal veio de Armstrong (1981) que
utilizou isótopos de Pb, Sr e Nd para sugerir que
as atuais massas de continentes de desenvolveram
no início do registro geológico e que elas tem sido
recicladas como sedimentos através de zonas de
subducção desde a forma near-steady-state. Essa
posição foi refutada por McLennan e Taylor
(1983) que calcularam que as taxas de
sedimentação são insuficientes para apoiar o
modelo de não crescimento continental.
Tendências sedimentológicas
Alem das mudanças devidas a várias
reciclagens, proeminentes mudanças a longo
prazo tem tomado lugar em composições e
relativa abundância de rochas sedimentares.
1. Greenstone belts do Arqueano Inferior e Médio
foram formados por edifícios máficos e félsicos
vulcanogênicos e vulcanoclásticos com alto
relevo, encobertos por sedimentos químicos como
cherts, formações ferrosas tipo Algoma,
exhalative carbonatos e baritas. Rochas similares
atualmente ocorrem próximas as cordilheiras
oceânicas e arcos de ilha.
2. Cinturões Neo-arqueano são caracterizados por
uma ressedimentação clástica de uma assembléia
de turbiditos de água rasa depositados em leque
submarinos, e uma fácies não marinha de
conglomerados estratificados, arenitos e siltitos
depositados em planícies aluviais de rios
entrelaçados.
3. Estes sedimentos transpõe lateralmente e
verticalmente dentro de arenitos de acamamento
cruzado e conglomerados clasto sustentados
formados em ambientes costeiros como planície
deltaica, planícies de maré e plataformas
marinhas. Tais sedimentos implicam na existência
de uma estável hinterland e eles representam uma
transição para assembléias maduras do Eoproterozóico.
4. Sedimentos Eo-proterozóicos pertencem a uma
madura plataforma com assembléias de
ortoconglomerados,
arenitos
quartzíticos,
folhelhos e carbonatos de uma formação ferrosa
de tipo superior.
O limite Arqueano – Proterozóico é deste
modo caracterizado por uma mudança de fácies
imaturas para fácies maduras, que resultaram da
expansão de mares epicontinentais produzidos
possivelmente pela progressiva cratonização dos
cinturões Arqueanos. A evolução das massas
sedimentares pós 2.5 Ga é tipificada por ≈ 95% de
reciclagem cannibalistc, que portanto redispersou
a maior parte do volume de composições máficas
(andesito basáltico) do Arqueano de modo que a
massa sedimentar global atual é desequilibrada
em favor de maiores composições máficas
comparadas com as fontes da crosta continental
superior que são mais granodioríticas.
Os três tipos de associações supracrustais
que são característicos do Eo e Meso Proterozóico
(Condie, 1982) são: 1. Quartzito – carbonato –
folhelho; 2. Quartzito – arcóseo, vulcânico –
bimodal; 3. Cálcio-alcalina vulcânica (andesito) –
grauvaca. Dolomitos substituídos por cherts com
dominância de sedimentos biogênicos no
Proterozóico, e que foram substituídos por
calcários no Fanerozóico. A diminuição na razão
dolomita/calcita com o tempo, reflete as variações
na evolução dos oceanos – sistema atmosférico.
Como mais CO2 entrou nos oceanos, mais Ca foi
depositado em CaCO3; quando mais CO2 é
colocado dentro de um sistema que Ca sendo
liberado durante o intemperismo (como no
Arqueano e Proterozóico) do que Mg sendo
depositado como uma fase carbonática em
dolomitos. O decrescimento marcado na razão
dolomita/calcita pelo Fanerozóico deveu-se a um
decréscimo em ambas as taxas de desgaseificação
juvenil e de desgasieficação do CO2 reciclado.
Mutuas variações entre sedimentos clásticos
e carbonatos tiveram lugar no Fanerozóico, o
mais recente quase substituindo pelo último no
Devoniano Inferior, o Permiano Superior –
Triássico Inferior e no fim do Cenozóico. Esses
períodos corresponde ao estágio final do
Caledonian, Variscan e Alpine – orogenia do
Himalaia que foram momntos de coalescencia de
palcas e conseqüente elevação do relevo. Picos de
sedimentação de carbonatos coincidiram com os
períodos das principais transgressões, máxima
atividade de espalhamento do fundo oceânico e
bom desenvolvimento das margens continentais.
O ciclo da água global durante o Fanerozóico foi
uma conseqüência das flutuações continentais no
escoamento, da área continental e da erosão, como
mostrado por Tardy et al. (1989) que calculou que
os períodos úmidos foram o Cambriano,
Devoniano-Siluriano e Cretáceo, e que os
períodos secos foram Permo-Triássico e o
Presente.
Tendências químicas
A composição das rochas sedimentares, em
particular folhelhos e carbonatos, demonstra
algumas distintas variações químicas através do
tempo geológico.
Todas as tendências das eras se encontram
retratadas na Fig. 22.18 que mostra a principal
mudança por volta do limite Arqueano –
Proterozóico, o qual é amplamente aceito para
refletir a mudança de mais máfico para mais
granítico, na crosta superior, com o tempo
(Veizer, 1988b; Condie, 1989a). Taylor e
McLennan (1985) assinalou que para a mesma
razão mais máfica, a composição da massa das
rochas sedimentares do Arqueano difere das
homologas pós – Arqueano por estar esgotadas
em Si, K e enriquecidas em Na, Ca e Mg; e Cr-Ni
contidas nos pelitos tem comparativamente um
decréscimo, por causa da diminuição na
abundancia dos komatiitos.
Houve um acentuado aumento na razão
87
Sr/86Sr nas rochas carbonáticas marinhas no
limite Arqueano – Proterozóico. Os valores
arqueanos são tipicamente na faixa do manto
contemporâneo, enquanto que amostras do
Proterozóico
são
significantemente
mais
radiogênicas. Este aumento é atribuído a um
exponencial decréscimo no fluxo de calor do
manto, associado com o esfriamento da Terra, e
um acompanhamento no crescimento dos
continentes que resultou em um maior fluxo
continental dentro dos oceanos de estrôncio mais
rediogênico depois de 2.5 Ga (Veizer et al., 1982;
Eriksson, in press).
Sedimentos
pelíticos
pós-Arqueanos
derivados de diferenciadas rochas graníticas tem
altas razões LREE/HREE e altas ΣREE que seus
equivalentes Arqueanos em greenstones belts
derivados de rochas indiferenciadas graníticas e
vulcânicas máficas-félsicas de arcos de ilha
(McLennan e Taylor, 1982). Esta evidência apóia
a idéia que o principal crescimento da crosta
continental no limite Arqueano – Proterozóico
(Taylor e McLennan, 1985): Existem as
assinaturas “pré-cratônicas” e “cratônicas” (Fig.
22.19) de Erikkson (in press). Da mesma forma os
sedimentos Arqueanos tem consideravelmente
baixas razões de Th/Sc e La/Sc e baixa
abundância absoluta de elementos compatíveis
como Th, La e U. Particularmente notável é a falta
de anomalias negativas de Eu nos sedimentos
Arqueanos, em contraste com uma constante
diminuição no Eu do NeoProterozóico até o
Presente, o último reflexo da retenção de Eu em
plagioclásio como resultado de derretimento
parcial da crosta continental inferior (Taylor e
McLennan, 1985).
Magmatismo
Há muitos que acreditam que o magmatismo
(atividade magmática) tenha sido o principal
processo que contribuiu para o crescimento
(growth) dos continentes. Na seção anterior nos
vimos consideráveis evidências para um grande
salto na evolução dos continentes no limite
Arqueano – Protezóico. 70-85% da crosta
continental foi formada há 2.5 Ga (McLennan e
Taylor, 1982) e 90% ou mais no final do
Proterozóico (Miller et al.,1986). Esse
crescimento foi em grande parte devido à adição
de magmas máficos e cálcio-alcalinos e por isso
nos devemos considerar aqui a contribuição do
magmatismo para a evolução dos continentes.
Há vários aspectos interessantes sobre a
evolução química e magmatismo da crosta
continental:
1 – É bem conhecido que muitas rochas do
Arqueano de ambas as rochas (greenstone belts e
granulito-gnaisse belts) desnvolvel valores
(Figura 22.18 – Observar a direção preferencial (trend) secular na composição química de rochas sedimentares. Note
mudanças apreciáveis no limite Arqueano-Proterozóico. Para discussão ver texto (after Veizer, 1988b, reproduzido
com a permissão de John Wiley).
(Figura 22.19 – (a) Padrões esquemáticos dos
elementos
raros
dos
pelitos
‘preacratonic’
característicos dos Greenstone belts Arqueanos e
derivados de granitóides indiferenciados como
tonalitos e rochas vulcânicas félsicas e máficas; e
pelitos ‘cratonic’ que são típicos do registro pósArqueano e derivados de uma crosta continental
constituída por granitóides diferenciados. Na ultima
retenção de Eu nos plagioclásios resultado da fusão da
crosta inferior dá origem a uma anomalia Eu negativa.
(b) Seções de placas tectônicas distinguindo entre
‘precratonic’ prisma island-accretionary – crosta
oceânica, e margens continentais ‘cratonic’ estáveis.
positivos de eNd de +1 a +5 por 3.5 Ga,
demonstrando que um reservatório de manto
empobrecido existiu no inicio do Arqueano
(capítulo 20). Chase e Parchett (1988) propuseram
que a subducção precoce (early) da crosta
‘oceânica’ máfica/ultramáfica e o armazenamento
temporário no manto ao invés de um imediato
“mixing back” (mistura de volta) para um manto
indiferenciado
foi
responsável
pelo
empobrecimento e altos valores de eNd do manto
superior Arqueno. Contudo, Blichert-Toft e
Albarède (1994) usaram os dados de eNd para
sugerir que as heterogeneidades químicas de curta
duração (short-lived) no manto do Arqueano
Superior (Late Archean) evidenciam que a
convecção média era 10 vezes mais rápida do que
atualmente, a partir do qual eles concluíram que
as placas tectônicas modernas podem ser um
improvável análogo para o Arqueano.
2 – Taylor e McLennan (1985) revisaram seus
modelos andesíticos para o crescimento (growth)
continental, concluindo que em toda parte a
composição (a crosta em sua totalidade) da crosta
Arquena foi exposta ao intemperismo semelhante
à média do que ocorre atualmente nas rochas de
ilhas de arco vulcânico, assim como o calculado
para o que ocorre atualmente em toda a crosta.
Daqui resulta que se a crosta continental é
andesítica, e se nos dias atuais a crosta superior
possui composição granodiorítica, então a crosta
inferior possui uma química máfica (composição
máfica). Este modelo de arco de ilhas para o
crescimento dos continentes fornece, assim, uma
composição total da crosta, a partir do qual a
crosta superior graniodioritica é derivada de uma
diferenciação parcial, deixando a crosta inferior
empobrecida, uma crosta máfica.
Entretanto, se a composição da crosta continental
é silícica (silicic), Turcotte (1989) argumentou
que é necessário remover a crosta inferior máfica,
e para fazer isso ele propôs a delaminação de
porções substanciais da litosfera continental,
incluindo a crosta continental inferior por um
stoping process (e não por um colapso
extencional).
3 – Weaver e Tarney (1984 a,b) salientaram que o
plutonismo cálcio-alcalino foi dominante sobre o
vulcanismo andesitico como o agente para o
crescimento crustal através do tempo geológico.
De acordo com esses autores, a química dos arcos
de ilha intra-oceânico é muito básica para
produzir a composição crustal média (e deste
modo a crosta continental deve ter composição
mais silicosa que andesítica), e os granulitos
Arquenos, que são os nossos representantes mais
próximos da crosta média-inferior, não são os
resíduos máficos refratários da fusão intra-crustal,
mas possuem uma composição intermediária
(tonalitos), modificado apenas ligeiramente por
processos metamórficos que atingiram a fácies
granulito. Tonalitos Arqueanos tem abundância
em elementos traços próximo (acho que é
semelhante) dos tonalitos Fanerozóicos (Fig. 21.5)
e em particular aos tonalitos terciários andinos. É
do nosso conhecimento que tonalitos são as
rochas plutônicas dominantes dos batólitos do tipo
andino do norte ao sul da América, e o
crescimento da crosta continental Arqueana no
soerguimento Kapuskasing ocorreu por uma
acreção vertical de plútons tonalíticos de alguma
forma de atividade na margem continental
(Percival e West, in press). Relações geológicas
indicam que do inicio ao fim do Arqueno o
crescimento crustal foi predominantemente por
acreção do tipo arco de ilha, mas no final do
Arqueno a primeira pequena atividade de margem
continental evoluída em que o magmatismo
tonalítico foi predominante, e no Proterozóico
muito crescimento crustal orogênico foi similar ao
Andes e a Cordilheira do Oeste Americano
(Samson e Patchett, 1991). A pequena diferença
entre a composição Arqueana e a composição
moderna Andina reflete um crescimento de um
componente derivado de fusão parcial hidratada
da subducção da crosta oceânica no Arqueano,
consistente com elevados fluxos de calor.
O Proterozóico
Agora vamos considerar o magmatismo
Proterozóico, comparado com o magmatismo
arqueano, foi caracterizado por uma dominância
de granitos de alto potássio com mínimo de fusão
sobre as rochas ígneas cálcio-alcalinas
silicosas/intermediarias,
implicando
uma
dominância de diferenciação crustal e fusão sobre
crescimento crustal (Dewey e Windley, 1981).
Isso que significa que houve uma tendência a
longo prazo sobre a historia inteira da crosta de
magmatismo mais sódico a mais potássico. Para o
Proterozóico os seguintes foram processos
importantes.
Poucos crátons Arqueanos estão sem
enxames de diques máficos do Proterozóico
Inferior (inicio do Proterozóico). Muitos desses
diques são basálticos e possuem características
químicas semelhantes ao derrame basáltico
continental Fanerozóico. Seu papel na quebra dos
continentes e a natureza de seus processos
petrogenéticos
não
tiveram
mudanças
significativas ao longo do tempo (Tarney, 1992).
Contudo, também no inicio do Proterozóico
(Proterozóico inferior) um grande número de
diques magnesianos noríticos, assim como
soleiras e lopoliths foram intrudidos na maior
parte dos continentes (Capitulo 16). Hall e
Hughes (1993) argumentaram que o manto
litosférico sub-continental, que foi empobrecido
devido a extração de volumosos magmas para
fornecer lavas komatiticas-toleíticas Arquenas, foi
contaminado pela fusão parcial hidratada devido a
inúmeras placas subductadas no final do Arqueno
(late arqueano), e foi parcialmente fundida no
inicio do Proterozóico dando origem as intrusões
noríticas. A interessante questão surge: houve
qualquer
conexão
entre
os
komatiitos
magnesianos e os noritos do Precambriano
Inferior (Early). Figura 22.20 sugere duas
possibilidades.
Complexos pós-orogênicos tipo andino de
alto potássio e cálcio-alcalino em tais orógenos
como Wopmay e TransHudson (Capitulo 16)
eram mais prováveis de serem derivados de uma
cunha mantélica de fluxos de voláteis ao invés de
uma fusão direta da placa downgoing (que está
por baixo). Isso pode refletir em uma mudança a
longo prazo de mais fusão de placas (slab) sem
desidratação no Arqueano para mais fusão de
cunhas (wedge) como resultado da desidratação
de placas (slab) do Proterozóico Inferior até os
dias atuais (Martin, 1986).
O empilhamento do estágio pós colisional
de empurrão-nappe (thrust-nappe) nos orógenos
colisionais leva a um aumento da fusão parcial
da crosta continental inferior tectonicamente
espessa e geração de leucogranitos e granitos
alcalinos do tipo A. Granitos rapakivi são
produtos característicos pós orogênicos dos
orógenos do inicio do Proterozóico (inferior)
como os de Ketilidian (Dempster et al.,1991;
Windley, 1991) e o Svecofennian (Haapala e
Ramo, 1992; Windley, 1993b). Os orógenos do
Proterozóico superior (final) no Nordeste da
África (Shackleton, 1986; Key et al.,1989) e
Madagascar (Windley et al.,1994) são formados
por uma colisão tectônica contendo muito
potássio de crosta granítica fundida. O orógeno
Grenville do médio Proterozóico submetido a
uma tectônica de espessamento possui granitos e
anortositos associados ao colapso orogênico
(Rivers, 1994). O colapso extensional de
orógenos espessos associados ao manto
litosférico adelgado remove a camada de limite
Figura 22.20 – Esquemática taxas de produção de basaltos, komatiitos, noritos e bonitites com relação à idade,
crescimento continental e produção global de calor. Modelo A noritos são uma continuação do magmatismo
komatiitico. B, magmatismo komatiitico acaba (dies out) em direção ao final do Arqueano, e o magmatismo noritico
inicia e é preservado como conseqüência do espessamento crustal do final do Arqueano até o inicio (early) do
Proterozóico (de Hall e Hughes, 1993, reproduzido com permissão do The Geological Society Of London).
limite térmico e eleva em toda a parte o
orçamento (budget) termal dos colapsos
orogênicos (England, 1993), para gerar (to
drive) metamorfismo da fácies granulito e
formação (e potencial underplating) de suítes
magmáticas pós-orogênicas – Fig.20.21
(Fountain, 1989; Nelson, 1991; Turner et al.,
1992). Isso explica os modelos para a entrada de
novo material mantélico bem como a fusão da
crosta inferior continental desses orógenos
(Crawford e Windley,1990; Windley,1993b). Se
a camada de limite termal foi significantemente
fina no Pré Cambriano, como sugerido por
Pollack (1986) e mostrado na Figura 22.22,
deveria ter sido fácil remover isso, comparado
com os dias atuais.
A quebra do supercontinente Laurásia
(Laurasian) no médio-Proterozóico influenciou
uma ampla margem continental, agora (se
encontra) no leste da América do Norte
(Capítulo 15). Produtos magmáticos resultantes
são caracterizados por anortositos, rochas
graníticas alcalinas a peralcalinas e uma
generalizada queda de cinzas silícica (Kay et al.,
1989; Windley, 1993b). Os tipos de geração de
magmas acima refletem a espessa, maior e mais
forte placa do Proterozóico, e eles continuaram
a se formar durante o Fanerozóico onde eles
podem ser relacionados a diferentes estágios do
ciclo de Wilson.
Crosta Oceânica através do tempo
Este assunto, que é muito centrado nos
Greenstone Belts do inicio do (early) PréCambriano, diz respeito aos problemas de
reconhecimento dos ofiolitos, platôs oceânicos e
crosta oceânica basáltica, e o significado de
komatiitos. Os capítulos 17 e 21 revisam esses
problemas para o Proterozóico e o Arqueano,
respectivamente, então aqui nós podemos resumir
a posição atual.
Existe
atualmente
uma
principal
controvérsia na existência de crosta oceânica
Arqueana. Bickle et al. (1994) estavam
dispostos a aceitar que isso existiu, que isso
Figura 22.21 – Desenho ilustrando a evolução de um orógeno convergente sujeito a força motriz para convergência,
Fdc, com o desenvolvimento resultante das forças de empuxo horizontal, Fb, que aumentam o grau de adelgaçamento
litosferico de B para C. Antes do adelgaçamento convectivo do manto litosférico, a elevação máxima do platô
orogênico era ditada pelo balanceamento entre a força motriz (driving forces) e força de empuxo (buoyance forces)
(A). Aumento na energia potencial do consequente orógeno sobre o adelgaçamento convectivo do manto litosférico
não permitirá mais uma deformação compressional (B) e podem induzir um colapso extensional do orógeno se as
forças de empuxo excederem as forças motrizes por valor equivalente a força da litosfera para uma para uma falha
extensional (C). Magmas gerados como conseqüência do adelgaçamento crustal podem aparecer tanto como pósorogênicos (B) ou extensional (C) (from Turner et al.,1992, reproduzido por permissão do The Geology Society Of
America).
Figura 22.22 – Temperatura média do manto (T), produção de calor (Q), espessura da camada de limite térmico (L),
referidos aos valores dos dias atuais, através do tempo (from Pollack, 1986, reproduced by permission from Elsevier
Science).
estava provavelmente preservado em algum lugar,
mas que nenhum ofiolito Arqueano havia sido
encontrado ainda. É claro, muito depende do que
você espera nessas circunstancias. Nós sabemos
que inequívocos ofiolitos com cobertos por diques
e todos os outros trapping de ofiolitos modernos
podem ser reconhecidos back to (possuindo) 2.0
Ga (Purtuniq e Jormua). O problema Arqueno é
centrado no fato de que as lavas basais e
sedimentos no Zimbabwe e na província Slave
rest erosivamente no embasamento continental.
Assim, podemos estar olhando não para uma
crosta oceânica e sim para alguns ambientes
relacionados. McLachlan e Helmstaedt (1994)
concluíram que o complexo dique máfico
(química de MORB) no Greentone Belt
Yellowknife foi intrudido em uma zona
extensional de uma placa overriding em um limite
de subducção adjacente retreating (recuando) a
um rift? (to a rifted?), attenuated margem
continental (muito confuso isso!). O alto fluxo de
calor no Arqueno (plumas?) pode ser esperado
como causa para adelgaçamento da litosfera
continental; Poderia alguns platôs oceânicos ser
formados em tal crosta attenuated?
Então existem muitos platôs oceânicos nos
greenstone belts Arqueanos? As interpretações de
kusky e Kidd (1992) no Zimbabwe foram
refutadas por Bickle et al. (1994), mas arcos de
ilhas, que agora nós sabemos que foram
amplamente reconhecidos no final do Arqueano
pode muito bem formar no alto (on top) de platôs
oceânicos (Desrochers et al, 1993, 1994), de
modo que devemos estar olhando crosta oceânica
de sub-arco, bem como ofiolitos reais. Os mais
modernos platôs oceânicos estão embaixo d’água,
mas o platô da ilha Gorgona contém komatiitos
ultramáficos Terciários que são quimicamente
semelhante aos komatiitos Arqueanos (Storey et
al, 1991). Basaltos komatiiticos modernos
ocorrem [que são comparáveis em química
(composição) para equivalentes Arqueanos] na
Bacia de back-arc Lau no sudoeste do Pacífico
(Frenzel, et al., 1989) e a lenta difusão (slowspreading) Nansen-Gakkel Ridge (crista) no
Ártico, onde eles estavam associados a basaltos
spinifex (Muhe et al.,1991). A alta temperatura de
erupção dos komatiitos ultramáficos requer um
alto grau de fusão do manto do requer atualmente
(than today). A viscosidade muito baixa dos
magmas komatiticos no Arqueano teria facilmente
entrado em erupção através de ambas – crosta
oceânica e crosta continental attenued, formando
extensivos derrames de lavas
nos platôs
oceânicos ou nas crostas continentais. A mudança
na composição dos komatiitos através do limite
Arqueano-Proterozóico pode ser reflexo do início
do comportamento da pluma (mantélica)
(Campbell e Griffins , 1992). Esta mudança
fundamental e irreversível na natureza do manto é
refletida na transição de muitos komatiitos
extrusivos de alto Mg no Arqueno, para Basaltos
komatiticos e komatiitos de baixo Mg no
Proterozóico, para picritos intrusivos no
Fanerozóico (Lesher, 1994). Também parece ter
havido menos arcos no inicio, comparados com o
final do Arqueano. Por isso, devemos aceitar aqui
algumas mudanças seculares (muito antigas) na
evolução litosférica através do tempo.
De acordo com Moores (1993) ofiolitos
colocados em colisões orogênicas antes que 1.0
Ga possui uma crosta magmática espessa mais
nova que os ofiolitos, e então ele sugeriu que a
crosta oceânica no Mesoproterozóico era de
duas a três vezes mais espessa que atualmente.
Isso pode ser consistente com a opinião
generalizada de que a crosta oceânica Arqueana
possuía espessura variando de 20-50km, um
resultado inevitável do alto grau de fusão de um
manto mais quente (Capitulo 21).
Arcos de ilhas e faixas magmáticas tipo Andes.
Subducção e acreção nas margens ativas de
placas são os principais meios de crescimento
continental na Historia da Terra (Hamilton, 1981;
Samson e Pachett, 1991). Não há nenhum
problema em identificar arcos de ilhas em todo o
Proterozóico. Crátons, produtos de colagens dos
arcos de ilhas ocorrem no escudo Arabian-Nubian
(?) no final do Proterozóico e no inicio do
Birimian no oeste da África. O greenstone belt
Yavapai no sudoeste dos Estados Unidos e o
greenstone belt Flin Flon no orógeno TransHudson do Saskatchewan no Canadá eram
considerados
Arquenos,
devido
a
suas
similaridades com os greenstone-granite belts,
mas agora se percebeu que ambos, muito bem
datados, fornecem idades dos arcos de ilhas do
Proterozóico Inferior (Hofmann, 1988; Karlstrom
e Bowring, 1988; Dostal et al., 1994; Lucas e
Stern, 1994). Na ultima década muitos
especialistas em diversas disciplinas concluíram
que a maioria dos greenstone belts Arqueanos no
Canadá (Hoffman, 1988, 1989b; Card, 1990;
Percival, 1994; Thurston e Chiver, 1990;
Thurston, 1994) e Austrália (Myers, 1993) contém
arcos de ilhas que não são muito diferentes
daqueles do Fanerozóico; esta interpretação é
baseada em uma grande numero de dados
multidisciplinares.
Muitos arcos de ilhas acrescidos no
Fanerozóico contém complexos sub-vulcânicos
máficos-ultramáficos que variam desde se
acumular em camadas como podem ser intrudidos
por rochas vulcânicas. Exemplos: um arco
Mioceno no Hokkaido, Japão (Komatsu et al.,
1983), os gabro-noritos cálcio-alcalinos no
complexo Chilas no arco Cretáceo em Kohistan,
Paquistão (Khan et al. 1989), o complexo
Jurassico Border Range no Alasca (Burns, 1985),
e muitos outros
complexos de arcos na
Cordilheira do Canadá. Complexos comparáveis
(acho que seria semelhantes!) ocorrem nos arcos
de ilhas dos greenstone belts Arqueanos no
Canadá e na Índia que também possuem intrusão
de lavas (Capitulo 19). As características
geoquímicas sugerem um ambiente de back-arc
(retro arco) para o complexo Chilas (Khan et al.,
1989) que foram colocadas dentro do arco devido
a fusão parcial de um diápiro do manto (Khan et
al.,1993) e a recente descoberta feita por Asif
Khan nos turbiditos intercalados pelas lavas Chalt
substanciando uma configuração de back-arc da
principal parte do arco Kohistan. Metabasaltos
toleíticos intrudidos por complexos máficosultramáficos Arqueanos na índia possuem
afinidades químicas com basaltos oceânicos que
podem ser de back-arc (Srikantappa et al., 1984;
Weaver, 1990). Importante nessas considerações é
o anortosito Arqueano Shawmere, que ocorre
dentro dos gnaisses tonalíticos abaixo do arco de
ilha do belt Abitibi exposto pelo soerguimento
Kapuskasing (Percival e Card, 1983; Percival e
McGrath, 1986) e a seção equivalente Pikwitonei
na Manitoba, que expõe uma seção de 20 km
através da crosta continental Arqueana. No
Pikwitonei os greenstone belts do tipo arco podem
ser traçados continuamente (para baixo) das fácies
xisto verde (mais superficial) até fácies granulito,
e na parte inferior dos gnaisses tonalíticos cálcio-
alcalinos estão as principais camadas de
anortosito, que são, notavelmente similares ao
complexo anortosítico Fiskenaesset (Ermanovics
e Davidson, 1976). Mezger (1996) concluiu que a
crosta do Pitwitonei desenvolveu como um arco
magmático, assim como os Andes.
Os granulitos-gnaisses belts Arqueanos na
Groelândia e na India e o belt Limpopo no sul da
África contém meta-tonalitos difundidos com
características relacionadas a subducção que
provavelmente se formou em margens ativas do
tipo Andes (Windley e Smith, 1976). Dentro
desses gnaisses cálcio-alcalinos são comuns
anfibolitos metavulcânicos que estão intimamente
associados às camadas (layered) de complexos
gabro-anortositos. A química complementar dos
anfibolitos toleíticos e das camadas (layered) de
complexos na Groelândia sugerem origem a partir
da crosta oceânica (Weaver et al. 1981, 1982; Hall
et al. 1987b). Esses complexos de camadas
(layered) são comparáveis ao inicio (early mafic
complexes) dos complexos máficos nos batólitos
tonalíticos do Cretáceo nos Andes (Windley et al.,
1981) tal como os do Peru, que intrudiram
contemporaneamente as rochas vulcânicas em
uma bacia marginal extensional na margem
continental ativa (Regan, 1985). Portanto, pontos
de informação atual para uma origem similar aos
complexos maficos-ultramáficos nos arcos
modernos como Kohistan e os Andes, e um desses
nos greenstone belts e granulito-gnaisse belts
Arqueanos (essa parte ta estranha...). Em todos os
casos sabem-se que os complexos em camadas
(layered – traduzido como mergulho) são
contemporâneos as lavas cogenéticas e foram
intrudidos por tonalitos do tipo arco. Isso significa
que muitos dos granulito-gnaisse belts do
Arqueano são belts magmáticos Arquenos
altamente thrusted (empurrados?).
O que nós podemos concluir a respeito do
magmatismo do tipo arco na história da Terra? A
partir da avaliação da literatura na ultima década,
eu diria que a opinião da maioria dos especialistas
em greenstone belts Arquenos são emcompassed
(concordantes?) by Thurston (1994) que a partir
de sua ampla pesquisa concluiu o seguinte. A
diversidade
dos
tipos
de
assembléia,
configurações paleoambientais e desenvolvimento
da tectônica sugerem similaridades com os
processos modernos da Terra. A dominância do
ash-flow (fluxo de cinzas) vulcânicas nos arcos
piroclásticos sugere erupção de uma grande
câmara magmática numa crosta espessa. As taxas
de suplementos de magmas basálticos para arcos
Arqueanos
(0.1-1.0km²/ano)
podem
ser
comparadas com sistemas modernos. Espessura
continental Arqueana e arco de ilha crustal são
comparados com análogos modernos. Se os
regimes de ilhas vulcânicas continentais e
oceânicas são similares aos regimes modernos, a
maior perda de calor gerada no manto mais quente
Arqueano deve ter sido centrado através da
produção de Grandes Províncias Magmáticas por
plumas e pela produção de vulcões oceânicos no
spreading ridges (acho que são tipo hot spots,
gerando ilhas no interior do placa). Diferença
pequena, porém significante entre rochas de arco
modernas e Arqueanas pode ser interpretada como
reflexo da mudança de um maior fusão
(derretimento) de placas do Arqueano para um
maior derretimento (fusão) de cunhas (wedge) nos
tempos pós-Arquenaos, e a mudança na química
dos komatiitos e abundância indicam que houve
mudanças nas plumas mantélicas com o tempo
(Capitulo 21).
O estilo da amalgamação (fusão) tectônica
dos arcos de ilhas dentro dos crátons não mudou
fundamentalmente com o tempo (Taira et al.,
1992) a partir da província do Arqueno Superior
(Card, 1990) e do bloco Yilgarn (Myers, 1993),
até o cráton do inicio do Proterozóico Birimian do
oeste africano (Abouchami et al., 1990), até o
escudo do final do Proterozóico Arabian-Nubian,
até a colagem dos arcos da Ásia central (Sengor et
al., 1993b), e até então os arcos MesozóicosCenozóicos que estão em vários estágios de
amalgamação da incipiente na Indonésia até
avançado no Japão.
Uma conclusão geral seria aquela que
existem variações entre os arcos Arquenos e os
mais jovens reflete as diferenças no orçamento (eu
acho que é quantidade) de calor, movimento e
resposta das placas litosféricas, em vez de
diferentes processos tectônicos, como é
corretamente previsto por Hamilton (1981).
Pequenos
continentes
gnaissicos
teve
aparentemente se desenvolvido há 3.5-3.2 Ga,
permitindo assim que os arcos de ilhas se
formassem adjacentes a eles (Kroner e Layer,
1992). Crescimento crustal por processos
magmáticos do tipo arco de ilhas foi tão intenso
durante o final do Arqueano que, após a quebra do
especulativo supercontinente no limite ArqueanoProterozóico, as placas continentais resultantes do
inicio do Proterozóico foram suficientemente
extensivas que quando elas colidiram pra formar o
orogeno colisional estilo Fanerozóico (com seu
magmatismo associado), como o Trans-Hudson,
amplos foreland estáveis se mantiveram em seus
flancos. Isso é presumido numa mudança
substancial na area e volume das placas continetal
no limite Arqueano-Proterozóico que está sendo
captado pelos registros sedimentares, como
indicado na ultima seção.
Nos podemos ter certeza de que aquilo que
olhamos nos registros magmáticos reflete nos
atuais processos de crescimento?
A idéia elaborada por Veizer et al. (1992)
nos carbonatitos ilustram esse ponto. Seu
inventário (registro)
de ocorrencias
de
carbonatitos datados mostra que sua freqüência
diminui exponencialmente com o aumento da
idade geológica, voltando para o inicio do
Arqueano (Fig.22.23). Este padrão é geralmente
considerado como um trend secular do aumento
de atividade dos carbonatitos com o tempo,
refletindo no aumento da estabilidade dos
continentes (Wooley, 1989). Entretanto, Veizer e
seus colegas propuseram uma explicação
alternativa com o aumento da idade dos
segmentos crustais. Em outras palavras, dispersão
da erosão e reciclagem tem dado origem a um
aparente crescimento na atividade. Se isso for
verdade, iria influenciar de forma significativa os
modelos de evolução do manto envolvendo
diminuição (depleção) e reabastecimento de
carbono através do tempo geológico. Entretanto,
fatores adicionais que pesam sobre esse problema
são: 1- carbonatitos estão intrudidos dentro dos
crátons estáveis, e, portanto são menos ou
improváveis
de
serem
erodidos
para
retrabalhamento, comparado com outras rochas
dentro de orogenos thrust-thickened. 2- O fato dos
carbonatitos não aparecerem até o Proterozóico
Inferior pode ser resultado da carencia de carbono
e oxigênio suficiente nos oceanos Arqueanos para
serem reciclados no interior do manto para
retornar no Proterozóico Inferior. Após o
desenvolvimento de extensas plataformas
carbonáticas no Proterozóico Inferior, propiciou
quantidades de carbono (devido a reciclagem dos
sedimentos) no manto fundido para criação de
mais e mais carbonatitos.
Regime Termal
A relativa simples evolução termal da litosfera
oceânica é bem conhecida, porém dados do
fluxo de calor dos continentes indica uma
evolução termal mais complexa devido à
complicada história estrutural. Além disso, os
sucessivos episódios estruturais e metamórficos
durante
a
orogênese
devem
originar
justaposição tectônica e overpring, o qual deve
originar um complexo cinturão metamórfico
continental.
Produção de calor
O orçamento termal da terra com considerações
da evolução crosta-manto arqueana era resumida
em Charper 21. Isto é bem estabelecido, a
produção de calor no arqueano era duas ou três
vezes maior que hoje e vem decaindo
exponencialmente dede então. Isto se deve
provavelmente a perda de calor através das
correntes de convecção, que com esse recurso
possibilitou uma mais rápida geração e reciclagem
da crosta oceânica, com placas que fossem
subductadas com recursos de 20 Ma comparado
com 60 Ma até o presente. Sessenta porcento do
calor perdido na terra hoje é usado na criação e
resfriamento da placa oceânica, e esse é o melhor
mecanismo capaz de dissipar eficientemente o alto
fluxo de calor do Arqueano. Em Vênus o calor
removido através de um processo singular de
derretimento do manto que produz um volumoso
vulcanismo, mais a química terrestre do
magmatismo arqueano sugere um manto que
passou por dois estágios de derretimento,
responsáveis pela formação dos modernos arcos
de rochas, i. e. acreção da crista e subducção da
zona derretida.
Através do alto fluxo de calor do aqueano
teria sido possível uma separação mais rápida do
fundo oceânico, uma questão continua como se lá
teria sido possível um fluxo de calor na base da
crosta continental. Contudo a proliferação de
magmas komatíticos e basálticos levou a
formação de um manto residual empobrecido sob
o continente arqueano, o que vem atuando como
escudo adicional contra o fluxo de calor, e que é
desviado dos distantes crátons para a litosfera
oceânica. Diamantes arqueanos nos kimberlitos
foram formados nas zonas sub-continental.
Tendência secular dos Cinturões metamórficos
O caráter que é uma chave para a
preservação/exposição
dos
cinturões
metamórficos tem mudado com o tempo
geológico. Alta pressão para temperatura
intermediária, glaucofano xisto não dá para saber
se é anterior ou posterior ao proterozóico, já
baixa-intermediária pressão, granulito é préCambriano ao invés de fanerozóco. Eclogitos são
mais provavelmente médio-proterozóico que
cenozóico. Uma pressão muito alta na assembléia
metamórfica (coesita, diamantes,...) ocorrem
(somente?) nas orogênesis fanerozóicas, porém
são encontradas antigas inclusões arqueanas nos
kimberlitos fanerózoicos. Então, são essas
relações tectônicas que porem explicar essa
tendência secular e a interrelação dos diferentes
tipos metamórficos?
Figura 22.23 Distribuição da freqüência das datas dos carbonatitos globais, (reproduzido com a permissão da The
Geological Society of American).
Xisto Azul
A ausência de antigos xistos azuis se deve a uma
grande variedade de causas:
1. A grande porcentagem de Xistos azuis
Mesozoico-Cenozoico ocorrendo nessa colagem
dos terrenos por todo o oceano Pacífico ( e
eventualmente nas zonas de subducção ativas),
porém eles não podem ser comparados
diretamente com exemplos paleozóicos antigos e
pré-cambrianos, porque eles não estavam sujeitos
as colisões das placas continentais, o cinturão de
xisto azul pode ocorrer sujeito ao empuxo
tectônico. Durante o arqueamento resultante do
afinamento crustal, internamente o calor gerado
pode retroceder o xisto azul para xisto verde.
2. O aumento da subducção e a reciclagem do
sedimento pelágico do arqueano pode ter
removido, ou prevenido a formação do xisto azul.
3. A ausência pode ser resultado do longo prazo
de diminuição da subducção geotémica e do fluxo
de calor litosférico.
4. Se o manto litosférico é fino através da
remoção do limite termal durante o colapso
extensional da orogênese em alguns anos, então
nenhuma assembléia de glaucofano-bearing
formada precocemente em uma orogênese
colisional será obliterada durante a subseqüente
alta temperatura superposta(overprint). A fronteira
termal da camada era provavelmente mais fina no
pré-cambriano superior do que agora – Fig. 22.21
– quando foi mais provável ser independente
através da mais vigorosa convecção do manto.
Portanto, a peservação dos xistos azuis é cada vez
mais provável em orogêneses jovens.
Granulitos
Lentes de alta pressão, granulitos estão nas gamas
de sutura desde o arqueano até o cenozóico.
Contudo, nós estamos interessados aqui com
granulitos de pressão média-baixa tipico de
regiões distensivas de orogenos colisionais, tal
como o Grenville, Variscan, Trans-Hudson e
cinturões arqueanos do oeste de Greenland e
Habei província do NE da China. E claro que seria
de se esperar que a ocorrência dos granulitos foi
mais uma vez generalizado, muitos devem ter sido
obliterados por metamorfismo retrogressivo e
atividade orogênica e alguns estão ocultos abaixo
de depósitos recentes. Muitos, mais não todos, os
granulitos são amplamente considerados típicos
de crosta continental média a inferior. Processos
responsáveis pela formação dos granulitos focam
estes dias nos atuais mecanismos orogênicos, tal
como arcos magmáticos, empurrão-espessamento
da crosta, e colapso extensional dos orogenos, e
esse mecanismo pode refletir em diferentes tipos
de trajetórias de P-T-t.
Rochas fácies granulitos de baixa
temperatura enterradas na parte superior da costa
engrossada pode ser exposta na superfície com um
ciclo orogênico e poderá mostrar um estágio
isotermal do caminho P-T, e.g. o Granulito
terciário da British Columbia.
Em contraste, o caminho de resfriamento
isobárico nos granulitos pode surgir em duas
situações. Primeiro, rochas enterradas na parte
inferior do espessamento crustal podem cristalizar
granulitos com um caminho de lento-resfriamento
isobárico. A repercussão isostática no cessamento
da orogênese pode somente elevar as rochas para
um nivel de base do espessamento de crosta
normal e deste modo eles precisam de uma
segunda orogênese para se elevar e ficarem
expostos na superfície; e.g. Granulitos arqueanos
do Complexo Napier, Enderby Land, Antartica
que permeneceram embaixo da crosta por 2.0 Ga
até se elevarem no fim do paleozóico.
Segundo,
alguns
granulitos
podem
ser
caracterizados por foliação horizontal, estruturas
recumbentes e lineações horizontais e podem ser o
resultado de colapsos extensionais, de prévios
espessamentos da crosta por distanciamento, de
espessamento do limite termal da camada. Tal
caminho isobárico pode ser indicativo de um
rápido (5mm yr-1) adegaçamento extencional
subseqüente a colisão.
O caminho no sentido anti-horário P-Ttempo nos ganulitos, são prováveis de ser
característicos do espessamento magmático e da
crosta aquecida nos arcos continentais tal como os
granulitos cretáceos de Fiordland no SW da Nova
Zelândia. Tal mecanismo implica num
crescimento vertical da crosta por underplating e é
de maior importânica para generalizar e modificar
a crosta continental.
Nos precisamos conhecer mais sobre os
mecanismos específicos da formação dos
granulitos em todos os anos para depois nós
sermos capazes de dizer algo sobre os processos
que tiveram longo prazo controlando sua
formação.
Eclogitos
Lentes de eclogitos ocorrem em gnaisses em
muitos orogenos do Fanerozóico e médio-tardio
Proterozóico. Eles ocorreram em todas as
orogêneses, para as quais são evidências
independentes de uma maior extensão tardia, mas
lá existe uma atual controvérsia sobre o papel da
subducção e elevação versus o enterro muito
profundo e /ou colapso extensional como um
recurso para criar e expor as rochas metamórficas
de alta temperatura. Esse é um dos primeiros
problemas tectônicos de hoje, e como nos
devemos ver, isto é entrelaçado com os problemas
do xisto azul e granulito.
Dewey modelou o papel do calapso
extensional nos orogenos que tinha previamente
espessamento crustal submetido. O colapso tem
lugares onde advectivo adelgaçamento do limite
termal das camadas de convecção ocorrem abaixo
dos orogenos causando rápido soerguimento, altatemperatura de metamorfismo, e geração de um
mínimo magma granítico. Essa idéia era
construtiva para o modelo de Houseman e ... .
Dewey sugeriu a sucessão de estágios no colapso
continental da orogênese colisional (i.e. ignorando
os Andes), o platô tibetano que é um estágio
incipiente, o orogeno Beltc-Rif no oeste
Mediterrâneo, a bacia e faixa da província
Cordillera USA, a extensão seguinte a compressão
Laramide, o Variscan do oeste Europeu, onde
eclogitos são comuns, e para o modelo de colapso
extensional para o qual foi aplicado, e o mar
Egeu, onde lá são eclogitos com xistos azuis e
gnaisses com textura sub-horizontal generalizada
e detacamento extencional. Assim, os eclogitos
somente ocorrem nos orogenos submetidos a
extenção suficiente e exumação para exposição
dele e de seus gnaisses associados.
Nos podemos adicionar a esta lista os três
seguintes exemplos,
onde eclogitos são
particularmente abundantes:
1. SW Norway, onde eclogitos alcançam através
de 5 km, e alguns contêm coesita ou glaucofano.
O eclogito-bearing gnaisse tem uma textura
horizontal regional e ocorre abaixo da principal
separação extensional.
2. Dabie Shan no leste da China( e adjacente
região Shandong) contem gnaisse com abundânica
de diamante e coesita-bering em eclogitos
produzidos durante a colisão continental do
Triássico.
3. O orogeno NE Grenville em Labrador e Quebec
contem uma lapa de empurrão subhorizontal de
gnaisses que contem eclogitos, e muita evidência
de espessamento tectônico e 1.079-1133 Ga de
colapso orogênico, incluindo uma principal bacia
de clastos( o Grupo Wakeham) situado em uma
zona de cisalhamento extensional. O amplo-400
km do orogeno Grenville representa o maior
exemplo de um orogeno carregando eclogitos; e
mais de 300 km de largura, mínimo necessário
para uma orogênese extensional, como sugerido
por Gaudener et al. A lapa de empurrão de
eclogito-bearing gnaisse é subjacente a uma lapa
de empurrão de baixo grau que não tenha sido
submetida a alta pressão, e portanto Rivers
considera isso mais provável a um metamorfismo
de alta pressão que teve lugar em uma zona de
subducção, e tardiamente pós-colisional empurrão
com espessamento da crosta continental.
Agora para os modelos e mecanismos
tectônicos, que se enquadram em diversas
catergorias:
1. Trabalhos precoces especialmente em Norway
consideram
que
esse
eclogito
fosse
tectonicamente colocado em rochas gnaissicas de
menor pressão.
2. Formação de eclogitos em Norway, no
Variscan e no Alpes foi considerada por Carswell
e Cuthbert como resultado da subducção de uma
placa abaixo de outra (Tipo-A de subducção) em
uma zona de subducção, o eclogito e associado a
uma paredede rochas submetida a um
metamorfismo de alta pressão, a rocha
retrogressiva mais félsica está na fácie anfibolito.
Exumação de uma crosta inferior de alta-pressão
teve lugar na (lapa)footwall da zona de
subducção. Similarmente Wijbrans atribuiu o
metamorfismo de alta temperatura do tipo-A a um
material continental de subducção, e a exumação
de eclogitos por delaminação da (capa)hanging
wall e (lapa)footwall. Exumação de Dabie Shan,
rochas de alta pressão seguidas do empurrão intracontinental tipo Himalaio era assistida por um
adjacente movimento direcional de acordo com
Okay e Sengör, mas Q. M. Wang sugeriu um
segundo estágio de intabilidade gravitacional e
colapso da pilha incluída.
3. Fyfe propôs um magmatismo em larga escala
underplating podendo causar espessamento abaixo
da crosta continental e formação de eclogitos a um
nível de profundidade do qual possa sobreviver ou
afundar-se até o manto.
4. Dewey propôs uma idéia revolucionária, de
acordo com o qual a crosta em um orogeno
colisional, como o Nowegian Caledonides, pode
ter espessado até 150 km, a ínfima parte abaixo de
cerca de 70 km de profundidade sendo
transformada em eclogito (assim normalmente
interpretada como manto em seções sísmicas).
Exumação do lugar levou ao distanciamento do
limite termal da camada e colapso extensional do
orogeno. Esse modelo significa que os eclogitos e
todas as rochas circundantes estão submetidos a
um metamorfismo de alta pressão. Isto pode ser
interessante para ver como e onde esse modelo
será testado num futuro próximo.
Metalogênese
Nos capítulos anteriores diferentes tipo de
mineralizações foram revisados em vários
ambientes em diferentes tempos na história da
Terra. Muito dos minérios do Arqueano ao
Cenozóico podem ser relacionados a uma
específica placa tectônica, entretanto estes podem
ter mudado em tipo ou conteúdo ao longo do
tempo geológico. Além disso, a evolução secular
da Terra, em particular da atmosfera e hidrosfera,
tem causado a ocorrência de alguns minérios em
certos períodos, e.g. Depósitos de Ni em
komatitos são em geral restritos ao Arqueano, e os
bandamentos de formações de ferro largamente
desaparecem depois do eoproterozóico. O objetivo
aqui é revisar os diferentes tipos de
mineralizações, de forma a colocá-los no contexto
termo-evolutivo dos continentes.
O Arqueno
Podemos considerara metalogenia do Arqueano
em termos de três principais ambientes tectônicos.
O pouco minério que existe em granulito –
gnaisses belts (capítulo 20) – ocorrem dentro de
finas faixas dos vulcões metamorfizados,
sedimentados e intrudidos em complexas
camadas, i.e. formações ferríferas em Isua (oeste
de Greenland), no NE da China e em várias outras
regiões, em sua maioria Cu e Ni em anfibolitos
metavulcânicos em Pikwe (Botswana) no cinturão
Limpopo, em minoria o tungstenio, boro e galena
(menor Pb no Arqueano) em anfibolitos metavulcânicos em Greenland, e extensivos cromititos
mergulhados em complexos anortosíticos no oeste
de Greenland (Fiskenaesset), sul da Africa
(cinturão Limpopo – Formação Mesina) e sul da
India (Sittampundi). Se os anortositos e
anfibolitos se formaram em determinado retroarco
ou arco de uma maneira similar a vários
complexos em tempos tardios, como sugerido
anteriormente neste capítulo, então a maioria dos
minérios nesse domínio tonalito em cinturão
Arqueano se formaram em definidas margens
ativas como a cordilheira dos Andes no
Mesozóico- Cenozóico.
Em contraste, cinturões greenstonegraníticos do Arqueano são abundantes nos
depósitos de minérios, dos quais a maioria tem
valores econômicos. O ponto que mais deve ser
enfatizado é que muitos especialistas desses
minérios tem concluído que eles são
marcavelmente similares com os equivalentes dos
ambientes das placas tectônicas Fanerozóicas, e
essas idéias contribuíram para conclusões
independentes daqueles que trabalham com
rochas. Por exemplo, “há uma esmagadora
similaridade do maciço Arqueano de depósitos
sulfuretados com exemplos de arcos relacionados
mais jovens” (Poulsen et al., 1992a ). Esses
autores vieram a assinalar que filões de ouro,
pórfiros embrionários de depósitos de Cu
associados com granitos, e Ni- Cu, PGE,
depósitos de Cr e Ti no Canadá são todos
prontamente explicados como partes do
crescimento dos arcos de ilha Arqueanos. Da
mesma forma, Sutliffe et al. (1993) concluiu que
rochas ígneas e muitos dos tipos de associações
de depósitos de mineral no cinturão Abitibi são
comparados com aqueles nos arcos Fanerozóicos
e terrenos acrescidos. Wang et al. (1993)
considerou que o regime tectônico convergente foi
a mais razoável explicação para granitóides
relacionados a mineralização de ouro na Austrália.
Finalmente minério de ferro em 3,5 – 3,2 Ga. O
Cinturão de Barberton na África do sul foi
interpretado por Ronde et al. (1994) como um
produto de Fe oxidado por descargas hidrotermais
no chão oceânico Arqueano, analogamente
descargas de plumas pretas de ativos em
soerguimentos meso- oceânicos
Conglomerados enriquecidos em ouro e
urânio em bacias Arqueanas Late como a
Witwatersrand e Ventersdorp, indicam deposição
em condições de atmosferas anóxicas, e eventos
não repitidos tardiamente quando a atmosfera se
torna oxigenada.
O Proterozóico
Uma significante reviravolta tomou lugar no
desenvolvimento dos continentes no limite
Arqueano- Proterozóico (apesar de a mudança ter
sido transicional e diacrônica), particularmente
porque o eo-proterozóico foi o tempo em que os
continentes chegaram perto da sua extensão atual
( as adições das principais feições vieram a ser
arcos acrescionários orogênicos). E lá pode ter
existido um supercontinente ou grupos de
continentes estabilizados nesse período. A crosta
resfriada Arqueana, foi estabilizada, foi soerguida,
erodida e sofreu inúmeras intrusões de enxames
de diques (break-up continental) e recobertos com
novos sedimentos plataformais, no início do 3,0
Ga no sul da África e por volta de 2,4 Ga. Na
região Atlântica da parte norte do hemisfério. Um
recém desenvolvimento da crosta continental
espessa e estável propiciou a formação de
plataformas com extensas margens continentais.
O final do capítulo 16 mostra que um grande
número de depósitos minerais do eo-proterozóico
podem ser relacionados com a maioria da faixa
completa de ambientes de placas tectônicas
incluindo ofiolitos (Dann, 1991; LoukolaRuskeeniemi et al., 1991) e margens passivas
(Gaál, 1992). Vamos rever aqui as principais
relações metalogenéticas.
No período de 2,5- 1,9 Ga. Muitos enxames
de diques e complexos estratificados foram
introduzidos nos rifts continentais e aulacógenos
no embasamento Arqueano, ou em sucessões de
coberturas de inconformidades. O fracionamento
de líquidos de composição toleítica derivados do
manto, deu origem a um distinto grupo de
concentrações metálicas, em particular Ni- CrCu- PGE, e.g. Jimberlana (Australia), Bushveld
(Africa do Sul), The grat Dike (Zimbabwe),
Ptsenga (Russia), Koillismaa (Finland) e
Huronian- Nipissing cinturão magmático, que
inclui intrusão e minério de Cu hospedado em
rocha
vulcânica,
PGR
enriquecido
em
sulfuretados de
Cu-Ni em complexos
estratiformes, e depósitos de Cu acompanhando
os estratos em lavas e em sedimentos sotopostos
(James et al., 1994). A maioria dessa
mineralização resultou da injeção de líquidos
basálticos toleíticos com alto teor de Al para alto
teor de Fe em embasamentos rifteados.
Os fatores a seguir provavelmente
influenciaram a acumulação de minérios em
sedimentos plataformais em margens continentais
passivas:
1. Erosão extensiva no embasamento arqueano
que expôs disversas suítes de elementos. Em
particular, o ouro no BIF derivado do greenstone
belts com suas abundantes rochas vulcânicas
básicas. Note que o ouro de valor econômico da
Província no sul da África é centralmente
localizado no cráton Kaapvaal, deste modo
próximo ao greenstone belt erodido.
2. Uma baixa quantidade de oxigênio de uma
atmosfera prevalecente pode ter contribuído para a
deposição de:
(a) Uraninita detrítica, a qual facilmente oxida
com intemperismo, e ouro, e.g. na província de
Wyoming (Houston, 1992), o Supergrupo
Horonian (Roscoe e Card, 1992) e o Supergrupo
Monte Bruce (Barley et al., 1992).
(b) Formações de ferro bandadas, o qual usado
fotossinteticamente derivados oxigênio da
oxidação do ferro das formações ferríferas na
água do mar.
3. O CO2 contido nos oceanos aumentou em
extensão no eo- proterozóico em que espessas
seqüências de dolomita foram depositadas. A
acumulação de depósitos de Mn nesses carbonatos
foi facilitada pelo aumento da pressão parcial de
oxigênio por causa da separação do Mn do Fe que
só é alcançado com alta oxidação de “Fe”.
A dolomita tipicamente pertence a
ambientes marinhos rasos, fácies laguna-litoral,
freqüentemente com recifes de algas nas
plataformas carbonáticas em margens continentais
passivas. Tal dolomita é fornecida como anfitriã
para mineralizações de Pb-Zn em ~ 2,0 Ga.,
Grupo Ramah em Labrador (Archibald e Wilton,
1994); esse é um dos principais exemplos da
mineralização tipo Vale Mississipi, que se tornou
comum no neo-Fanerozóico. No eo-Proterozóico,
depósitos de Mn (Província Cape na África do
Sul, Minas Gerais Brasil, e Orissa, Índia) se
formaram de águas geladas e anóxicas
provenientes de fundo de lago ou oceano declive
continental nas margens á direita (Schissel e Aro,
1992), acima tipo-superior BIF nas fácies basinal
, e.g. 2,69- 2,47 Ga., bacia Hamersley (Trendall e
Morris, 1983; Simonson et al. , 1993), bacia
Transvaal (Tankard et al., 1982; Eriksson et al. .
1993) e em Singhbhum na Índia, quarilátero
ferrífero no Brazil, a bacia Animikie, e as bacias
Krivoy Rog e Kursk.
A orogenia que se desenvolveu no eoproterozóico deve ser do tipo colisional e
acrecionária (Windley, 1992b, 1993ª). A former
inclui os cinturões de Kola- Karelian do escudo
Báltico, o Trans- Hudson no S do Canada,
Wopmay e Thelon no NW do Canadá, e
Capricorn no W da Austrália. As mineralizações
nessas orogenias englobam uma gama completa
de tipos de placas tectônicas. Orógenos
acrecionários se formaram pela agregação de
várioas arcos incluindo o Penokean da região do
Lago Superior, o rio Itapicuru no Brazil (Davison
et al. , 1988), a parte norte de Svecofennian no
escudo Báltico (Gaál, 1990), o Birimian no W da
África (Abouchami et al. , 1990; Milési et al. ,
1992), e o Yacapai – Mazatal no SW do EUA;
seus tipos de mineralizações são comparadas com
aqueles
arcos
acrecionários
modernos,
especialmente ouro.
O maciço vulcanogênico sulfuretado (VMS)
do eo- proterozóico (1,9- 1,7 Ga.), de depósitos de
Cu- Pb- Zn estão associados com um relativas
primitivas suítes vulcânicas de caráter bimodal,
que contem um componente significativo félsico
como no Errington e Vermilion Lake perto de
Sudbury e Prescott, Arizona. Equivalentes
modernos ocorrem em variedade de definidos
soerguimentos meso- oceânicos, arcos de ilha
ativamente em soerguimento, e back- arc rifts
(Hannington et al. , 1994). Aqueles no cinturão de
Jerome no Yavapai no Arizona, são semelhante a
exemplos nos greenstone belts Arqueanos
(Linberg, 1986).
Muitos tipos de mineralizações do mesoproterozóico são diferentes daqueles do eoproterozóico, porque elas se desenvolveram
durante a formação e separação de um
supercontinente no período de 1,7- 1,4 Ga. Nós
encontramos depósitos de Pb- Zn do tipo Vale
Mississipi no NW da Índia (Sugden et al.,1990) e
no Rio McArthur na Australia (Plumb et al.,
1990), Sn- W- Be em granitos rapakivi (Haapala,
1985), e depósitos de Fe, Au e REE associados
com riolitos piroclásticos e brechas em Missouri
(Nuelle et al., 1989), Cu- U- Au em brechas e
granito em Olympic Dam em Stuart, SE da
Australia (Reeve et al., 1990), mineralizações de
Fe- Ti em anortositos tipo- maciços, e
redepositado U em 1,38 – 1,33 Ga. Na bacia
Athabasca (Cumming and Krstic, 1992). É
importante observar que estes tipos de
mineralizações foram conseqüência de um estágio
particular do desenvolvimento dos continentes,
formação e fragmentação da principal e primeira
assembléia de continentes, pelo que se tem de
informação, e o que é prontamente explicável em
termos
do
nosso
entendimento
sobre
comportamento
de
supercontinente
no
Fanerozóico.
A separação do supercontinente levou á
formação de novos oceanos, destruição da qual
deu motivo, no período de 1,3- 1,0 Ga., a
formação de muitos orógenos colisionais
(Hoffman, 1991b) como o Grenville (Rivers et al.,
1989) e o Sveconorwegian (Gower et al., 1990). A
metalogenia desses orógenos pode ser facilmente
interpretada em termos do Ciclo de Wilson,
terminando com um colapso de orogenia
extensional.
No período 1,0- 0,57 Ga. A história da
mineralização se tornou complexa e variada, por
causa dos muitos e diferentes tipos de ambientes
tectônicos na época. Como Murphy e Nance
(1991) colocaram orógenos colisionais, como o
profundo e erodido cinturão de Mozambique,
podem
ser
distinguidos
dos
orógenos
acrescionários como os cinturões Pan- Africanos,
do escudo da Arábia- Nubian. Mas além de ter se
formado e fragmentado o supercontinente nesse
período (a conexão SWEAT; Dalziel, 1991;
Moores, 1991), muitas bacias sedimentares se
formaram em limites intracratônicos, em rifts
abortados, e em margens rifteadas (Lindsay et al.,
1987), e novos aulagógenos desenvolveram tanto
os precursores do Iapetus, como outros oceanos
do eo-proterozóico.
O Fanerozóico
Não é a intenção aqui de fazer uma síntese de
todos os diferentes tipos de mineralizações que
ocorrem em domínios relativos aos limites de
placas tectônicas do Ciclo de Wilson, e orógenos
do Fanerozóico. Eles foram revisados nos
Capítulos 2 e 5- 12 e por Sawkins (1990) e Titley
(1993). As figuras 22.24 e 22.25 sumarizam os
principais tipos e relações.
Período Secular
Até agora neste capítulo nós consideramos grande
parte dos fatores que influenciaram a formação
dos depósitos minerais pela história geológica, i.e.
o envolvimento da atmosfera e hidrosfera, os
registros de rochas sedimentares ígneas e
metamórficas, e o controle tectônico na produção
de orógenos e supercontinentes. Agora, devemos
tomar uma perspectiva diferente para revisar as
mudanças seculares das mineralizações pela
história geológica, e para considerar o argumento
alternativo de reciclar, e seu papel na
redistribuição de depósitos de minerais. Vamos
olhar com mais detalhe para os mais importantes
tipos de depósitos minerais com respeito para suas
idades.
Mudanças na composição da atmosfera e
hidrosfera, claramente tem um profundo efeito em
caráter de abundância de muitos depósitos
minerais que se formaram em sedimentos
(Kirklam e Roscoe, 1994). O principal
paleoplacer
pyritic
,
depósitos
de
conglomeráticos detríticos formados somente
antes de 2,4 Ga., no começo da oxigenação da
atmosfera. Em contraste, muitos tipos de
depósitos de minérios se formaram apenas depois
dessa oxigenação da atmosfera, viz. BIF em sua
maioria,em rocha sedimentar, U foi quimicamente
liberado de rochas fonte uraníferas exalativo de
sedimento (SEDEX) Pb- Zn- Ag, sedimento
hospedeiro estratiforme de Cu (Ag, Co), red-bed
vulcânico Cu, carbonato hospedeiro de Pb- Zn
tipo
Vale
Mississipi,
alto
grau
tipo
inconformidade de U, e arenito mais jovem
hospedeiro de depósitos de U, Cu e Pb. No
Siluriano- Devoniano alguns arenitos hospedeiros
de U, Cu e Pb se formaram apenas depois da
aparição de plantas terrestres.
Depósitos de SEDEX Pb- Zn- Ag podem
não se formar no Arqueano pois metais em
sistemas fluidos hidrotermais pobres em H2S
vented nos oceanos onde se dispersaram devido a
falta de sulfeto de enxofre para precipitá- los.
Figura 22.4 Distribuição de minério stratabound no tempo com respeito aos estágios e respostas da tectônica do Ciclo
de Wilson. Mineralização relacionada com o espalhamento do assoalho oceânico no Paleozóico e Mesozóico é
diferente daquela associada com a Pangea através do Permo-Triássico. Comparar com a fig. 22.12.
Figura 22.5 Diagrama generalizado da ocorrência de minérios stratabound em um Ciclo de Wilson ideal, do
riftiamento até a colisão de oceanos, e do Cambriano até Carbonífero Inferior, resumindo os dados da figura 22.23.
Depois da oxidação da atmosfera, oceanos
anóxicos se tornaram ricos em H2S, e grande
parte do enxofre em depósitos SEDOX
originaram das bactérias redutoras de sulfato em
águas estratificadas. Além disso, esse tipo de
mineralização teve sua primeira aparição no EoProterozóico e se tornou quase extinta no
Mississipiano, exceto por pequenas ocorrências
no Neo Jurassico (Goodfellow, 1994).
Agora vamos falar de depósitos de minérios
magmáticos.
Depósitos de sulfureto de Fe- Ni- Cu- (PGE)
ocorrem pelo tempo geológico (Lesher, 1994).
Entretanto eles e suas rochas hospedeiras variam
em composição e estilo, refletindo a mudança na
natureza de magmas magnesianos com o tempo
indicado anteriormente nesse capítulo. Esses
depósitos se encontram em extrusões peridotitica,
komatitica e dunitica, na crosta oceânica, placas
oceânicas ou na base de arcos nos cinturões
greenstone no Arqueano (e.g. Kambalda,
Perseverance), por grande quantidade de sills
komatiticos, peridotitos e gabros (e.g. Duluth,
Pechanga), ou complexos fluxos canalizados (e.g.
Raglan) em rifts Proterozóicos, e por dolerites e
gabroides dolerites em sills picriticos em
inundações basálticas no Fanerozóico (e.g.
Noril’sk na Siberia). Esse depósito sulfureto são
utilizados para enfatizar a mudança na
composição de magmas derivados do manto pelo
tempo.
Depósitos de sulfuretos de maciços
vulcanogênicos de Cu-Zn, Zn- Cu + Pb, e Zn- PbCu se formaram na história geológica mas foram
mais abundantes no neo- Arqueano (e.g. Abititi,
2,75- 27 Ga.), o Eo- Proterozóico (1,9- 1,7 Ga.)
coincidem com o tempo das principais orogêneses
colisionais (Hannington et al., 1994). Estimativas
de produção e reserva indicando 5 bilhões de
toneladas no Arqueano, 750 no Proterozoico, e
2500 no Paleozóico, 700 no Mesozóico, e 300 no
Terciário e rochas mais jovens. Depósitos no
Arqueano e eo- Proterozóico ocorrem em
primitivos, bimodal suítes vulcânicas com rochas
félsicas em arcos ou back- arcos. Depósitos do Eo
e Meso- Paleozóico são encontrados em rochas
vulcânicas em arcos/back-arcos de ilha e
continente (Appalachiano, geossinclinio da
Tasmania, Cordilheira Norte Ameriana). Minérios
de Kuroko e Cyprus são análogos em sistemas
hidrotermais em assoalho oceânico ativo com
soerguimento e espalhamento rápido e lento.
Outros depósitos modernos de fundo oceânico
ocorrem em vulcões de arco, arcos de ilha e rifts
de retroarco, e intra-oceânico e intracontinental
retroarcos spreading centres. Também muitos
exemplos modernos são formados em ambientes
relacionados com arcos, não significativamente
diferentes daqueles do Arqueano. 1. O controle de
cinco gerações de depósitos de U foram bem
analisados por Dahlkamp (1993). Eles fornecem
uma interessante visão geral do estado da
atmosfera, a ocorrência de granitos “derretidos”
crustais, a erosão de embasamentos, e a
reciclagem de material dentro de sedimentos
tardios. Conglomerados com bolhas de quartzo
oligomíticos de 3,0 Ga do Supergrupo
Witwatersrand, e supergrupo Ventersdorp de 2,71
Ga na África do Sul para os depósitos EoProterozóicos no rio blind (Lago Elliot, Canadá) .
2. Depósitos de arenito de 2,2- 1,9 Ga in or close
to organic beds , mineralizações em veios em
granitos melt crustais em orógenos de 1,9- 1,7 Ga
como o Trans-Hudson , e em 1,8 ga albititos
metassomáticos na Ucrânia (Ruzicka, 1992).
3. Periodo de 1,5- 0,9 Ga : depósitos de
inconformidades em bacias seguindo a separação
do supercontinente, como em Athabasca
(Canada), depósitos de pegmatitos em Bancroft,
Canada em Grenville, e em sienitos peralcalinos
no rift Gardar do sul de Greenland. 4. 700- 500
Ma depósitos em veios em alasquitos em Rossing
(Namibia). 5. 400 Ma até o presente: depósitos em
veios de granitos melt crustais no orógeno
Variscan do NW da Europa (mas nenhum nos
orogenos da Caledonia e Alpinos), e depósitos de
arenitos epigeneticos perto de embasamentos
erodidos do eo- Pré-cambriano. A reciclagem teve
o principal papel na formação de minério de U,
também por derretimento crustal e erosão.
Muito da mineralização de ouro tem sido
reciclada na história da Terra. Por exemplo,
depósitos de ouro ricos em prata ocorrem em
Cobalt no Canadá, a raridade de depósitos
epitermais de Au em rochas Pré- Cambrianas, é
devido em parte a remoção da erosão desse
depósito raso, subaéreo. Também o ouro em geral,
minérios epitermais e hidrotermais do Terciário,
os quais são relacionados com rochas vulcânicas
subaéreas, que provavelmente foram derivadas
através da reciclagem de rochas ricas em ouro de
idade Pré- Cambriana e Paleozóica (Hutchinson,
1987) . da mesma forma espera-se ofiolitos
obdutctados com suas mineralizações facilmente
erodidas e redistribuídas.
Podemos
sumarizar
relacionamentos
metalogenéticos pelo tempo geológico em termos
de cinco estágios de superposição que são
encapsulados na Fig. 22.26 (Veizer et al., 1989):
1. O estágio greenstone belt (crescimento crustal
dominado por arco magmático), dominante no
Arqueano e petering out em 1,8 Ga. Com
mineralização de ouro, tipo Algoma BIF e
maciços de sulfetos
2. O estágio de cratonização (supercontinent)
como pico no final do neo- Arqueano ao eoProterozóico contendo o paleoplacer tipo
depósitos de ouro e urânio (tipo Witwatersrand), o
tipo BIF superior e relacionado com depósitos de
Mn.
3. O estágio rift em 2,4- 2,0 Ga. , característico
por diques máficos – ultramáficos e complexos
layered , e relacionados com mineralização de Cr,
Ni, Cu, Au e Fe, assim como depósitos de metais
básicos.
Figura 22.26 Resuma dos padrões deconvolucionados de mineralizações através do tempo. Notar que essa
representação fornece a taxa líquida de geração, e não a quantia total de metais econômicos acumulados em rochas de
todas as idades existentes a qualquer tempo dado.
4. A fase de craton estável (supercontinente do
meso-Proterozoico), ~1,7- 0,9 Ga, com
vulcanismo e plutonismo alcalino comuns, mas
scassez de associações de maficas e intermediárias
vulcânicas e plutônicas e minérios metálicos.
Significantes minérios são de tipos exógenos e
confinados a uma cobertura sedimentar cratônica
(inconformidade de U, sedimento químico de Mn,
e Zambian tipo Cu).
5. O estágio Fanerozóico de dispersão continental,
com mineralização variada e freqüente,
particularmente de tipo hidrotermal.
conclusão deste estudo da mineralização é
que as duas, evolução crosta- manto e reciclagem
vem sendo processos complementares ao longo do
tempo geológico, o que contribui para a presente
distribuição de depósitos minerais e suas rochas
hospedeiras- Fig. 22.26. Veizer et al. (1989)
concluiu que o desenvolvimento de minérios
metálicos chegou a um estado em 1,75 Ga
coincidente com o crescimento dos continentes, e
seu tamanho cumulativo no presente. A história
subseqüente vem sendo quase sempre de
reciclagem perpétua.
3,2-2,6 Ga. Impulso Principal do Crescimento
Continental.
Um crescimento massivo e global da crosta
terrestre é registrado em abundante nos
greenstone belts do tipo arco e ortognaisses
cálcio-alcalinos do tipo andino, de proporções
de um batólito, que leva a formação de riftes
continentais,
bacias
foreland,
colapso
extencional dos orógenos e rompimento inicial
nos continentes ao final do Arqueano. A
maneira pela qual o continente Kaapvaal foi
construído durante o Arqueano foi sugerido por
Wit et al. (1992). O estágio de obducção intraoceânica em 3,3-3,2 Ga foi seguido pela fusão
intra-oceânica estilo Pacífico Ocidental de
terrenos oceânicos em 3,3-3,2Ga, e então por
uma progressão de margens continentais
passivas assim como as do Supergrupo Pongola,
2,94Ga (Matthews, 1990), acresção do estilo
Cordilheiras, colisão do estilo Himalaia para
criar o orógeno Limpopo, 2,7 Ga (Treloar et al.,
1992), a bacia foreland Witwatersrand, 2,8Ga,
(Burke et al., 1986; Winter, 1987), colapso
extensional e formação do Supergrupo
Ventersdorp e, 2,7Ga (Armstrong et al., 1991) e
a estabilização final do continente em 2,6Ga. O
complexo granito-anortosito-riolito rapakivi
tufo de cinzas caídas, 2,783-2,785Ga, do
Gaberone dentro da bacia Witwatersrand
(Moore et al., 1993) é remanescente da suíte
orogênica, 1,45Ga, de rochas que se formaram
no centro dos Estados Unidos e leste do Canadá
no foreland da abertura do oceano de
Grenvillian (Windley, 1993b), as tufas de riolito
foram comparadas ao riolitos Tobifera
jurássicos na Argentina na margem inicial do
Oceano Atlântico (Kay et al., 1989).
Sedimentos do tipo prateleira, como os
carbonatos, quartzitos, mica xisto meta pelítico
e BIF (o principal captador de oxigênio do
Arqueano) ocorreram em camadas finas em
3,05Ga no Supercrustal Malene no oeste da
Groenlândia (Chadwick, 1990), o Complexo
Lewisian da Escócia (Rock, 1987), Yilgarn
ocidental (Kober et al., 1989), a Província
Wyoming dos E.U.A (Muller et al., 1992),
província Superior e Escrava (Wilks e Nisbet,
1987; Thurston e Chivers, 1990), e sul da Índia
(Prasad et al., 1982); Naqvi e Rogers, 1987).
Nós não sabemos a extensão ou espessura
desses sedimentos de margem passiva,
principalmente por eles terem sido deformados
por empurrões em ambientes colisionais(?).
O principal crescimento de continentes no
Arqueano superior indicado por muitas curvas
isotópicas na Fig 22.27 foi expressa pela
formação global e por inúmeras acresções de
arcos de ilhas, agora representados por
greenstone belts (capitulo 19), e pela colocação
de magmas dominantemente tonalíticos, em
geral deformado para ortognaisses em cinturões
gnaisse-granulito (capitulo 20). O mecanismo
dominante de acresção nesses dois ambientes foi
empurrões, que deve ter resultado em um grande
espessamento da crosta. A impressão de ganho
do empurrão de toda a crosta em uma escala não
inferior a que gerou o platô Tibetano moderno.
Portanto não é surpresa que evidências
apareceriam para iluminar o colapso extensional
dos orógenos do Arqueano superior, dando
origem ao Supergrupo Ventersdorp (Wit et al.,
1992), zonas cisalhantes de extensão em
gnaisses de Lewisian, Escócia (Coward, 1984),
o Supergrupo Pongola com seus riftes, domos
de gnaisses e granitos rapakivi de fusão crustal
(minha interpretação no capitulo 18), e de
núcleos de complexos metamórficos e granitos
de fusão da crosta associados com colapsos
gravitacionais de colagens de arcos de ilhas,
espessados por empurrões (Kusky, 1993).
O estágio tectônico final no desenvolvimento da
crosta do Arqueano superior é representado por
derrames continentais basálticos do Grupo
Fortescue, 2,77-2,69 Ga, no bloco Pilbara,
Austrália extrudada em conexão com riftes
continentais (Blake e Groves, 1987), e intrusão de
um número vasto diques máficos no enxame de
Matachewan, 2,63Ga, no Canadá em rifte falhado
relacionado a ruptura de um continente
superespessado Arqueano (Fahrig, 1987).
2.6 – 2.4 Ga. O supercontinente e o limite
Arqueano-Proterozóico
Tem sido dito que ‘o limite ArqueanoProterozóico (A-P) é um campo minado
semântico numa terra de ninguém do PréCambriano’ (Master, 1990; Trendall, 1991). Se há
ou não um limite em 2.5 Ga, se isso deveria ser
definido por cronoestratigrafia ou cronometria, se
isso deveria ser dado um número em todo o Ga,
ou se há ou não diferenças notáveis no registro
geológico ou eventos geológicos nesse período de
tempo, são todos controversos. Os termos
Arqueano e Proterozóico foram originalmente
definido para refletir diferenças no registro de
vida, e hoje nós vemos que o registro fóssil no
former é ‘muito fino’, enquanto que durante nos
últimos ele é mais abundantemente registrado em
sedimentos carbonáticos, e começa a assumir um
aspecto moderno (Nisbet, 1991).
O registro da rocha e isotópico indica uma
completa ausência de qualquer atividade
orogênica nesses períodos críticos – sem arcos de
ilhas, sem cinturões tipo himalaios, sem orógenos
colisionais.
Em
contraste,
encontramos
continentes estáveis e extensos que foram
intrudidos por muitos diques máficos e capeados
por bacias epicratônicas muito difundidas ou
sedimentos plataformais na evolução de margens
continentais passivas. Por muitos anos autores tem
falado sobre ‘cratonização’. A evidência sugere a
presença de um supercontinente no limite
Arqueano-Proterozóico
que
sofreu
desmembramento em vários blocos continentais.
Na medida em que o fim do Arqueano representa
o período quando a taxa de crescimento
continental alcançou seu pico, deveria também ser
um período de alto relevo continental (e, portanto,
área) e flutuabilidade (Campbell e Jarvis,1984). A
intrusão global de abundantes diques máficos
frquentemente nos maiores enxames (e algumas
intrusões máficas-ultramáficas) na maioria dos
continentes atuais imediatamente depois de 2.4 Ga
são uma indicação da quebra dos grandes blocos
continentais. Eles foram sucedidos pela formação
de muitos rifts contendo sedimentos clásticos e
lavas basálticas, e depois pelas plataformas de
carbonato maciço dominadas nas margens
passivas de continentes fragmentados.
Dois pontos valem a pena enfatizar sobre
este período de tempo. Primeiramente, a maioria
das mudanças provavelmente levou centenas de
milhares de anos, assim o limite não foi abrupto,
mas transicional e duradouro. Secundariamente,
há muito tempo existem mudanças mais
significativas nos registros do sul da África do
que nos outros continentes, assim os
desenvolvimentos foram diacrônicos. No oeste da
Austrália uma mudança diácrona decorreu dos
greenstones para a plataforma de 2.7 Ga, relativa a
um período finito de estabilização da crosta
continental (Blake e Groves, 1987).
Que mudanças significativas ocorreram
através desse limite do final do Arqueano e início
do Proterozóico? A tabela 22.1 lista mudançaschave e suas causas imediatas; essas estão todas
bem documentadas (Condie, 1989a).
A figura 22.18 mostra algumas mudanças
químicas diagnósticas em sedimentos através do
limite A – P, discutido anteriormente. Veizer (
1983a,b) assinalou que calcitas e dolomitas
arqueanas, se comparados com homólogas
fanerozóicas, são enriquecidas em Sr2+, Ba2+,
Mn2+, empobrecidas em d18O , Na2+, e contém
manto 87Sr/86Sr e 34S/32S. Para explicar estas
diferenças ele sugeriu que no Arqueano havia
maciço bombeamento da água do mar através da
crosta oceânica basáltica coeva, mas, começando
no Proterozóico, o fator controlante da
composição da água do mar foi descarga do rio
das plataformas continentais estáveis que tinham
se desenvolvido até então. A mudança na química
do sedimento foi um resultado da diminuição no
influxo água do mar-crosta oceânica (devido à
diminuição da liberação de calor do manto)e o
concomitante aumento no fluxo do rio dos novos
e extensos continentes (Veizer, 1988b). So, o
amortecimento do manto na água no Arqueano
mudou para um amortecimento continental no
Proterozóico inferior.
Sendo um indicador mais sensível de
proveniência do que os outros índices químicos, a
razão Ce/Th em pelitos de ambos os greenstones e
quartzito – sucessões pelíticas do cráton Kaapvaal
mostra um decréscimo proeminente no limite A –
P – Fig. 22.29, registrando granitos expostos por
soerguimento. No entanto, Condie e Wronkiewicz
(1990) assinalou que, apesar de este decréscimo
suporte uma mudança mundial na composição
continental do Arqueano Superior para o
Proterozóico Inferior, como proposto por Taylor e
McLennan (1985), no cráton Kaapvaal isso reflete
não um único evento abrupto, mas uma longa e
complexa sucessão de eventos de cratonização de
cerca de 3.3 Ga até 2.0 Ga. A mudança
geoquímica no material fonte dos pelitos no sul da
África de primitivos e ricos em máficos em 2.7
Ga para evoluído e rico em félsicos em 2.55 Ga
foi demostrado em detalhe por Wronkiewicz e
Condie (1990).
Pelo estudo de rochas similares em
associações greenstone belt , Condie (1989a)
descobriu que basaltos nos greenstones são
dominantemente toleíticos com afinidades
geoquímicas de arco de ilha derivados de fontes
relativamente empobrecidas, enquanto que os
basaltos proterozóicos tem afinidades tipicamente
cálcio-alcalinas e são provavelmente derivadas de
fontes mantélicas mais enriquecidas.
Desta
forma, embora os greenstones belts continuassem
a se formar desde o Arqueano até o Proterozóico
(e.g. o eo-Proterozóico Birimiano no W da
África, o Yavapai e Flin Flon no N da América),
seus componentes basálticos foram submetidos a
importantes mudanças químicas refletindo a
evolução química e de resfriamento do manto
reservatório; altos graus de derretimento e
produção de magma a profundidades rasas no
Arqueano para geração de magma a altas
profundidades no eo-Proterozóico. A partir das
análises do final do Arqueano e do início do
Proterozóico, Hale (1987) mostrou que uma
mudança abrupta na taxa e no estilo da
movimentação crustal que ocorreu há 2.5-2.6 Ga.
Se esta mudança é interpretada como sendo
relacionada ao crescimento de um núcleo interno,
então surge uma conjectura intrigante de que a
transição Arqueano-Proterozóico está relacionada
com a nucleação do núcleo interno.
Resumindo, o limite Arqueano-Proterozóico
representa não tanto uma mudança nos tipos de
rochas, estruturas ou processos, mas uma
passagem a longo prazo do Arqueano, que era o
tempo quando os continentes estavam crescendo,
para o Proterozóico inferior, quando continentes
estáveis tinham se formado, margens passivas
eram extensas, e os continentes eram capazes de
flutuar em novos oceanos acrescionando e
subductando. A mudança na química dos
Figura 22.29 Média da razão Cr/Th em pelitos dos greenstones (GR) e associações quartzito-pelito (QP) de vários
continentes mostrados como função da idade (de Condie e Wronkiewicz, 1990, reproduzido com permissão do
Elsevier Science).
Tabela 22.1 Deficiências e excessos de elementos em misturas folhelho-arenito em relação a fontes crustais da crosta
superior (de Condie, 1993, reproduzido com permissão).
sedimentos
claramente
documenta
este
desenvolvimento na evolução dos continentes.
Apesar de ter lugar à reciclagem de sedimentos,
não foi erradicada essa passagem fundamental.
2.4-2.0 Ga. A quebra dos Continentes
Sedimentos do Proterozóico inferior
incluindo matérias clasticos maturos e fracionados
(ortoconglomerados,
quartzitos,
arenitos)
originados pelos sedimentos imaturos Arqueanos,
carbonatos (bio)químico e iron-formations, e
arcósios imaturos ricos em potássio (Veizer,
1988b) originadas pela erosão das rochas
graníticas Arqueanas expostas nas montanhas do
supercontinente.
Carbonatos dolomíticos estromatolíticos de
espessura kilométrica são característicos dessas
sucessões de empilhamentos (shelf-types)
(Eriksson, in press). A espessura de km, nos
dolomitos plataformais Transvaal de 2.55 Ga no
Sul da África (Jahn et al., 1990) passa para fácies
de declive na bacia (muito estranho!) (Eriksson, in
press). Sobrejacente ao Grupo Fortescue sin-rift
com o seu derrame basáltico no oeste da Austrália
está o Grupo Hamersley de 2.69-2.47 Ga que
contém a espessura de 400m de carbonatos que
passam em sedimentos slope-basin (essa ta parte
ta meio complicada!)(Simonson et al.,1993). Os
sedimentos e vulcânicos (2.45 Ga) do Huronian
em Ontario, Canadá são recobertos por
sedimentos carbonáticos que foram depositados
numa margem continental passiva (Fralick e
Miall, 1989). O orógeno New Québec no Canadá
registra rifts a 2.17 Ga e uma margem passiva a
2.14 Ga (com quartzitos e recifes carbonáticos) na
borda oriental do cráton Superior (Skulski et al,
1993). No escudo do norte do Báltico (2.3
Ga)(Gaal e Gorbatschev) riftes continentais com
conglomerados e lavas toleíticas estão sucedidas
pelo grupo Jatulian que contém quartzitos basais e
carbonatos empilhadas that pass into a slopebasinal fácies de ardósias carbonosas de detritos
terrigenos na margem continental passiva da
sutura Lulea-Kuopio (Windley, 1992b). O
orógeno Wepmay no noroeste do Canadá contém
sedimentos clásticos rift-fill e dolomitos
estromatolíticos que depositados em uma margem
passiva por volta de 1.9Ga (Hoffman, 1988,
1988a). É provável que a ressurgência de águas
profundas
nos
empilhamentos
(shelves)
parcialmente oxigenados forneceu a principal
fonte de ferro e manganês para a grande formação
de BIF do tipo Superior e depósitos de manganês
japilitic (Button et al., 1982; Veizer, 1988b;
Schissel e Aro, 1992). Então, resumindo, existe
uma grande evidência (e existem muito mais
exemplos) do desenvolvimento mundial de
rifteamentos e margens continentais passivas
nesse período.
Entre 2.4Ga e 1.9Ga, uma principal
mudança ocorreu na composição da atmosfera
quando o oxigênio livre se tornou abundante –
oxyatmoversion (Kirkham e Roscoe, 1994)
causando a mudança da pigmentação da matriz
dos red-beds para hematita-grain-coat red-beds
(Eriksson e Cheney, 1992), o desenvolvimento de
palaesols (paleossolos?) ricos em hematita
(Wiggering e Beukes, 1990; Roscoe, 1991) e
minérios supergenos ricos em hematita nos BIF
(Holland e Beukes, 1990). Além disso, o
extensivo desenvolvimento de margens passivas
permitiu a deposição de evaporitos depois de 1.9
Ga. Isso é importante correlacionar as
configurações tectônicas no interior dos
continentes, riftes e margens passivas nesse
período com o desenvolvimento de hidrosfera,
atmosfera e registro sedimentar discutidas mais
cedo nesse capítulo.
2.0-1.6 Ga Principal crescimento crustal
Dados isotópicos de Nelson e DePaolo (1985) e
Patchett e Arndt (1986) sugeriram que principal
crescimento crustal foi ao período 1.9-1.7 Ga em
cinturões extensivos em uma zona dos orógenos
Killarney, Planícies Centrais, Yavapai e Mazatal
no sudoeste dos Estados Unidos, para os orógenos
Makkovik e Penokian, o orógeno Ketilidian no
oeste da Groenlândia, e o orógeno Svecofennian
no escudo Báltico. Essas regiões consistem em
rochas plutônicas e vulcânicas muito semelhantes
as dos arcos de ilhas dos dias de hoje, sendo mais
de 80% recém diferenciada da crosta derivada do
manto e apenas uma pequena contribuição
Arqueana, provavelmente sedimentos reciclados.
Esses são os orógenos acrecionários resumidos no
capitulo 16, que consiste na colagem de arcos de
ilhas amalgamados e prismas sedimentares
acrecionários, e que são comparáveis em tipo e
origem com os greenstone belts Arqueanos. O
orógeno Birimian, 2,1 ga, que ocupou uma vasta
área do oeste da África (Abouchami et al., 1990;
Milési et al., 1992; Sylvester e Attoh, 1992) e os
greenstone belt do Rio Itapicuru, 2,1 ga, no Brasil
(Davison et al., 1988) consiste similarmente do
novo material de arcos, derivado do manto. Esses
orógenos acrecionários possui uma alta
porcentagem de granitos de fusão mantélica pós
orogênicos, incluindo granitos rapakivi, por causa
do material fértil e juvenil com eles foi ideal para
autos gruas de fusão parcial (Vielseuf et al.,
1990); Windley, 1993b).
Durante esse período muitos orógenos
formados por colisões de blocos continentais
(capitulo 16), mas eles não contribuíram
significantemente para o crescimento continental
(Windley 1992b). Semelhante aos orógenos
colisionais modernos na maior parte reativação e
redistribuição
de
material
em
granitos
parcialmente fundidos do fundo da crosta
continental. Tais granitos pós orogênicos em
orógenos colisionais de empurrões thrustthickened podem ser uma resposta ao
adelgamemento litosférico e remoção da cama de
limite termal (Turner et al., 1992).
Milena Rosa
1.4 – 1.0 Ga. Orógeno Grenvillian
O fechamento, através da subducção, de
extensos oceanos anteriores deu origem a muitos
orógenos colisionais que podem pertencer a um
único mega-orógeno de 13.000 km (Hoffman,
1991b). O orógeno grenville no noroeste
americano é descrito no capítulo 15 (Rivers et al.,
1989; Mezger et al., 1993). Embora não apresente
zona de sutura (ocultas por pressões internas),
contem um arco de ilhas de 1.28 – 1.25 Ga, cujo
espessamento culminou em um colapso
extensional (Rivers, 1994). Continuou com o
inicio do orógeno Moine na Escócia e o orógeno
Sveconrweigian do escudo Báltico (Starmer,
1993).
1 – 0.5 Ga. Dois supercontinentes e Orógenos
Pan-Africanos
A orogênese Granvilliana levou a formação
de um supercontinentelogo depois de 1.0 Ga que
incluiu as regiões Baltica, Laurentia, muito do
Gondwana, e Siberia (the SWWAT connection of
Moores, 1991 e Dalziel, 1991). A separação deste
supercontinente deu origem a uma sequencia “de
prateleiras”continental no período de 950 – 600
Ma nas margens do Laurentia e Baltica (park,
1992) e no oceano Moçambique, a subducção e o
afastamento que iniciaram o cinturão orogênico
colisional Moçambique do leste africano (Key et
al., 1993) e o orógeno Brasiliano da America do
Sul (Brito Neves e Cordani, 1991), e assim a
formação de um novo supercontinente de 600 –
500 ma, a separação levou ao oceano Iapetus.
Também nessa época a formação de muitos
arcos de ilhas que foram amalgamados dentro do
escudo Núbio-Arábico. A formação deste arco se
iniciou a aproximadamente 870 Ma e a acresção
final teve inicio a aproximadamente 550 Ma
(Stern, 1994). Murphy e Nance (1991) o
denominou de Cinturão Avaloniano – Cadomiano
(630 – 550 Ma) comparável aos orogenos
periféricos, porque eles podem ter se
desenvolvido diante a margem externa de um
supercontinente.
Durante o Neo Pre-Cambriano teve início
um importante aumento na concentração de
oxigênio da atmosfera e da hidrosfera (Derry et
al., 1992), diversidades de eucariontes,
estromatólitos e metazoa surgiram (Capítulo 13).
A formação de supercontinentes assistiu ao
desenvolvimento das glaciações. As diverssas
novas margens continentais passivas e oceanos e
conseqüente “upwelling” de correntes ricas em
nutrientes que possibilitou a deposição global de
apatitas e o rápido desenvolvimento de uma biota
com “partes duras”.
0,5 Ma – Presente. Dois ciclos de Wilson e um
Supercontinente.
O oceano Iapetus fechou dando origem aos
orógenos Apapalachian-Caledonian-Variscan e
assim ao Supercontinente Pangea PermoTriássico. A quebra através do Mesozóico e do
Cenozóico levou a criação dos continentes
presentes, que derivaram e colidiram para formar
os orógenos como Alpes europeus e o Himalaia.
Os diferentes tipos de rochas sedimentares, ígneas
e metamórficas que se desenvolveram nos limites
de placas durante o crescimento e fechamento dos
oceanos Mesozóico-Cenozóico, fornecem a chave
para revelar as complexas relações tectônicas
encontradas em antigos orógenos.
Os Alpes europeus e o Himalaia possuem
raízes crustais espessas até ~ 80km, em contraste
aos colisionais Paleozóicos do Caledonides e
Variscan que faltam raízes crustais e possuem
crostas finas por volta de 30km (Meissener,
1986).
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