Cap I

Resumo: luz do conhecimento atual, crtons so entendidos

como partes diferenciadas da litosfera continental, caracteri-zadas por possurem espessas e antigas razes mantlicas. Emvirtude disso, exibem alta resistncia mecnica e comporta-mento tectnico marcado por longa estabilidade. O Crton doSo Francisco definido e delimitado como componente daPlataforma Sul-Americana no envolvido na tectognesebrasiliana do final do Neoproterozico. Embora ainda notenha a sua estrutura profunda caracterizada, mostra todosos traos superficiais e o comportamento tectnico tpicos doscrtons. O seu substrato constitudo por um bloco arqueanoque ficou poupado das orogneses do Proterozico e partesde um orgeno paleoprotezico, desenvolvido durante oEvento Transamaznico, por volta de 2,1 Ga. As suas cober-turas se distribuem em duas grandes feies morfotectnicas,a Bacia do So Francisco e o Aulacgeno do Paramirim. Ascoberturas, juntamente com as estruturas deformacionais queexibem, registram uma histria tectnica em que os episdiosmais importantes foram: i) a tafrognese estateriana em tornode 1,75Ga; ii) a tafrognese toniana, por volta de 900 Ma; iii)inverso parcial e subsidncia flexural durante o EventoBrasiliano; iv) a glaciao do Gondwana no Permo-Carbonfero; e v) renovada tafrognese durante o evento Sul-Atlntico, no Cretceo. Ao caracterizar e delimitar o Crtondo So Francisco, o Professor Fernando F. M. Almeida o fazcom enorme sofisticao cientfica, entendendo-o desde jcom uma entidade tridimensional e revelando a sua genealo-gia.

Palavras-chave: Crton, Razes Mantlicas, Crton doSo Francisco, Fernando F. M. Almeida.

Abstract:Cratons are presently viewed as differentiated compo-

nents of the continental lithosphere, for the fact that they areendowed with thick, cold, old, but buoyant mantle roots.Consequently, they have a very high lithospheric strength thatavoids pervasive deformation. The So Francisco craton ineastern Brazil is one of three other major components of theSouth American continent that were not significantly affectedby the Neoproterozoic brasiliano orogenies. As such the SoFrancisco craton displays the typical attributes and tectonicbehavior of the cratons identified worldwide, although its deepstructure is not yet characterized. The basement of the SoFrancisco craton encompasses an Archean block not involvedin the Proterozoic orogenies and segments of aPaleoproterozoic orogen, which consists of reworked Archeancrust, microcontinents and a magmatic arc. The craton coversdefine two major morphotectonic units, namely the SoFrancisco basin and the Paramirim aulacogen. Together withthe tectonic structures they display, the cover units record fivemajor tectonic events: i) the 1,75 Ga Statherian taphrogene-

O QUE FAZ DE UM CRTON UM CRTON? O CRTON DO SO FRANCISCO E AS REVELAESALMEIDIANAS AO DELIMIT-LO

Fernando Flecha de AlkmimDepartamento de Geologia, Escola de Minas, Universidade Federal de Ouro Preto Ouro Preto, MG

alkmim@degeo.ufop.br

sis; ii) the ~ 900 Ma Tonian rifting; iii) downwarp behaviorand partial inversion of interior structures induced by theBrasiliano collisions during the Neoproterozoic Orogeny ; iv)the Permo-Carboniferous glaciation of Gondwanaland; andv) renewed rifting during the South Atlantic event in theLower Cretaceous. Prof. F.F.M. Almeida in a very sophisti-cated way defined and traced the boundaries of the SoFrancisco craton. By doing this, he to a some extent antici-pates the view of cratons as 3D-features and brought to thelight the genealogy of the So Francisco craton.

Keywords: Craton, Mantle Roots, So FranciscoCraton, Fernando F. M. Almeida.

Resumen:A la luz del conocimiento actual, los cratones son

definidos como partes diferenciadas de la litosfera continen-tal, caracterizadas por poseer espesas y antiguas races man-tlicas. En virtud de eso, presentan alta resistencia mecnicay comportamiento tectnico marcado por gran estabilidad. ElCratn San Francisco es definido y delimitado como compo-nente de la plataforma Sudamericana, no envuelto en latectonogenesis brasiliana del final del Neoproterozoico.Aunque an no tenga su estructura profunda caracterizada,muestra todos los trazos superficiales y comportamiento tec-tnico tpico de los cratones. Su substrato est constituido porun bloque arqueano estable y partes de un orgeno paleo-proterozoico. Durante el evento Transamaznico, alrededorde 2,1 Ga, el bloque arqueano original fue parcialmenteretrabajado y recibi importantes adiciones. Sus coberturasse distribuyen en dos grandes unidades morfotectnicas, lacuenca de San Francisco y el aulacgeno de Paramirim. Lascoberturas, juntamente con las estructuras deformacionalesque exhiben, registran una historia tectnica en que losepisodios ms importantes fueron: 1) La tafrognesis estate-riana alrededor de 1,75 Ga; 2) La tafrognesis tonianaalrededor de 900 Ma; 3) Inversin parcial y subsidencia fle-xural durante el evento Brasiliano; 4) La glaciacin delGondwana en el perodo Permo-Carbonfero; y 5) Renovadatafrognesis durante el evento Sudatlntico, en el Cretceo.

Al caracterizar y delimitar el Cratn So Francisco elProfesor Fernado F. M. Almeida, lo hace con gran sofisti-cacin cientfica, entendindolo desde ya como una entidadtridimensional y revelando su genealoga.

Palabras llave: Cratn, Races Mantlicas, Cratn SanFrancisco, Fernando F. M. Almeida.

Introduo

O desenvolvimento do conceito de crton constituiuma das mais interessantes pginas da histria da geologia. Aconstatao de que nos continentes existiam setores caracte-rizados por longa estabilidade tectnica partiu de simplesobservaes de campo para chegar aos dias atuais com umrobusto suporte de conhecimentos dos mais variados ramosdas geocincias.

A identificao e delimitao progressivamente maisprecisas dos crtons da Plataforma Sul-Americana, especial-mente do Crton do So Francisco, tomam parte da saga doconceito. Nesta histria, a contribuio do Professor Almeida,consubstanciada, principalmente, em cinco notveis artigos(Almeida, 1967; 1977; 1978; 1981; e Almeida et al., 1981),alm de operacionalizar o traado dos limites dos crtons daPlataforma Sul-Americana, antecipa, com grande sofisticaocientfica, o entendimento dos crtons como entidades tridi-mensionais, tal como vieram a ser caracterizados mais tarde.

Neste artigo, apresentam-se, em primeiro lugar, osatributos fundamentais das pores da litosfera continentalque possuem o status de crton, discutindo-se as tendnciasassumidas pela conceituao atual. Descrevem-se, a seguir,os principais traos geolgicos do Crton do So Francisco,demonstrando-se, concomitantemente, que a sua prpriageologia encerra uma bateria de testes de cratonicidade.Finaliza-se com um breve comentrio sobre as incurses quefizera o Professor Almeida no universo dos crtons, especial-mente, quando da caracterizao do Crton do So Franciscoe do que ele revela em suas publicaes sobre o tema.

O que faz de um crton um crton ?

Do que se l em compndios e dicionrios de geologia,conclui-se que crtons so partes relativamente estveis doscontinentes e que no foram envolvidas nas orogneses doFanerozico. As definies correntes enfatizam os aspectosmais importantes da condio cratognica, que so o cartercontinental e a longa estabilidade, mas ainda nada revelamsobre as suas causas. Compilando as principais propriedadesdos vrios crtons j delimitados no mundo, chega-se seguinte lista (Brito Neves & Alkmim, 1993):

- Com contornos em geral elpticos, possuem dimetrosvariveis entre as centenas e alguns milhares de quilmetros(Fig.1).

- Isostaticamente positivos, correspondem, porm, aosgrandes baixos topogrficos dos continentes, exibindo relevointerno relativamente pouco pronunciado (Fig.2).

- O seu substrato constitudo, em maior extenso, porncleos arqueanos, contendo adies significativas de mate-riais juvenis paleoproterozicos, que podem ter experimenta-do, em graus variveis, deformao e metamorfismo doArqueano ao Mesoproterozico.

- A cobertura compreende unidades cujas idades vo dofinal do Paleoproterozico ao Recente, hospedadas emaulacgenos, bacias de antepas e sinclises (Fig.2).

- Alm das estruturas negativas anteriormente men-cionadas, exibem tambm estruturas positivas, como ant-clises, grandes domos e arcos.

- As bacias da cobertura, principalmente as pr-cam-

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Fig. 1 - Crtons maiores da Amrica do Sul e da frica e sua relaocom as zonas orognicas brasilianas-panafricanas que os envolvem, emuma reconstruo esquemtica do Gondwana ocidental. Notar que ocontorno dos crtons, exceo feita ao do So Francisco-Congo, aproximadamente elptico (extrado de Alkmim & Martins-Neto, 2001)

Schematic reconstruction of West Gondwanaland showing the majorcratons of South Amrica and Africa and their relationships with theadjacent Brasiliano-PanAfrican orogenic belts. Notice that, except forthe So Francisco Congo, the shape of various cratons is in generalelliptical (from Alkmim and Martins-Neto, 2001)

passado e fundamentavam ou decorriam da delimitao decrtons feita, at ento, nos vrios continentes. Dos trabalhosproduzidos quela poca decorre uma viso de crtons comoentidades bidimensionais, correspondentes a regies, reas ousetores dos continentes. No havia ainda incurses nosdomnios subjacentes aos mesmos. Alm disso, a condiocratognica era tida, por muitos autores, como transitria(Kay, 1947 e seguidores). Sendo os crtons partes poupadasdos processos orognicos, sua existncia num dado momentoda histria da Terra seria fruto do acaso, ou seja, ter-se-ia umatal distribuio dos fronts orogenticos pelos continentes quecertas partes no seriam por eles atingidas.

Os avanos experimentados, a partir dos anos 70 dosculo passado, na geofsica, particularmente nas tcnicas eaquisio e processamento ssmico, em paralelo ao desen-volvimento e crescente sofisticao dos mtodos geocronolgicose petrolgicos, permitiram descortinar a tridimensionalidade doscrtons, o que correspondeu a um passo revolucionrio. mar-

brianas, podem apresentar variados graus de inverso, con-forme a sua natureza, orientao e situao aos limites.

- Possuem uma estrutura ssmica marcada por espes-suras crustais ligeiramente superiores mdia dos conti-nentes. Porm, as espessuras crustais dos ncleos arqueanosso relativamente delgadas (mdia de 35 km) e das poresproterozicas mais espessas (mdia de 45 km) (Durrheim &Mooney, 1991) (Fig.3).

- Valores de fluxo trmico compreendidos entre 30 e 50mW/m2, representando os mais baixos valores dentre todos osdemais tipos crustais.

- Espessura elstica da litosfera de at 100 km(Grotzinger & Royden, 1990; Watts & Burov, 2003).

- Espessura litosfrica entre 200 e 400 km, com a zonade baixa velocidade do manto ausente ou muito mal definida(Fig.3).

Com exceo dos quatro ltimos atributos da lista,todos os demais j eram conhecidos nos anos 60 do sculo

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Fig. 2 - Principais crtons delimitados no territrio brasileiro e sua expresso no relevo. Notar que sobre os grandes crtons esto asgrandes bacias hidrogrficas e as grandes sinclises. Observar tambm que os grandes altos topogrficos e estruturais correspondem s

faixas orognicas brasilianas. Mapa do relevo do Brasil elaborado por J.B.Franolin e subdiviso tectnica do Brasil baseada em Almeidaet al. (1977)

Major cratons delimited in Brazilian territory and their topographic expression. The cratons host both the large river systems and sagbasins. The major topographic and structural highs on the other hand correspond to the Brasiliano orogenic domains. Shaded relief map

of Brazil compiled by J.B.Franolin. Tectonic subdivision of Brazil based on Almeida et al. (1977)

cante, neste sentido, a contribuio de Jordan(1978;1981;1988) e vrias outras simultnease posteriores, atravs das quais os crtons pas-saram pouco a pouco a ser entendidos comopeas litosfricas diferenciadas, caracterizadaspor possuir razes mantlicas, que atingiriam acasa dos 400 km ou mais.

Jordan (1978), ao constatar a existn-cia das razes dos crtons, j tinha deparadocom uma intrigante questo: como podiamos crtons manter-se isostaticamente posi-tivos com uma tal raiz litosfrica, uma vezque no mostravam anomalias positivas dogeide ou gravitacionais? Ele mesmoresolveu esta questo postulando que omanto litosfrico subjacente aos crtonsdeveria ser menos denso do que o manto sobos oceanos, e isto poderia ser conseguidoatravs de um desfalque em Fe e Al. Dadosobtidos poca e posteriormente compro-varam, em primeira instncia, a hiptese deJordan.

A tomografia ssmica comprovou aexistncia das quilhas mantlicas dos cr-tons, caracterizando-as, alm disso, comolitosfera fria (Pollak & Chapman, 1977;Grand, 1987). O estudo dos xenlitos derochas de derivao mantlica profunda,alcalinas e kimberlticas, veio constituir umafonte de dados sobre a composio do mantosubjacente aos continentes e para a cali-brao de resultados obtidos nas investi-gaes geofsicas e da petrologia experimen-tal (vide, entre outros: Allegre et al., 1982;Boyd, 1989; Boyd et al., 1993; Dawson, 1980;Nixon, 1987). Alm disso, a datao deincluses em diamantes e dos prprios xenli-

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Fig. 3 - Representao esquemtica de uma seo em um continente hipottico, mostrando a sua estrutura litosfrica. Observar as razesprofundas do manto litosfrico sob o crton e as variaes de espessura crustal

Schematic cross-section of a hypothetical continent, illustrating its lithospheric structure. Observe the mantle roots beneath the cratonand the crustal thickness variations

Fig. 4 - Comportamento dos crtons quando submetidos a solicitaes trativas e com-pressivas. O regime distensional ilustrado pela formao de riftes, os quais possuemuma arquitetura bem distinta, conforme sejam nucleados em crosta no-cratnica oucratnica (vide texto para explicao). O regime compressional ilustrado pela interaondia-sia. A ndia, que em maior parte constituda por ncleos arqueanos estveis eque tem como pores mais jovens terrenos retrabalhados no Mesoproterozico(condio idntica a dos grandes crtons) no sofre influncia do processo. J as poresjovens da sia (orgenos paleozicos) deformam-se a uma distncia de at 4000 km dostio da coliso (elaborado com base em Tapponnier et al.1982 e Sengr & Natalin 2004)

Tectonic behavior of cratons and non-cratons under extension and compression. Theextensional regime produces rifts with distinct geometries, depending on the very natureof the crust (cratonic or non-cratonic). The compressional regime is illustrated by thetectonic interaction between India and Asia. India, made up of stable Archean nuclei andboasting the Mesoproterozoic orogenicas belts as it youngest components (like most ofthe major cratons) is not affected by the collisional tectonism. Asias young regions(Paleozoic orogens), on the contrary, are deformed over large distances (up to 4000 kmfrom the plate boundaries) (based on Tapponnier et al ., 1982, 1986 and Sengr &Natalin, 2004)

- O que pode destruir um crton ?Na busca de respostas para estas questes, um enorme

volume de dados sobre a estrutura profunda dos crtons tem sidopublicado. Neste conjunto, salta aos olhos a grande variabilidadedas propriedades do manto litosfrico dos crtons quandoconsiderados individualmente e tambm quando comparadosuns com os outros (vide, por exemplo, Jaupart & Mareschal,1999; Kaban et al., 2003). Alm disso, ONeill & Moresi(2003) em funo de dados obtidos por Shimizu & Sobolev(1995) e Spetsius et al. (2002) perguntam se mesmo vlidousar idades atribudas a diamantes para datar as razes man-tlicas. Modelos para a gerao das razes mantlicas comuma abordagem que leva em considerao a geologia desuperfcie podem ser encontrados em Sengr (1999), Kusky& Polat (1999) e De Wit (1998). No que tange a descra-tonizao, que implicaria entre outros processos na elimi-nao das razes mantlicas, h consenso entre os autores queo impacto de uma pluma mantlica seria um dos processoscom maior potencial de desencade-la (vide Sengr 1999).

O Crton do So Francisco

Introduo

A histria de caracterizao e delimitao do Crtondo So Francisco acha-se sintetizada em Alkmim et al.

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tos mantlicos (Richardson et al., 1984; Boyd et al., 1985; e sn-tese Pearson, 1999), associada ao estudo da anisotropia develocidades de propagao de ondas S no manto (Babuska &Cahn, 1999; Silver, 1996) possibilitaram a datao das razesmantlicas sob os ncleos arqueanos dos crtons.Comprovou-se que sua idade arquena e que suas tramascristalogrficas correspondem trama deformacional (tam-bm de idade arqueana) das rochas expostas na superfcie.

Sabendo-se que a resistncia litosfrica tem dois con-troladores fundamentais, quais sejam, estrutura trmica ecomposio, razes litosfricas to profundas, frias e antigas,necessariamente, redundam em grande e duradoura resistn-cia aos processos tectnicos. As implicaes disso soenormes. Em primeiro lugar, fica claro que os crtons,enquanto domnios poupados da ao orognica, o so, nopor uma casualidade, mas por serem eles, desde o Arqueano,peas litosfricas reologicamente diferenciadas. Assim sendo,cai por terra, at certo ponto, a concepo de que a condiocratognica seja transitria e o conceito de crton torna-se,assim, reolgico. O comportamento diferencial da litosferacratnica sob solicitaes distensionais e compressionais ilustrados na Fig. 4.

Quando submetida a regimes distensionais e entra emdeformao (o que s ocorre sob altas tenses ou grandeimpacto termal), a litosfera cratnica d origem a riftes estrei-tos e profundos, com pequeno nmero de falhas de granderejeito. O soerguimento das ombreiras desprezvel e as taxasde deformao envolvidas so muito altas (Fig.4). A vastamaioria deles termina como aulacgenos, mas, em cenriostectnicos raros, riftes cratnicos podem evoluir para mar-gens passivas. Quando o fazem, guardam todas as caracters -ticas dos riftes precursores.

Quando submetidos a regimes compressionais, os cr-tons, da mesma forma que sob trao, concentram tenses edeformaes em descontinuidades preexistentes, especial-mente, nos aulacgenos neles instalados, invertendo-os emvariados graus. Gera-se assim o estilo tectnico conhecidocomo germantipo. A deformao nestes casos no penetra-tiva, mas concentrada em zonas discretas. O comportamentocratnico e no cratnico durante um regime compressional espetacularmente ilustrado pela interao atual ndia-sia. Andia, essencialmente cratnica isenta de deformao. J asia, que tem a sua poro central constituda por orgenospaleozicos, intensamente afetada e de vrias formas(Fig.4). Por esta razo, no famoso experimento conduzido porTapponnier et al. (1982), a ndia foi representada por umbloco rgido de madeira, ao passo que a sia foi reproduzidaem plasticina.

Em suma, pode-se dizer que o que faz de um crton umcrton a sua constituio. So eles pores da litosfera con-tinental que, diferenciadas desde o Arqueano, ficaram dotadasde grande resistncia mecnica, comportando-se, por istomesmo, de modo peculiar no curso dos processos da dinmi-ca terrestre. Notvel sua tendncia em subsidir e concentrardeformaes, que faz com que eles, ainda que de maneirasutil, registrem a maioria dos eventos importantes nos quaisos continentes seus hospedeiros se evolvem. A sua antigui-dade e geodiversidade os tornam portadores de substancialparte da memria do planeta. Em conjunto, os crtons exis -tentes podem, desta forma, ser entendidos como a caixapreta da nave Terra.

Questes em aberto sobre as quais se debruam os dedicadosao tema dos crtons so as seguintes:

- Como se formaram as suas razes mantlicas?- a gnese dessas razes um processo uniformitariano?- Uma vez formadas as razes, como puderam elas ter sobre-

vivido? Em funo da longa viagem que vm fazendo, no deveriamter experimentado, no mnimo, uma grande eroso geoqumica?

Fig. 5 - Mapa geolgico simplificado do Crton do So Francisco (modi-ficado de Alkmim et al. 1993)

Simplified geologic map of the So Francisco craton (modified fromAlkmim et al. 1993)

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oferecem uma soluo muito boa e convincente para o pro-blema das deformaes que l afetam o embasamento e asunidades pr-cambrianas da cobertura e implicam em umamodificao no traado do limite local, como ser discutidoadiante.

As justaposies da Amrica do Sul com a frica nasreconstrues da Gondwanalndia (Porada, 1989; Trompette,1994) e dados paleomagnticos (DAgrella & Pacca, 1998;Renne et al., 1990) indicam que o Crton do So Francisco pos-sui de fato uma contraparte africana e com ela constituiu umanica pea at o surgimento do Atlntico no Cretceo (Fig.1).

O Crton do So Francisco-Congo e todos os demaisdos continentes sul-americano e africano so hoje entendidoscomo a pores mais interiores e estveis das placas que, aofinal do Neoproterozico, se amalgamaram atravs de umasrie de colises diacrnicas para formar a poro ocidentaldo continente de Gondwana (Brito Neves et al.1999; CamposNeto, 2000; Alkmim et al.2001). As margens daquelas placas,juntamente com as partes a elas adicionadas correspondemaos cintures orognicos brasilianos-panafricanos. A placaSo Francisco-Congo, hospedeira do crton homnimo, vista como um fragmento desmembrado do supercontinenteRodnia, aglutinado a 1,0 Ga (Brito Neves et al. 1999;Campos Neto, 2000), ou como uma pea continental isolada,no participante de Rodnia (Krner & Cordani, 2003;Pisarevsky et al., 2003). No Brasil, os seus limites podem sertraados ao longo das zonas de sutura caracterizadas nosorgenos brasilianos em torno do crton (Alkmim et al. 1993,2001).

Principais traos geolgicos

O Crton do So Francisco fica delimitado pelas faixasbrasilianas Braslia, a sul e oeste, Rio Preto a noroeste,Riacho do Pontal e Sergipana, a norte e Araua a sudeste(Almeida, 1977; 1981). A leste o crton vai de encontro margem continental que hospeda as bacias do Jequitinhonha,Almada, Camam e Jacupe (Fig.5).

O interior do crton , em sua maior parte, coberto porunidades pr-cambrianas e fanerozicas. Em duas reas, noextremo sul e a leste, o embasamento est exposto. As reasde cobertura compreendem trs grandes unidades morfotec-tnicas, a Bacia do So Francisco, o Aulacgeno doParamirim e uma grande parte do Rifte Recncavo-Tucano-Jatob. Alm destes, outros domnios de cobertura so asbacias neoproterozicas de antepas do Rio Pardo e da FaixaSergipana (Fig. 5).

O embasamento

Segundo Almeida (1977), o Crton do So Francisco,vale dizer, o seu substrato, adquiriu estabilidade ao final doEvento Transamaznico. Face aos dados hoje disponveis,pode-se assumir que o embasamento do crton constitudopor rochas e feies tectnicas mais velhas que 1,8 Ga.

Os estudos realizados nos ltimos anos permitem a dis-criminao de duas feies tectnicas no embasamento docrton que so partes de um orgeno paleoproterozico (rhya-ciano/orosiriano, transamaznico) e o seu antepas (Fig. 6).Este orgeno paleoproterozico est presente de forma ape-nas fragmentria no interior do crton. Uma pequena porodo seu cinturo externo encontra-se preservada e exposta noextremo sul do crton, abarcando o Quadriltero Ferrfero eadjacncias. Trata-se do Cinturo Mineiro (Teixeira et al.,1996) (Fig.6). Um fragmento considervel do mesmo,incluindo internides e extenides, aflora, todavia, na poronorte do crton, envolvendo parte do substrato do Aulacgenodo Paramirim e toda a rea compreendida entre a Chapada

(1993). Ela se inicia com a contribuio de Guimares(1951), quando dos primeiros ensaios de subdiviso tectnicado territrio brasileiro, d importantes passos com os traba-lhos de Barbosa (1966) e Ebert (1968) - o primeiro respon-svel por sua denominao atual - e termina com as definiti-vas publicaes de Almeida (1977; 1981). Quando caracteri-zado por Almeida (1977), o Crton do So Francisco eraentendido como uma entidade tectnica do Ciclo Brasilianopor ter seu contorno definido pelas frentes orognicas do finaldo Proterozico (Fig. 3 e 5) e, desta forma, representar umaparte da crosta que fora por eles poupada.

Em 1979, foi realizado o primeiro simpsio dedicadoexclusivamente ao Crton do So Francisco e suas faixasmarginais e, em 1993, o segundo encontro sobre o mesmotema (vide Dominguez & Misi, 1993). Nos ltimos anos, cen-tenas de artigos versando sobre os mais diversos aspectos dasua geologia vieram a pblico. Confirmou-se, plenamente,neste perodo, a propriedade cientfica da caracterizao deAlmeida (1967;1977) e avanou-se muito no entendimento daconstituio, do arcabouo estrutural e, sobretudo, da suafuno geotectnica no cenrio da Plataforma Sul-Americanae antecedentes.

Uma questo, fonte de grandes polmicas e que rece-beu especial ateno de Almeida nas publicaes de 1977 e1981, foi a dos limites do crton. Revisado por Alkmim et al.(1993), o traado dos limites deve sofrer uma modificao,justamente numa regio alvo de grandes debates, que a dovale do Paramirim, na Bahia, junto a grande inflexo da FaixaAraua (vide Fig.5). Os resultados dos estudos de Danderfer(2000) e Cruz & Alkmim (2004), realizados naquela regio,

Fig. 6 - Componentes do embasamento do Crton do So Francisco.Alm da plataforma paleoproterozica, que representa o blocoarqueano estvel do crton, tem-se no interior do crton dois fragmen-tos de um orgeno paleoproterozico, o Cinturo Mineiro e a faixaorognica do leste da Bahia

Main components of the basement of So Francisco craton. The SoFrancisco craton encompasses, besides the Paleoproterozoic platform(the stable Archean core), two segments of a Paleoproterozoic orogen,represented by the Mineiro belt and the orogenic domain of easternBahia state

Sentido preferencial do transporte tectnico

os componentes arqueanos que formam o substrato doCinturo Mineiro foram deformados e metamorfisados nocurso do Evento Rio da Velhas, que teve lugar entre 2,78 e 2,7Ga (Carneiro et al., 1998; Teixeira et al., 2000).

O Supergrupo Minas tem como unidades basaisquartzitos, filitos, carbonticas e sua camada-guia, constitu-da por formaes ferrferas do tipo Lake Superior (Dorr,1969). Sua idade mxima de 2,65 Ga estimada com base emrelaes de campo com as rochas mais jovens do substrato edataes de zirces detrticos (Noce 1995; Renger, 1995;Machado et al., 1996). Alm disso, rochas carbonticas daporo intermediria forneceram uma idade Pb-Pb de 2,42 Ga(Babinski et al., 1993). Estas unidades registram o estabe-lecimento e evoluo de uma margem passiva (Alkmim &Marshak, 1998) no continente Paramirim, recm consolida-do. J o Grupo Sabar, poro mais jovem do SupergrupoMinas, constitudo por terrgenos e separado das unidadesbasais por discordncia, contm zirces detrticos de 2,125Ga (Machado et al., 1992). O Grupo Itacolomi, composto pormetarenitos e metaconglomerados aluviais, assenta discor-dantemente sobre todas as demais unidades. Os gruposSabar e Itacolomi so interpretados, respectivamente, comodepsitos sin e ps-tectnicos (Dorr, 1969) em relao aoEvento Transamaznico (Alkmim & Marshak, 1998).

Um substancial volume de rochas granitides (Noce etal., 1998; 2000) com idades compreendidas entre 2,55 e 2,04Ga intrusivo nas rochas do complexo metamrfico, junto aolimite sul do crton e tambm fora dele.

Os traos estruturais dominantes do Cinturo Mineiroorientam-se na direo NE-SW e devem representar a mani-festao do Evento Transamaznico na regio que, segundoAlkmim & Marshak (1998), envolveria metamorfismoregional e deformao com vergncia geral para NW (regis -trada nas supracrustais Minas) em torno de 2,1 Ga, seguidosde imediato colapso extensional, que teria lugar a 2,06 Ga. Ocolapso extensional levaria formao das estruturas dmi-cas e dos grandes sinformes que hospedam as supracrustais

23Cap I

Diamantina e o litoral baiano (Figueiredo, 1989; Teixeira &Figueiredo, 1991; Marinho et al., 1993; Ledru et al., 1994; 1997;Teixeira et al., 2000; Barbosa & Sabat, 2001; 2004) (Fig.6).

No interior do crton, as exposies da plataforma ouantepas do orgeno paleoproterozico so muito reduzidas.Restringem-se a duas reas, uma a noroeste do QuadrilteroFerrfero e outra entre a Bacia do So Francisco e o Aulacgenodo Paramirim. Partindo do pressuposto da sua continuidade fsi-ca entre as mencionadas exposies, seu contorno especulati-vamente esboado na Fig. 6. Com estas caractersticas ela cons-titui o ncleo arqueano intacto do crton. Alm disso, corres-ponde poro interna de um continente arqueano, estabilizadopor volta de 2,6 Ga (Noce et al., 1998), que teve suas margensafetadas pelo Evento Transamaznico.

A massa continental arqueana, cuja poro interna oncleo arqueano estvel (intacto), constitui o embasamentoda maior parte do crton, de boa parte da Faixa Araua e degrande parte da Faixa Braslia (Fig. 5 e 6). Ela, exceo feita poro oeste e sudoeste da Faixa Braslia, vem a correspon-der exatamente ao Crton do Paramirim de Almeida (1981).

Entendendo os crtons como transitrios, Almeida (1981)postulara que o Crton do So Francisco teve um ancestralpor ele denominado de Crton do Paramirim. Estabilizadoaps o Evento Jequi (2,9-2,7 Ga), o Crton do Paramirim teriasuas margens retrabalhadas durante o Evento Transmaznico e,em parte, novamente no Evento Brasiliano. O que restara doCrton do Paramirim e das adies que adquirira no EventoTransamaznico, aps a ao do Evento Brasiliano, viria a serCrton do So Francisco.

O Cinturo Mineiro

Tal como delimitado em mapa por Teixeira &Figueiredo (1991) e Teixeira et al. (1996; 2000), o CinturoMineiro fica restrito a uma pequena faixa ao sul doQuadriltero Ferrfero, junto ao limite cratnico. Estende-seaqui esta denominao para toda a poro do embasamentoexposto no sul do crton que experimentou deformao(Alkmim & Marshak, 1998; Endo, 1997) e ao termal (Noceet al., 1998; Machado et al., 1992; Oliveira, 2004) no decor-rer do Evento Transamaznico. Entendido desta forma, oCinturo Mineiro engloba o Quadriltero Ferrfero e os ter-renos adjacentes a sudoeste (Fig.7). As suas extensesnordeste e sudoeste, fora do crton, foram intensamente retra-balhadas durante o Evento Brasiliano e constituem o substra-to das faixas Araua e Braslia Sul, respectivamente.

O Cinturo Mineiro, tal como aqui entendido, envolve umcomplexo metamrfico basal, as supracrustais do Supergrupo Riodas Velhas, o Supergrupo Minas, o Grupo Itacolomi, alm de umsubstancial volume de granitides arqueanos e paleoproterozi-cos (Fig. 7).

O complexo metamrfico ocupa a maior parte daexposio do embasamento no sul do crton e, nas reas vizi-nhas ao Quadriltero Ferrfero, constitudo por TTGs(gnaisses e migmatitos), cujos protlitos formaram-se entre2,9 e 3,2 Ga, corpos de anfibolitos e ultramficas, Teixeira etal., 2000; Machado & Carneiro, 1992; Carneiro et al., 1998).Granitides calcialcalinos com idades em torno de 2,78 Ga egranitides anorognicos formados entre 2,7 e 2,6 intrudemos gnaisses e migmatitos mais antigos (Carneiro et al,. 1994;Machado et al., 1992; Noce, 1995; Noce et al., 1998).

O Supergrupo Rio das Velhas composto por umatpica sucesso greenstone belt, que congrega metavulcnicas(komatiitos, basaltos, vulcanoclsticas) e metassedimentos,incluindo formaes ferrferas, carbonatos e terrgenos. Aidade de vulcnicas flsicas da base desta unidade de 2,776Ga (Machado et al., 1992).

exceo da gerao mais jovem de granitides, todos

Fig. 7 - Mapa geolgico esquemtico do extremo sul do Crton do SoFrancisco, enfatizando a zona de influncia do Evento Transamaznico

(Cinturo Mineiro de Teixeira et al . 1996, expandido) e a respectivaplataforma

Schematic geologic map of the southernmost portion of the SoFrancisco craton, emphasizing the region affected by the

Paleoproterozoic Transamazonian Event (the Mineiro belt, expandingthe original definition by Teixeira et al. 1996) and its foreland

na regio do Quadriltero Ferrfero. Os granitides paleopro-terozicos, que no fazem contato com supracrustais Minas emais jovens, alojaram-se nos estgios sin a ps-tectnicos(Noce et al., 2000).

O fragmento do orgeno paleoproterozico naporo setentrional do crton

O fragmento do orgeno paleoproterozico preservadona poro norte do crton envolve quatro componentes lito-tectnicos maiores: os blocos do Gavio, Jequi e Serrinha,bem como o Cinturo Itabuna-Salvador-Cura (Barbosa &Dominguez, 1996; Teixeira et al., 2000; Barbosa & Sabat,2001; 2004) (Fig. 8). Todos estes componentes possuemidades arqueanas, porm distintas, como tambm so a suaconstituio e ambincia gentica. Segundo Barbosa &Sabat (2001; 2004), so as seguintes as suas caractersticas:

- O Bloco do Gavio, que compreende o ncleoarqueano intacto do crton e sua borda retrabalhada, englo-ba as rochas mais antigas do crton, que so TTGs comidades U-Pb SHRIMP compreendidas entre 3,4 e 3,2 Ga. Aestas se somam duas geraes de granitides de 3,2 - 3,1 e

2,8-2,7 Ga. As unidades supracrustais so seqncias green-stone belt de 3,3 Ga (dentre elas, a de Contendas Mirante), 3,2Ga e 3,0-2,8 Ga. Todas essas rochas foram metamorfisadas nafcies anfibolito e deformadas entre 2,8 e 2,7 Ga. Comounidade supracrustal Paleoproterozica tem-se o GrupoJacobina, interpretado por Ledru et al. (1997) como preenchi-mento de bacia flexural de antepas.

- O Bloco Jequi tem como formadores principaismigmatitos de 3.0-2,9 Ga e granitides de 2,8-2,7 Ga.Metassedimentos e vulcnicas bsicas preencheram riftessobre eles instalados. O Bloco Jequi experimentou intensadeformao e metamorfismo nas condies da fcies granuli-to em 2,1Ga.

- O Cinturo Itabuna-Salvador-Cura tem como cons-tituintes dominantes tonalitos, trondhjemitos e metassedi-mentos. Sua origem um arco magmtico (Figueiredo, 1989)desenvolvido na virada do Neoarqueano para oPaleoproterozico (~2,6 Ga). Esto tambm presentes no cin-turo rochas shoshoniticas de 2,4 Ga, alm de tonalitos etrondhjemitos sin-colisionais de 2,1 Ga. Durante a con-vergncia paleoproterozica, todos os constituintes foramdeformados e metamorfisados na fcies granulito.

- O Bloco Serrinha tem o embasamento formado porgranitos e tonalitos cujas idades ficam entre 2,9 e 3,0 Ga.Metamorfisadas na fcies anfibolito, essas rochas so cober-tas pelas seqncias greenstone belt paleoproterozicas doRio Itapicuru e Capim, cuja deposio deu-se em bacias deretro-arco.

Ao que tudo indica, os blocos Jequi, Serrinha eItabuna-Salvador-Cura constituem terrenos participantes deuma histria acrescionria do orgeno paleoproterozico eassim os interpretam Barbosa & Sabat (2001; 2004). Deacordo com Figueiredo (1989), Teixeira & Figueiredo (1991),Ledru et al (1994); Teixeira et al. (2000), Barbosa & Sabat(2004), o orgeno em questo foi edificado, naquele setor docrton, por volta de 2,0 Ga, a partir de uma convergnciaentre duas massas continentais representadas pelos blocos doGavio e do Gabo, este ltimo hoje parte do Crton doCongo. Essa coliso teve carter oblquo e est registrada porempurres e dobras vergentes para WNW, s quais se super-impem estruturas de um regime transpressional sinistral(Alves da Silva et al, 1993; Ledru et al., 1997; Barbosa &Sabat, 2001).

A Bacia do So Francisco

A Bacia do So Francisco ocupa quase todo o seg-mento de orientao meridiana do crton e cobre uma rea decerca de 500.000 km2 da bacia hidrogrfica homnima, nosestados de Minas Gerais, Bahia e Gois (Alkmim & Martins-Neto, 2001) (Fig. 9). Os seus limites oeste, noroeste e lestecoincidem com os limites do crton. O limite sul de naturezaerosiva. Um trecho do limite nordeste tambm marcado pelocontato embasamento-cobertura e, na parte restante, a bacia sejustape ao Aulacgeno do Paramirim (Fig. 9).

As unidades litoestratigrficas maiores aflorantesso: o Supergrupo Espinhao de idade paleo/mesoproterozi-ca, o Supergrupo So Francisco de idade neoproterozica, oGrupo Santa F de idade permo-carbonfera e os sedimentoscretcicos dos grupos Areado, Mata da Corda e Urucuia(Fig.10). Tais unidades, separadas por grandes lacunas, regis-tram regimes tectnicos muito distintos e conferem bacia ocarter poli-histrico, tpico das suas congneres intracratni-cas (Dominguez, 1993; Alkmim & Martins-Neto, 2001).

Estratigrafia

O Supergrupo Espinhao aflora em reas relativamente

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Fig. 8 - Mapa geolgico simplificado do segmento do orgeno paleopro-terozico exposto na poro norte do Crton do So Francisco. Os blo-cos arqueanos Serrinha e Jequi (provavelmente microcontinentes),juntamente com o Cinturo Itabuna-Salvador-Cura (arco magmti-co) foram amalgamados ao bloco arqueano maior do Gavio na tran-sio entre os perodos Rhyaciano e Orosiriano (elaborado com base emBarbosa & Sabat, 2001)

Simplified geologic map of the segment of the Paleoproterzoic orogenexposed in the northern portion of the So Francisco craton. TheArchean Serrinha and Jequi blocks (probably representing microcon-tinents), together with the Itabuna- Salvador-Cura belt ( a magmaticarc) were welded to the Archean Gavio block by the end of theRhyacian and beginning of the Orosirian period (based on Barbosa &Sabat, 2001)

engloba diamictitos, arenitos e pelitos de origem glacio-con-tinental (na atual zona cratnica), com transies para depsi-tos glacio-marinhos (nas faixas marginais) (Pflug & Renger,1973; Karfunkel & Hope, 1988; Uhlein, 1991; Pedrosa-Soares et al., 1992; 1998; Trompette, 1994; Ulhein et al.,1999; Martins-Neto & Hercos, 2001) (Fig. 10). O GrupoMacabas separado do Supergrupo Espinhao por uma dis -cordncia angular e dos seus diamictitos foram extrados zir-ces detrticos de 900 Ma (Buchwaldt et al., 1999). Alm deum evento de glaciao (Sturtiana), o Grupo Macabas regis -tra um evento tafrognico de expresso regional, que teve in-cio por volta de 930 Ma (Porada, 1989; Uhlein et al., 1999;Pedrosa-Soares et al., 1992; 1998; Martins-Neto & Hercos,2001; Tack et al., 2001).

O Grupo Bambu composto por uma sucesso derochas marinhas carbonticas e pelticas, que, nas bordas da

pequenas no interior da bacia (Fig. 9). Nestas ocorrncias,est exposta somente a parte superior da unidade, caracteriza-da por depsitos elicos que passam, no topo, a uma alternn-cia de pelitos e arenitos marinhos (Fig. 10). O SupergrupoEspinhao, onde totalmente exposto, no Aulacgeno doParamirim e na Faixa Araua, ficou caracterizado comopreenchimento dos ramos de um sistema ensilico de riftes,desenvolvido no perodo Estateriano, por volta de 1,75 Ga(Uhlein, 1991; Dussin & Dussin, 1995; Brito-Neves, 1996;Martins-Neto, 1998; 2000). Junto ao limite norte da bacia, oGrupo Rio Preto, constitudo por quartzitos e filitos, cor-relacionado ao Supergrupo Espinhao (Inda & Barbosa,1978; Egydio-da-Silva et al., 1989).

O Supergrupo So Francisco, a unidade de maiorexpresso areal na bacia (Fig. 9), composto pelos GruposMacabas e Bambu. O Grupo Macabas, sua unidade basal,

25Cap I

Fig. 9 - a) Mapa geolgico simplificado da Bacia do So Francisco, enfatizando a distribuio das grandes unidades de preenchimento eprincipais feies estruturais. b) Mapa esquemtico das principais feies estruturais do embasamento da bacia (modificado de Alkmim &

Martins-Neto, 2001)

a) Simplified geologic map of the So Francisco basin, showing the distribution of the major fill units main structural features. b)Schematic map of the main basement structures (modified from Alkmim & Martin-Neto, 2001)

bacia e no topo, passam a conglomerados e arenitos, respec-tivamente (Dardenne, 1978; Castro & Dardenne, 2000;Dominguez, 1993) (Fig. 10). Registra uma generalizadatransgresso marinha e marca o comportamento flexural deantepas que o interior cratnico passou a exibir como respos-ta sobrecarga criada pelo desenvolvimento dos cinturesorognicos brasilianos sua volta, iniciando-se pelo desen-volvimento da Faixa Braslia (Chang et al., 1988; Martins-Neto & Alkmim, 2001). A literatura contm um grandenmero de estimativas de idade para o Grupo Bambu, todaselas associadas a uma grande margem de erro. Mais recente-mente, Babinski et al. (1999) obtiveram uma idade Pb-Pb de689 69 Ma para calcrios da Formao Sete Lagoas (Fig.10), na base da unidade. De acordo com Kaufmann et al.(2001), os Calcrios Sete Lagoas possuem uma curva de is-topos de C, S, O, e Sr similar dos Maiberg cap carbonatesda Nambia. Eles podem, com essa assinatura isotpica, tersido depositados aps um evento glacial global.

O Grupo Santa F (Fig. 10) (Campos et al., 1992;Campos & Dardenne, 1994; 1997a, b; Sgarbi et al.; 2001)possui um grande nmero de pequenas ocorrncias na partecentral e noroeste da bacia, onde preenche paleovales esca-vados nas unidades de topo do Grupo Bambu. subdivididoem duas formaes, Floresta e Taboleiro, constitudas,respectivamente, por folhelhos com seixos pingados que pas-sam a tilitos e arenitos, e arenitos com intercalaes de peli-

tos. A sua idade permocarbonfera foi determinada a partir deicnofsseis (Sgarbi et al., 2001). Envolvendo depsitos pr-glaciais e de base de geleiras, o Grupo Santa F mais umregistro da passagem do Gondwana pela regio circumpolare, tambm, da expanso das calotas glaciais, no Permo-Carbonfero (Caputo & Crowell, 1985; Sgarbi et al., 2001).

A seo cretcica da bacia cobre uma grande rea dassuas regies central-norte e sudoeste e subdividida nos gru-pos Areado, Mata da Corda e Urucuia (Fig. 10). O GrupoAreado (Costa & Grossi Sad, 1968; Sgarbi et al., 2001) con-tm conglomerados e arenitos na base, pelitos e carbonatos naporo intermediria e um pacote relativamente espesso dearenitos no topo. Estes sedimentos foram depositados por sis-temas aluviais, que deram lugar a lagos e campos de dunas.Notvel a ocorrncia de dois nveis de silexitos contendo radio-lrios marinhos na sua poro superior, dominada por arenitoselicos (Kattah, 1991; Kattah & Koutsoukos, 1992; Dias Brito etal., 1999). Essa ocorrncia, de idade barremiana-eoaptiana (Dias-Brito et al., 1999), e suas intrigantes implicaes paleogeogrfi-cas ainda so alvo de debates (vide Sgarbi et al., 2001).

O Grupo Mata da Corda (Grossi Sad et al., 1971) con-grega intrusivas, vulcnicas, vulcanoclticas e epiclticas quemarcam um evento magmtico de filiao alcalina (kamafugti-ca), ocorrido no Neocretceo, entre 85 e 80 Ma (Sgarbi et al.,2001).

Os grupos Areado e Mata da Corda ocorrem na porosudoeste da bacia. Para alguns autores (vide Seer et al., 1989;Campos & Dardenne, 1997a), as pores superiores do GrupoMata da Corda gradam lateral e verticalmente aos arenitos doGrupo Urucuia, que cobrem uma vasta rea na poro norteda bacia, estendendo-se, inclusive, para alm dos seus limites.Os arenitos Urucuia so de origem elica e aluvial.

As rochas cretcicas representam, na bacia, reper-cusses da disperso do Gondwana e gerao do AtlnticoSul (o Evento Sul-Atlantiano de Schobbenhaus et al., 1984)iniciando-se com a deposio da base do Grupo Areado emum conjunto de semigrabens formados por reativao defalhas neoproterozicas (Sawasato, 1995). Registram ainda osoerguimento principal do Arco do Alto Paranaba (Fig. 9),que limita a bacia a sudoeste, em concomitncia com o vul-canismo Mata da Corda.

Arcabouo estrutural

As unidades pr-cambrianas da bacia foram atingidaspelas frentes orognicas brasilianas. Formaram-se, ao longodos seus limites, excetuando-se o sul, cintures epidrmicosde antepas, cuja vergncia centrpeta em relao ao crton(Alkmim et al., 1996) (Fig. 9 e 11). Caracterizam-se, destaforma, quatro compartimentos estruturais na bacia: i) umcompartimento oeste (W), que corresponde poro externadas faixas Braslia e Rio Preto; ii) um compartimento central(C) no qual os sedimentos do Supergrupo So Franciscoencontram-se indeformados; iii) um compartimento leste (E),que corresponde poro externa da Faixa Araua.

Os cintures de antepas dos compartimentos W e E,tipicamente formados por uma associao de falhas deempurro e dobras, envolvem somente as unidades pr-cam-brianas da cobertura (Fig. 11). Este seu carter epidrmico comprovado pelas muitas exposies do descolamento basalna poro sudeste do compartimento E (Magalhes, 1988;DArrigo, 1995) (Fig. 11), e pela ssmica, como mostramFugita & Clark Fo (2001), para o compartimento W. Os cin-tures de antepas dos compartimentos W e E exibem dife-renas significativas. Dentre as mais importantes tm-se aausncia de metamorfismo e clivagem penetrativa no com-partimento W. Alm disso, zonas transcorrentes desem-penham um papel importante neste compartimento. No seu

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Fig. 10 - Coluna estratigrfica simplificada da Bacia do So Francisco.Vide texto para explicaes e referncias. (extrada de Alkmim &Martins-Neto, 2001)

Stratigraphic column of the So Franciso basin. (from Alkmim &Martins- Neto, 2001)

samente deformados durante o evento vulcnico Mata daCorda (Sawasato, 1995; Sagarbi et al., 2001).

Outras importantes estruturas da bacia, a maiorianucleada no Neoproterozico e reativada no Cretceo, so(Fig. 9): i) o Alto de Sete Lagoas, na poro sul da bacia(DArrigo, 1995) (Fig. 11); ii) o Arco do Alto Paranaba, umadas mais proeminentes estruturas do Sudeste Brasileiro, quesepara as bacias sedimentares e hidrogrficas do Paran e SoFrancisco (Hasui et al., 1975; Barcelos et al., 1989; Campos& Dardennne, 1997b); iii) o Arco do So Francisco (Campos &Dardennne, 1997b; Sgarbi et al., 2001) que separa as Bacias doSo Francisco e Parnaba; iv) o grande Baixo de Pirapora e v) oAlto de Januria (Alkmim & Martins Neto, 2001).

O Aulacgeno do Paramirim

O Aulacgeno do Paramirim, originalmente denomi-nado Aulacgeno do Espinhao por Moutinho da Costa &Inda (1982), feio morfotectnica da poro norte do cr-ton que, na Bahia, compreende a Serra do Espinhao

extremo sudoeste, a bacia atravessada por um feixe defalhas transcorrentes sinistrais, que nucleadas tardiamente emrelao s falhas de empurro e dobras, produzem rotaolocal destas, dando origem a uma grande complexidade estru-tural. Alm disso, tais estruturas envolvem o embasamento nadeformao e se estendem crton adentro, para alm dos limi-tes da cobertura (Muzzi Magalhes, 1989; Valeriano, 1999).

s estruturas exclusivas das unidades neoproterozicasse superimpem elementos tectnicos formados durante oevento Sul-Atlantiano, no Eocretceo. Na poro sudoeste dabacia, os sedimentos cretcicos tm sua distribuio controla-da por um sistema de falhas de orientao NE-SW (Hasui &Haralyi, 1991). Com movimentao sinistral-normal, este sis -tema apenas o mais jovem conjunto de estruturas presentesnas unidades cretcicas na regio (Sawasato, 1995). Comomencionado, a deposio da base do Grupo Areado deu-seem semi-grabens de orientao preferencial NS, formados scustas da reativao das estruturas brasilianas do embasa-mento Bambu. Os sedimentos Areado, ainda parcialmenteinconsolidados, foram, em algumas pores da bacia, inten-

27Cap I

Fig. 11 - Seo geolgica esquemtica atravs da poro sul da Bacia do So Francisco. Localizao da seo indicada na Fig. 9. Os com-partimentos W e E correspondem a cintures de dobras e falhas de empurro descolados do embasamento. Notar o grande alto do

embasamento na poro central da bacia, o Alto de Sete Lagoas. Nas fotos, notar a ausncia de clivagem nas rochas do compartimento W.a) Dobra em calcrios da base do Grupo Bambu; b) Duas falhas de empurro lstricas, componentes de um duplex, em calcrios da base

do Grupo Bambu; c) dobras em mrmores da formao Sete Lagoas, junto falha de empurro que marca o limite do crton na Serrado Cip (MG); d) Calcrios com intercalaes de pelitos (Grupo Bambu) exibindo clivagem ardosiana; e) zona de cisalhamento que

marca o descolamento das rochas Bambu sobre o embasamento; notar o grande sigmide de foliao

Schematic cross-section of the southern portion of the So Francisco basin. For location of the section, see Fig. 9. The compartments Wand E comprise thin-skinned foreland fold-thrust belts. Notice the large basement high in the central portion of the section, the Sete

Lagoas high. a) Fold affecting the basal carbonates of the Bambu Group. b) Two listric thrusts of a duplex involving the basal carbonatesof the Bambu Group. c) Fold in marbles of the Sete Lagoas Formation, near the major thrust that marks the craton boundary along the

Serra do Cip. d) Limestone interbedded with pelites showing slaty cleavage. e) Shear zone that marks the basal detachment of theBambu rocks, containing a large foliation pod

Setentrional, os vales do Paramirim e do So Francisco e aChapada Diamantina (Cruz & Alkmim, 2004). A norte e a sul, oslimites do aulacgeno coincidem com os limites do crton e cor-respondem a zonas de interferncia entre ele e as faixas marginaisbrasilianas Rio Preto, Riacho do Pontal e Araua (Fig. 12).

As unidades de preenchimento do aulacgeno so ossupergrupos Espinhao e So Francisco, que, alm de outros,testemunham as suas duas principais fases rifte de subsidn-cia, ocorridas a 1,75 e 1,0 Ga (Schobbenhaus, 1996;Danderfer Fo, 2000). Durante o Neoproterozico, o

28

Fig. 12 - Mapa geolgico do Aulacgeno do Paramirim. (modificado de Cruz & Alkmim, 2004)

Geologic map of the Paramirim aulacogen (modified from Cruz & Alkmim, 2004)

cidade de Caetit para sul, as rochas do SupergrupoEspinhao constituem uma estreita faixa intensamente defor-mada, limitada, a oeste, pela falha reversa de Sto Onofre e, aleste, por uma falha de empurro enraizada no embasamento(Bertholdo et al., 1993; Cruz & Alkmim, 2004) (Fig. 12 e 14).Ao longo do vale do Paramirim, rochas do embasamento eplutnicas de 1,75 Ga acomodaram as deformaes de formaheterognea e diferenciada da cobertura. As principais estru-turas so zonas de cisalhamento em todas as escalas, quevergem, preferencialmente, para ENE. Elas so truncadas poruma gerao tardia de zonas de cisalhamento transcorrentesdextrais (Cruz & Alkmim, 2002; 2004). A regio que concen-tra as maiores deformaes no aulacgeno define um corre-dor que corta o crton de fora a fora na direo NNW, o corre-dor do Paramirim (Alkmim et al., 1993).

Na poro norte do aulacgeno, as estruturas domi-nantes so parcialmente obliteradas por um sistema de falhasde empurro de orientao preferencial EW e vergentes parasul. Este sistema avana de forma epidrmica em direo asul at quase a metade da rea do aulacgeno (Lagoeiro,1990) (Fig.15).

Por outro lado, no extremo sul, so as estruturas deorientao NNW que obliteram uma gerao preexistente dedobras e falhas de orientao EW e vergentes para norte(Cruz & Alkmim, 2004). Nas unidades de cobertura estas

aulacgeno experimentou intensa inverso tectnica, da qualapenas uma pequena poro do seu setor central foi poupada.

Estratigrafia

O Supergrupo Espinhao a unidade de maiorexpresso no aulacgeno e aquela que registra a sua insta-lao como um ramo dos riftes estaterianos de 1,75 Ga (BritoNeves et al, 1996; Schobbenhaus et al., 1994; Schobbenhaus,1996). Encontra-se integralmente exposto e mostra umasignificativa diferenciao faciolgica entre as pores leste eoeste do aulacgeno, as quais correspondem Serra doEspinhao Setentrional e Chapada Diamantina, respectiva-mente (Fig. 13). Estas diferenas advm da arquitetura originaldo rifte Espinhao, que deveria ser dotado de grande assimetria(Alkmim et al., 1993; Dominguez, 1993; Danderfer, 2000).

O Supergrupo So Francisco, que tambm exibegrandes diferenas faciolgicas entre as ocorrncias de oestee leste, encontra-se preservado somente nos baixos estruturaisdo aulacgeno (Fig.12). No Espinhao Setentrional, oSupergrupo So Francisco representado pelo Grupo StoOnofre, o qual, constitudo por um espesso pacote de turbidi-tos, , de acordo com Schobbenhaus (1996) e Danderfer(2000), correlacionvel ao Grupo Macabas.

Na regio da Chapada Diamantina, o Supergrupo SoFrancisco engloba o Grupo Una, que se divide nas formaesBebedouro e Salitre (Fig. 13). A Formao Bebedouro con-tm diamictitos, arenitos e pelitos, cuja deposio deu-se emambiente glacio-marinho (Guimares & Dominguez, 1995).A Formao Salitre composta por um pacote de rochasdominantemente carbonticas, contendo intercalaes depelitos (Leo & Dominguez, 1992; Misi, 1979; 2001).

O Grupo Santo Onofre e a Formao Bebedouro, correla-tivas do Grupo Macabas, representam, no aulacgeno, um novopulso de subsidncia mecnica, no qual as estruturas do rifteEspinhao foram intensamente reativadas (Schobbenhaus, 1996;Danderfer, 2000). Para Danderfer (2000) os turbiditos Sto Onofreforam acumulados em um profundo semi-grben formado pelareativao transtrativa, normal sinistral, da metade oeste do rifteEspinhao preexistente. A Formao Salitre, correlacionada aoGrupo Bambu da Bacia do So Francisco, interpretada comoproduto de uma transgresso marinha generalizada (Misi, 1979;Leo & Dominguez, 1992; Dominguez, 1993) que vigorou noantepas brasiliano.

Arcabouo estrutural

O arcabouo estrutural do Aulacgeno do Paramirimtem como elementos fundamentais um conjunto de falhasreversas, de empurro e dobras de orientao preferencialNNW (Fig. 12). Em funo disso, Moutinho da Costa & Inda(1982) descreveram-no como um oroaulacgeno, quandoda sua caracterizao. Tais estruturas, claramente resultantesde um processo de inverso, formam, na ChapadaDiamantina, um cinturo embrionrio de empurres e dobrasvergentes para ENE. A intensidade de deformao cresce emdireo a sudoeste, de modo tal que, ao longo da borda dachapada, junto ao vale do Paramirim, j se observa o desen-volvimento de uma clivagem penetrativa e o embasamentopassa a participar da deformao da cobertura (Danderfer,1990).

Ao longo do Espinhao Setetrional, a inverso, inexis -tente na altura do vale do Rio So Francisco, cresce progres-sivamente em direo a sul (Danderfer, 2000). De norte parasul, o semi-graben original que hospeda as seqnciasEspinhao e Sto Onofre experimenta crescente amarrotamen-to interno em concomitncia com uma rotao geral anti-horria, detalhadamente descrita por Moutinho da Costa &Inda (1982) e Danderfer (2000) (Fig. 14). Dos arredores da

29Cap I

Fig. 13 - Colunas estratigrficas das pores oeste (EspinhaoSetentrional) e leste(Chapada Diamantina) do Aulacgeno do

Paramirim. Na coluna para a regio do Espinhao Setentrional, elabo-rada por Danderfer Fo (2000), so utilizadas unidades aloestratigrfi-

cas, os sintemas, cujo status equivale ao dos grupos da classificaolitoestratigrfica (Reproduzida de Cruz & Alkmim, 2004)

Stratigraphic columns of the western (Northern Espinhao ridge) andeastern (Chapada Diamantina) portions of the Paramirim aulacogen.

The left column by Danderfer Fo (2000) is subdivided according toallostratigraphic units, the sintems, which correspond to the groups of

the lithostratigraphic classification (From Cruz & Alkmim, 2004)

estruturas no possuem expresso regional. Nas rochas doembasamento, a principal estrutura desta gerao umagrande zona de cisalhamento de baixo ngulo que marca umdescolamento na base dos metassedimentos So Francisco naporo externa da grande curvatura que a Faixa Arauadescreve ao sul do aulacgeno. Como um todo, o grande arcodescrito pela Faixa Araua (Almeida et al., 1978) naquelaregio tambm deformado pelas estruturas de orientaoNNW dominantes do aulacgeno, o que resulta na trajetriasinuosa dos seus traos em mapa (Fig. 12).

Os estudos realizados por Danderfer (2000) e Cruz(2004) mostram que inverso do aulacgeno deu-se em umcampo compressional, no qual a tenso principal mximaestava orientada na direo WSW-ENE. Esta orientao coerente com o campo geral de esforos aos quais o crtonesteve submetido quando da gerao dos orgenos adjacentesAraua e Tocantins, durante a amalgamao do GondwanaOcidental. Trata-se, portanto, de um caso tpico de inversode rifte interior, neste caso de grande intensidade, devido orientao notvel das estruturas distensionais preexistentes(perpendiculares) em relao aos esforos colisionais trans-mitidos crton adentro.

As estruturas que afetam as pores sul e norte doaulacgeno, interferindo com as dominantes, refletem apropagao, nas unidades de cobertura das frentes orognicasdos cintures marginais, Rio Preto e Riacho do Pontal, a nortee Araua, a sul (Alkmim et al., 1996; Cruz & Alkmim, 2004).

Sendo este o panorama tectnico do Aulacgeno doParamirim, as implicaes dele decorrentes so:

- todas as etapas de sua inverso so manifestaes doevento brasiliano, na medida em que as estruturas a elas rela-cionadas afetam as unidades da Formao Salitre, cuja idademxima pode ser estimada em 720 Ma;

- a existncia de uma zona no invertida na regio cen-tral do Corredor do Paramirim implica em um Crton do SoFrancisco tal como caracterizado por Almeida (1977) e noem dois crtons, tal como postulado por Cordani (1973); Cabi& Arthaud (1987); Trompette et al. (1992);

- entretanto, devido ao envolvimento do embasamento

no processo de inverso, acompanhado por metamorfismonas condies da fcies anfibolito, a poro sul Corredor doParamirim, deve ser excluda da zona cratnica (Cruz &Alkmim, 2004)(Fig.12).

O Rifte Recncavo-Tucano-Jatob

O Rifte Recncavo-Tucano-Jatob representa um ramono evoludo do sistema de riftes que deu origem ao Atlntico Sul(Magnavita, 1992; Milani & Thomaz Foy, 2000). Com umalargura mdia de cerca de 80 km, estende-se por cerca de 400 kmna direo NS, dos quais mais da metade ficam no interior do cr-ton. constitudo por uma associao de semi-grabens, as sub-bacias do Recncavo, Tucano e Jatob, cujas falhas de borda noalinhadas, alternam-se entre o leste e o oeste (Magnavita, 1992;Arago & Peraro, 1994) (Fig. 16).

O preenchimento do rifte, cuja espessura mximaatinge a casa dos 11.000 m, compreende trs megasseqn-cias, pr, sin e ps-rifte, que caracterizam os seus estgiosevolutivos principais (Milani & Thomaz Fo, 2000; Silva etal., 2000). A sucesso pr-rifte constituda por sedimentoslacustres, fluviais e elicos, de idade neojurssica a eo-cret-cica. Na fase rifte, que se inicia no Berriasino (135-130 Ma)e perdura at o Aptiano (114-108 Ma), desenvolve-se umgrande lago alimentado por correntes de densidade e, maistarde, por um sistema de deltas gilbertianos, que passam a sis-temas fluviais. Junto s falhas de borda dos semi-grabens,depositaram-se enormes espessuras de conglomerados.Cessada a subsidncia rifte, o preenchimento da calhaprosseguiu com a deposio de cascalhos e areias fluviais emdiscordncia com as unidades inferiores.

Evoluo tectnica e testes da condio cratognica

O que foi compilado nas sees anteriores sobre ageologia do Crton do So Francisco reflete uma histria tec-tnica que pode ser resumida em termos dos seguintes est-gios (Fig. 17):- Estgio I: Aglutinao e consolidao de uma grande massacontinental arqueana

Durante o Evento Rio das Velhas/Jequi, entre 2,9 e 2,7Ga, ncleos continentais j diferenciados, pelo menos desde3,4 Ga, agregaram-se por meio de colises diacrnicas, nasquais arcos juvenis tiveram uma grande participao. Oepisdio magmtico ps-tectnico de 2,6 Ga marca a conso-lidao final de um bloco continental de propores conside-rveis.- Estgio II: Individualizao do continente Paramirim

Por volta de 2,5 Ga fragmenta-se a massa continentalantes aglutinada e desenvolve-se a margem passiva Minas. Amargem passiva Minas deveria se estender pelo menos at aporo atual norte do crton, l tendo como potencial repre-sentante a base do Grupo Jacobina. Ficaria assim indivi-dualizado o continente do Paramirim ou Crton do Paramirim(Almeida, 1981). As suas demais margens so desconhecidas.-Estgio III: Edificao do orgeno paleoproterozico,durante o Evento Transamaznico

Ao final do perodo Rhyaciano e incio do Orosirianodo Paleoproterozico, o continente do Paramirim (Bloco doGavio) levado coliso com o continente do Gabo,com a intervenincia de arcos magmticos (Itabuna-Salvador-Cura) e, possivelmente, microcontinentes (Jequi,Serrinha). O clmax da convergncia d-se a 2,1 Ga. OCinturo Mineiro entra em colapso j por volta de 2,06 Ga.No norte, o avano do front orognico em direo ao antepaspersiste at o intervalo compreendido entre 2,0 e 1,9 Ga(Ledru et al., 1997) (Fig. 17a).- Estgio IV: A Tafrognese Estateriana

30

Fig. 14 - Sees geolgicas esquemticas do Aulacgeno do Paramirim.Para localizao vide Fig. 9. (reproduzido de Cruz & Alkmim, 2004)

Schematic cross-sections of the Paramirim aulacogen. For location seeFig. 9. (from Cruz & Alkmim, 2004)

sinclinal deIrec

sinclinal deUtinga

sinclinaldeBorinal

anticlinalde Seabrasinclinal de

Piat

sinclinal deguaQuente sinclinal

de Utinga

31Cap I

As colises que terminaram no perodo Orosirianopodem ter conduzido formao de um supercontinente, noqual desenvolveu-se, no perodo Estateriano, por volta de 1,75 Ga,uma rede de riftes ensilicos (Brito Neves et al, 1996). Nelesdepositaram-se os sedimentos continentais intercalados com lavascidas e capeados por depsitos marinhos do SupergrupoEspinhao (Fig. 17b).- Estgio V: A Tafrognese Toniana

No perodo Toniano, aproximadamente a 950 Ma, indivi-dualiza-se a placa So Francisco-Congo (Campos Neto, 2000) edelineiam-se os traos do que viria a ser futuramente o Crton doSo Francisco. Responsvel por isto uma nova etapa tafrogenti-ca, a Macabas, que se deu em condies inicialmente acompa-

nhada de uma glaciao. Os riftes estaterianos foram reativados ealguns ramos evoluram para margens passivas (Fig. 17c).

- Estgio VI: As Orogneses BrasilianasO continente So Francisco-Congo envolvido numa

sucesso de colises que terminam com a formao doGondwana ao final do Neoproterozico. As margens passivase ativas so convertidas nos cintures orognicos quedefinem o contorno atual do crton. O seu interior subside porao das sobrecargas laterais, que se iniciam com o desen-volvimento da Faixa Braslia e recebe os sedimentos doGrupo Bambu e unidades correlativas, no curso de generali-zada transgresso marinha. Concomitantemente, os ramosdos riftes l existentes so parcialmente invertidos e, um

Fig. 15 - Sees geolgicas atravs do Sinclinal de Irec, poro centro-norte da Chapada Diamantina que evidenciam duas fases de defor-mao afetando as rochas da Formao Salitre. Durante a primeira fase, concomitante com a gerao das estruturas NNW dominantes do

aulacgeno, gerou-se o Sinclinal de Irec. Na segunda fase, as rochas carbonticas da Formao Salitre, em grande parte descoladas dosubstrato Espinhao, foram empurrada em direo a sul, dando origem a um sistema de dobras de falhas de empurro de trao curvil-

neo (Lagoeiro 1991). a) Mapa geolgico da regio do Sinclinal de Irec. b) Seo E-W; c) Foto mostrando uma dobra assimtrica vergentepara sul nos calcrios Salitre. d) Seo NNW-ESE. (Modificado de Alkmim et al, 1996)

Map and cross-sections of the Irec syncline, central-northern portion of the Chapada Diamantina,in which two phases of deformationaffecting the Salitre Formation are recorded. The Irec syncline nucleated during the first phase, which was responsible for generation of

the dominant NNW-trending fabric of the aulacogen. In the course of the second phase, the carbonates of the Salitre Formation werethrust southwards over a detachment located at the point of contact with the underlying Espinhao rocks (Lagoeiro, 1991). a) Geologic

map; b) EW-cross-section; c) Photo showing south verging fold in the Salitre carbonates; d) NNW-ESE-cross-section (Modified fromAlkmim et al., 1996)

pouco mais tarde, os prprios sedimentos Bambu so colhi-dos pelas frentes orognicas brasilianas, formando cinturesepidrmicos (Fig. 17d).- Estgio VII: O Evento Sul-Atlantiano e os riftes Abaet eRecncavo-Tucano

Da sua residncia gondwnica, o crton registra a pas-sagem pelas altas latitudes e a glaciao durante o Permo-Carbonfero. O desmantelamento de Gondwna no Eocretceoleva formao do Rifte Recncavo-Tucano-Jatob, ruptura daconexo So Francisco-Congo e conseqente desenvolvimentodas bacias marginais de Camamu e Jacupe. Bem distante destesstios, nucleia-se, no interior sudoeste do crton, o rifte Abaet(Sgarbi et al, 2001), que, mais tarde, no Barremiano-Eoaptiano,

recebe uma rpida e enigmtica incurso mari-nha, sucedida pelo vulcanismo alcalino Matada Corda (Fig. 17e).

A partir do estgio evolutivo IV, a pealitosfrica correspondente ao Crton do SoFrancisco, especialmente o seu ncleoarqueano, submetida a uma srie de proces-sos que podem ser vistos como uma bateria detestes de comportamento. Sabe-se hoje que acondio cratnica de um segmento da litosfera testada, no propriamente quando solicitadapor compresso, mas sim, por trao. tam-bm durante a tafrognese que se indivi-dualizam os crtons. O rifteamento continentalest, em geral, associado a uma profunda modi-ficao da estrutura tectnica, composicional e,principalmente, termal de toda a litosferaenvolvida. A tafrognese redunda em afina-mento e enorme enfraquecimento litosfrico.

No caso do Crton do So Francisco,pode-se dizer, em primeiro lugar, que a suaindividualizao resulta dos eventos disten-sionais Espinhao (Estateriano) e Macabas(Toniano) - cujos stios de atuao so prati-camente coincidentes - e, muito remotamente,da tafrognese que levou formao damargem passiva Minas no alvorecer doPaleoproterzico. Ao longo das margens sule leste do crton, os cintures Braslia Sul eAraua seguem rigorosamente a trajetriada margem passiva Macabas (Uhlein et al.,1998; Pedrosa-Soares et al., 2001; Martins-Neto & Alkmim, 2001). Esta, por sua vez,acha-se, na sua maior extenso, superpostas pores mais desenvolvidas dos riftesEspinhao, os quais, por seu turno, desen-volveram-se, preferencialmente sobre oOrgeno Atlntico, que vem a ser o produtoda inverso da margem passiva Minas. Osramos ensilicos do sistema de riftesMacabas sofrem inverso apenas parcialatravs da reativao das suas falhas mes-tras. Notvel em todo esse percurso histri-co como se preserva o ncleo arqueano docrton (Fig. 17).

A natureza cratnica da litosfera doSo Francisco fica, entretanto, explcitaquando se analisa o seu comportamentodurante a abertura do Atlntico Sul.Propagando-se de sul para norte, o desen-

volvimento das margens leste brasileira e oeste africana(Rabinowitz & LaBrecque, 1979; Chang et al., 1992) encon-tra, um pouco alm do meio do caminho, a ponte cratnicaSo Francisco-Congo. Ali o sistema de riftes precursoresbifurca-se. Um ramo no tem sucesso, convertendo-se noaulacgeno Recncavo-Tucano-Jatob. No outro, a evoluoprossegue e d origem aos segmentos mais estreitos das mar-gens leste brasileira e oeste africana.

Vrias peculiaridades do rifte Recncavo-Tucano-Jatob decorrem e so tpicos da sua natureza intracratnica(Matos, 1999; Destro, 2002):

- a sua profundidade muitssimo grande quando com-parada com a largura;

- o enorme rejeito das falhas de borda e subsidirias;- a total ausncia de soerguimento das ombreiras, com-

binado com ausncia de uma seo de subsidncia trmica,indcios de alta rigidez flexural da litosfera (Karner et al., 1992);

- o seu total controle pelas descontinuidades do

32

Fig. 16 - Mapas tectnico e bouguer do Rifte Recncavo-Tucano-Jatob. (modificado de Destro, 2002)

Tectonic and gravity Bouguer maps of the Recncavo-Tucano-Jatobrift. (modified from Destro, 2002)

embasamento de orientao preferencial NS(ao deixar o crton, o seu segmento norte,ajusta-se trama WSW-ENE da ProvnciaBorborema);

- a grande taxa de deformao nodesenvolvimento da seo rifte (Magnavita,1992).

Alm disso, as bacias de Camamu eJacupe, desenvolvidas a partir da rupturatotal da ponte cratnica So Francisco-Congo, possuem arquiteturas totalmente dis -tintas das suas vizinhas formadas sobredomnios orognicos brasilianos. Assim tam-bm ocorre com a Bacia do Gabo, na con-traparte africana (Matos, 1999). Chamam aateno as pequenas larguras das bacias e,conseqentemente, da plataforma continen-tal que, neste setor, atinge o menor valor detoda a margem (Bacia de Jacupe) (Fig. 18).

O volume de dados geofsicosdisponveis do Crton do So Franciscoainda muito reduzido. O que estavadisponvel at 1993 foi analisado por Ussami(1993). De l para c, uma boa base de dadosgeofsicos, associada a informaes sobreestrutura mantlica foi construda somentepara o extremo sudoeste do crton e reasadjacentes (vide, dentre outros, Bizzi et al.,1995; James & Assumpo, 1996; VanDecaret al., 1995; Esperana et al., 1995). Valeressaltar entre estes estudos o de VanDecar etal. que mostra a existncia de uma quilhamantlica com altas velocidades sob aporo sudoeste do crton.

As revelaes Almeidianas

Nos seus escritos sobre os crtons,especialmente no artigo dedicado ao do SoFrancisco, de 1977, Almeida, tendo por basea conceituao decorrente da escola de tec-tnica Kober-Stille, o faz de um modo umtanto peculiar. Ao caracteriz-los e partirpara a operao de delimit-los, tem toda asua ateno voltada para o comportamentodo embasamento, tomando as suas manifes -taes como critrio para discriminao entre crton e no-crton. Esta atitude possui duas repercusses maiores. Emprimeiro lugar, ela antecipa o entendimento de crtons comoentidades tridimensionais, que s viria a se consolidar algumtempo depois. Em segundo lugar, ela redunda em um sofisti-cado procedimento de mapeamento dos crtons, que consistiaem ultrapassar a barreira da cobertura sem ignor-la, masusando-a quando possvel para deteco do comportamentodo embasamento.

Um exemplo desse procedimento pode ser dado pelotraado do limite leste do Crton do So Francisco, posi-cionado por Almeida (1977) ao longo do sop da escarpa daSerra do Espinhao Meridional. Tem-se ali uma falha reversaque, como hoje se sabe, corresponde inverso de uma falhanormal notvel. Nos riftes Espinhao e Macabas, ela fun-cionara como falha de borda, separando, portanto, as reasdistendida, a leste e no-distendida, a oeste. Durante a inver-so brasiliana, a rea afetada pelo rifteamento converte-se emum cinturo que tem o embasamento e a cobertura envolvidosna deformao e, portanto, do domnio extra-cratnico. Narea no distendida, somente a cobertura, em estilo epidrmi-co, se deforma. Estando o embasamento poupado, tem-se ali

33Cap I

Fig. 17 - Cartoon da histria evolutiva do Crton do So Fransico: a)Formao do orgeno paleoproterozico pela coliso entre os conti-

nentes do Paramirim e do Gabo por volta de 2,1 Ga; b) TafrogneseEstateriana, a 1,75 Ga, que leva formao de uma rede de riftes

ensilicos nos quais so depositados o Supergrupo Espinhao eunidades correlativas; c) Tafrognese Toniana, e formao do sistema

de riftes e margens passivas Macabas, por volta de 850 Ma; d) As col-ises brasilianas levam aglutinao do Gondwana e formao dos cin-tures orognicos que definem o contorno do Crton do So Francisco-

Congo (~520 Ma); e) incio da fragmentao do Gondwana noEocretceo e desenvolvimento, no interior do crton, dos riftesRecncavo-Tucano-Jatob e Abaet. (modificado de Alkmim &

Martins-Neto, 2001)

- Cartoon illustrating the evolution of the So Francisco craton: a)Development of the Paleoproterozoic orogen by the collison of the

Paramirim and Gabon block at aprox. 2,1 Ga; b) The Statherian riftingat around 1,75 Ga gives rise to the development of an ensialic system,

recorded by the Espinhao Supergroup and correlative units; c) Tonianrifting and formation of interior rifts and Macabas passive margins

around 850Ma; d) The Brasiliano collisions led to the assembly ofGondwanaland and formation of the orogenic belts that define the

boundaries of the So Franciso craton (~520Ma); e) Dispersal ofGondwanaland in the Lower Cretaceous and nucleation of the

Recncavo-Tucano-Jatob and Abaet interior rifts (modified fromAlkmim & Martins-Neto, 2001)

a condio cratnica. Ainda que nem todos os detalhes destageologia fossem conhecidos poca, admirvel a com-preenso que tinha Almeida do cenrio tectnico com o quallidava.

Se estas constituem arrojadas incurses do ProfessorAlmeida nas dimenses espaciais dos crtons, contribuiestalvez at maiores ele oferece ao explorar a dimenso tempo-ral dos mesmos. Isto se d em inmeras passagens dos artigosantes citados. Vale, aqui, entretanto, destacar a caracterizaoque faz, em 1981, do Crton do Paramirim, antecessor do SoFrancisco. A caracterizao do continente do Paramirim(feitas as devidas atualizaes de limites no caso da FaixaBraslia), totalmente prpria e atualssima.

Concluses

A persistente investigao dos domnios continentaiscaracterizados por longa estabilidade tectnica, no envolvi-das nas orogneses do Fanerozico, levou concluso de queeles correspondem a partes diferenciadas da litosfera. A suadiferenciao consiste em terem sido aquinhoados, j noArqueano, com uma raiz litosfrica relativamente fria, mascom uma densidade suficientemente baixa para sofrerempuxo positivo do manto subjacente. Esta constituio

peculiar lhes confere grande resistncia mecnica, fazendo-oscomportar tambm de modo diferenciado nos processos dadinmica terrestre.

O Crton do So Francisco, definitivamente caracteri-zado e delimitado por Almeida (1967; 1977; 1981), compar-tilha de todos os atributos tpicos de seus congneres identifi-cados em outros continentes. Na sua geologia podem ser lidostestes de comportamento tectnico que confirmam totalmentea sua condio de litosfera de alta resistncia mecnica. Isto,porm, no o impede de registrar, como fazem tambm todosos seus equivalentes, todos os eventos tectnicos importantesnos quais se envolveram os continentes seus hospedeiros.

O embasamento do crton, formado por um ncleoarqueano consolidado a 2,6 Ga, estabilizou-se aps o trminodo Evento Transamaznico. A partir da forma-se seu com-plexo de cobertura, que fica armazenado na Bacia do SoFrancisco e no Aulacgeno do Paramirim. Nestes stios, re-gistram-se duas fases de rifteamento, de 1,75 Ga e 950 Ma,inverso parcial durante o Evento Brasiliano no Neoproterozico,a glaciao Permo-Carbonfera da sua residncia Gondwnica emarcantes repercusses da abertura do Atlntico no Eocretceo,com renovado rifteamento.

Ao caracterizar e traar os contornos do Crton doSo Franciso, Fernando F. M. Almeida o faz de uma tal forma

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Fig. 18 - Modelo tridimensional do trecho sul da Margem Leste Brasileira e rea Ocenica adjacente, confeccionado por Lauro SaintPastous Madureira e Christian dos Santos Ferreira (Depto de Oceanografia, Universidade Federal do Rio Grande). Contorno do crtonem amarelo. Notar a pequena largura da plataforma continental no trecho em que o Crton do So Francisco vai de encontro margemleste, no litoral da Bahia, que resulta do pequeno estiramento continental

3D model of the southern sector of the Brazilian continental margin and adjacent oceanic domain, compiled by Lauro Saint PastousMadureira and Christian dos Santos Ferreira ( Dept. of Oceanography, Federal Univeristy of Rio Grande, Brazil); craton boundaries inyellow. Notice the enormous decrease of the width of the continental shelf in the area of the margin where the craton reaches the coast, aconsequence of the low amount of lithospheric stretching

Madureira e Christian dos Santos Ferreira (Univ. Federal do RioGrande) devo a gentileza da permisso de uso do modelo tridi-mensional da costa leste do Brasil por eles confeccionado. J.B.Franolin (Petrobras) gentilmente cedeu-me a imagem do rele-vo do Brasil. A Virginio Mantesso Neto, manifesto os meusagradecimentos pelo incentivo e pelas crticas enriquecedorasao trabalho original. O autor usufrui atualmente de uma bolsa deprodutividade em pesquisa do CNPq.

que antecipa o entendimento dos crtons como feies tridi-mensionais, revelando ainda a sua histria pregressa, aodescrever o seu ancestral, o continente do Paramirim.

Agradecimentos

Do Professor Benjamin Bley de Brito Neves recebi umaexcelente reviso que muito enriqueceu o manuscrito original,depurando-o ainda de muitos erros. A Lauro Saint Pastous

35Cap I

Cap II

Resumo:Face aos modernos conhecimentos sobre a tectnica

da Argentina, feita uma reviso do limite meridional daPlataforma Sul-Americana. O limite extremo sul acha-secoberto sob a Bacia de Claromec no sudeste da Provncia deBuenos Aires e o sudoeste deixa fora da plataforma a faixa dedobramentos Pampeana.

Palavras-chave: Plataforma Sul-Americana, Limite,Faixa Mvel Pampeana, Crton Rio de la Plata, Bacia deClaromec.

Abstract: This paper discusses the southern limit of the South

American in Argentina with a proposal of revision, accordingto new data of the regional tectonics. The southern limit isproposed beneath the Claromec Basin in the southest of theBuenos Ayres province, and the southwestern limit leaves thePampean Fold Belts out of the plataform.

Keywords: South American Platform, Limit, PampeanFoldbelt, Rio de la Plata Craton, Claromec Basin.

Resumen: En vista de los conocimientos modernos sobre la tec-

tnica de la Argentina, se presenta una revisin del lmitemeridional de la Plataforma Sudamericana. El extremo sur deeste lmite est cubierto por la Cuenca del Claromec en elsudeste de la Provincia de Buenos Aires y el lmite sudoestedeja fuera de la plataforma la faja de plegamientosPampeana.

Palabras llave: Plataforma Sudamericana, Lmite,Faja Mvil Pampeana, Cratn del Rio de la Plata, Cuenca delClaromec.

Introduccin

Con el nombre de Plataforma Brasilera el autor definiuna plataforma antigua de larga duracin formada a partir dela consolidacin que sigui al Ciclo tectnico-orognicoBaicaliano, al principio del Neogeico (Almeida, 1967; 1970).El territorio brasileo se encuentra totalmente comprendido enesa gran plataforma, que se extiende ms all de sus fronteraspara integrar la mayor parte del rea extra-andina de Amricadel Sur, rea sta que no estuvo sometida a los episodiosorognicos posteriores al Brasiliano.

Considerando la conclusin de Halpern (1968) de que elbasamento de la Patagonia se haba consolidado durante elPaleozoico y no en el Precmbrico, constituyendo por lo tantouna plataforma nueva segn el concepto de los autores chinosHuang y Chun-Fa (1962), Almeida propuso en 1971 elreconocimiento de la Plataforma Sudamericana que abarca la

REVISIN DEL LMITE DE LA PLATAFORMA SUDAMERICANA EN LA ARGENTINA

Fernando Flvio Marques de Almeidaffma@uol.com.br

(Artigo originalmente publicado em portugus na Revista Brasileira de Geocincias,dezembro de 2003, vol. 33, n 4, pg. 389-394, com o ttulo de Reviso do Limite daPlataforma Sul-Americana na Argentina. Os organizadores agradecem RBG pela per-misso de sua reedio em castelhano)

gran entidad cratnica precmbrica situada al norte de laPatagonia, la mayor de la Placa Sudamericana, en cuyo bordeel continente fue creciendo en ciclos tectnicos y magmticossucesivos desde cuando formaba parte de Gondwana. Al aosiguiente la defini como habindose consolidado entre elfinal del Precmbrico y el Cmbrico y sugiri que su lmitemeridional se situaba en el Ro Colorado, en la Argentina. Ellmite sudoeste con la Cadena de Los Andes fue inicialmentebosquejado por Almeida et al. en 1976. Debido a que seencontraba totalmente oculto bajo coberturas sedimentarias yvolcnicas, la Comisin Coordinadora del Mapa Tectnico deAmrica del Sur en escala 1:5 000 000 que estaba siendoelaborado en esa poca bajo la gida de la Commission for theGeological Map of the World (Almeida et al., 1978), adoptel lmite en el valle del Ro Colorado como haba sido suge-rido originalmente, pues la Sierra de la Ventana era conside-rada como cobertura de plataforma..... afectada por unplegamiento de edad desconocida, tal vez Jursica.

Los conocimientos sobre la geotectnica de laArgentina adquiridos desde entonces, excelentemente sinteti-zados y actualizados en el libro sobre la evolucin tectnicadel continente editado por U.G. Cordani y colaboradores en2000, indujeron al autor a realizar la presente revisin del tre-cho meridional de ese lmite, para tratar de definirlo mejorcon base en informaciones modernas. En el interior del conti-nente se encuentra totalmente oculto bajo estratos fanero-zoicos, siendo su localizacin tentativamente inferida a partirde conocimientos geolgicos de superficie y subsuelo.

La regin sudeste de la plataforma

En la regin sudeste de la Plataforma Sudamericana, alsur del paralelo de Porto Alegre (Fig. 1), fueron reconocidasdos entidades tectnicas mayores en el basamento precmbri-co (Cordani et al., 2000): un rea de consolidacin anterior alCiclo Brasiliano denominada Cratn del Ro de La Plata(Almeida et al., 1973) que actu como ante-pas de la segun-da, la Faja de Plegamientos Dom Feliciano (Fragoso Csar,1980), con orientacin NNE-SSW que en el sur del Brasil yUruguay fue metamorfizada y deformada en elNeoproterozoico entre cerca de 750 y 530 Ma. Este basamen-to est casi totalmente cubierto por rocas sedimentarias y vol-cnicas bsicas de la Cuenca del Paran, dificultando elreconocimiento de los lmites de esas entidades.

El Cratn del Ro de La Plata es el rea cratnica ante-rior al Brasiliano ms meridional de la PlataformaSudamericana. Se encuentra casi totalmente cubierta porrocas sedimentarias y volcnicas fanerozoicas. En la reginque est siendo considerada, las rocas del cratn estnexpuestas al este de Rio Grande do Sul, sudeste de Uruguay,Isla Martn Garca en el Ro de La Plata y en la Provincia deBuenos Aires. En la Argentina el lmite occidental estcubierto.

El borde del cratn en Rio Grande do Sul y las forma-ciones posiblemente equivalentes de Uruguay (Rivera, NicoPerez y Piedra Alta; Basei et al., 2000) estn constituidassobre todo por gneises y migmatitas, incluyendo el complejogranultico paleoproterozoico en Rio Grande do Sul (bloqueTaquaremb). Fueron afectadas por los fenmenos termo-tec-tnicos de la Orognesis Brasiliana, con calentamiento eintrusin de rocas granitoides.

En la Isla Martn Garca, localizada en las proximi-dades de la confluencia de los ros Paran y Uruguay en elRo de La Plata, al NE de Buenos Aires, hay gneises, anfi-bolitas y esquistos cortados por diques de granito, que DallaSalda (1981) atribuy al Cratn del Ro de La Plata. Su edad,~2,0 Ga, fue retomada por un nuevo episodio de deformaciny metamorfismo con edades de 1,87 y 1,6 Ga (Cingolani &

Dalla Salda, 2000).En la Sierra de Tandilia un alto estructural extenso con

cerca de 400 km se alz de la cobertura sedimentaria fanero-zoica rocas metamrficas precmbricas, predominantementegneises, migmatitas y granitoides pertenecientes al Cratn delRo de La Plata, datadas del Paleoproterozoico. En el bordesudoeste de la sierra, estn superpuestas por coberturas sedi-mentarias de plataforma que constituyen el denominadoGrupo La Tinta, con dos formaciones datadas delNeoproterozoico y una, la Formacin Balcarce, que estexpuesta de manera discontinua en gran extensin, en discor-dancia sobre las dos precmbricas. Fue interpretada original-mente como eo-ordovcica (Dalla Salda et al., 1988), peroestudios modernos sugieren que su edad es neo-ordovcica aeosilrica (Cingolani & Dalla Salda, 2000). Siendo as, podra representar la sedimentacin inicial sobre la PlataformaSudamericana en la regin, como ocurre en la Cuenca delParan en ese mismo intervalo de tiempo con la deposicindel extenso grupo Iva en Brasil y del Grupo Caacup en elParaguay oriental.

Dalla Salda et al. (1988) mencionan que, de un pozoprofundo prximo a la ciudad de Mar del Plata y a 500 metrosdebajo de la Formacin Balcarce, fue retirada una metamor-fita de bajo grado que representa una metapelita deformada,datada (K-Ar) en 576-615Ma. Estos valores son interpretadoscomo indicando la edad del ltimo episodio termo-tectnicoen la regin (Cingolani & Bonhomme, 1982). La metapelitapuede ser correlacionada con rocas similares del este deUruguay pertenecientes al Ciclo Brasiliano. Esta correlacinsugiere que la faja de plegamientos brasilianos en las mr-genes del cratn en Ro Grande do Sul y en el este deUruguay prosigue hacia el sur, continuando en la misma posi-cin geotectnica por debajo de la cobertura en la Provinciade Buenos Aires y/o en la margen continental sumergida (Fig.1).

El lmite en el extremo sur

En el sudeste de la Provincia de Buenos Aires, en laSierra de la Ventana, tambin conocida por Sierras Australesde Buenos Aires, se encuentra la Faja de Plegamientos yFallamientos de Empuje Ventana, que Alexander Du Toit en1937 atribuy a lo que denomin geosinclinal Samfrau,desarrollado en el borde sur de Gondwana en un territorio quevendra a constituir Amrica del Sur, sur de frica y a travsde la Antrtica se extendera al este actual de Australia(Mpodozis & Kay 1992, apud Ramos & Aleman, 2000). LaFaja Ventana cuya evolucin tectnica ha tenido diversasinterpretaciones, es testigo de la orognesis permo-trisicaGondwanides en el borde activo del megacontinente. Estexpuesta nicamente a lo largo de un poco ms de 180 kmcon rumbo medio NW-SE. Est compuesta por estratos desedimentos metamorfizados en facies de esquistos verdes,con deformaciones con vergencia para nordeste, importantesen el Prmico y cuyas fases finales son trisicas (LopezGamundi et al., 1994). Las deformaciones involucraron elbasamento. Se le asocian plutones granitoides y metariolitaspaleozoicos datados (Rb/Sr) de 420 30 Ma a 360 12 Ma ygranitoide sientico pos-tectnico con edad (Rb/Sr) de 227 32Ma (cit. en Cingolani & Dalla Salda, 2000). Incluye estratos mari-nos considerados ordovcico-silricos (Grupo Curamalal),silrico-eodevnicos (Grupo Ventana) y neocarbonfero-neoprmicos marinos y continentales (Grupo Pillahuinc). Enel basamento de esta secuencia metasedimentaria estn pocoexpuestas las rocas precmbricas, que contienen intrusionesgranticas y derrames riolticos cuyas dataciones (Rb/Sr)dieron valores de 678 30 Ma, 613 30 Ma y 594 10 Ma(Cingolani & Varela 1975; Varela, et al., 1985 apud Cingolani

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Estn en su mayor parte ocultos bajo sedimentos neoceno-zoicos, sin embargo se sabe que continan para el SE, haciala plataforma continental, donde son cubiertos por los depsi-tos mesozoicos de la Cuenca del Colorado, y en direccinNW donde los sondeos realizados en la cobertura de laCuenca de Macachin comprobaron la presencia de sedimen-tos prmicos (Russo et al., 1979, cit. en Lpez Gamund etal., 1995). Las deformaciones de la faja Ventana afectaron losestratos de la cuenca con intensidad decreciente paranordeste, en el sentido de la vergencia tectnica. Von Gosenet al. (1991), con base en investigaciones detalladas, compro-baron que a partir del este, del rea de diagnesis, surge elmetamorfismo anquizonal que, en direccin a la Faja Ventana

& Dalla Salda, 2000), indicando la extensin de procesosmagmticos contemporneos al Ciclo Brasiliano hacia el surdel Cratn del Ro de La Plata.

Claromec, ubicada entre las sierras de la Ventana yTandil (Fig. 2), es una cuenca sintectnica de antepas (LopezGamundi & Rosello, 1992) adyacente a la faja de plegamien-tos Ventana. Presenta una cubierta sedimentaria de hasta 4500metros con sedimentos del Grupo Pillahuinc, de ambientemarino somero y glacial-marino que pasa para continental enla parte superior. Fueron depositados entre el final delCarbonfero y el Kazaniano. Su base reposa en discreta dis -cordancia angular sobre estratos eodevnicos de la coberturadel Cratn, o directamente sobre el basamento cristalino.

39Cap II

Fig. 1 - A-Fajas orognicas: 1 - Transamaznico, con inclusiones locales arcaicas en Rio Grande do Sul y Uruguay (afloramientos delCratn del Ro de La Plata); 2 - Faja Dom Feliciano; 3 - Faja Pampeana; 4 - Faja Famatiniana; 5 - Faja Ventana. B - Coberturas sedimenta-

rias y volcano-sedimentarias: 1 - coberturas fanerozoicas indiferenciadas; 2 - Cuenca Chaco-Paran (borde occidental); 3 - Cuenca deClaromec; 4 - Coberturas del Neoproterozoico y Neo-ordovcico. C - Dominio Patagnico. D - Lmites: 1 - Cratn del Ro de La Plata

con Faja Dom Feliciano; 2 - lmite occidental de la Cuenca Chaco-Paran (cubierto); 3 - Cuenca de Claromec (lmite supuesto); 4 - lmitemeridional (inferido, cubierto) de la Plataforma Sudamericana. La geologa fue simplificada del Mapa Geolgico de Amrica del Sur enescala 1: 5 000 000 (Schobbenhaus & Bellizzia, 2000). Trecho del borde occidental de la Cuenca Chaco-Paran de acuerdo con Milani &

Thomaz Filho, 2000

A - Orogenic belts: 1 - Transamazonian, with archaic local inclusions in Rio Grande do Sul and Uruguay (Rio de La Plata craton out-crops); 2 -Dom Feliciano belt; 3 - Pampeana belt; 4 - Famatiniana belt; 5 - Ventana belt. B - Sedimentary and volcano-sedimentary covers:

1 - undifferentiated phanerozoic covers; 2 -Chaco-Paran basin (occidental board); 3 -Claromec basin; 4 -Neoproterozoic and Neo-ordovician covers. C -Patagonic Domain. D - Limits: 1 -Rio de La Plata craton with Dom Feliciano belt; 2 -occidental board of the Chaco-

Paran basin (covered); 3 - Claromec basin (inferred limit); 4 - southern limit (covered, inferred) of the South American Platform.Geology simplified from the Geologic Map of South America, scale 1: 5 000 000 (Schobbenhaus & Bellizzia, 2000). Stretch of the occiden-

tal board of the Chaco-Parana Basin according to Milani & Thomaz Filho, 2000

pasa para esquistos verdes, afectando tanto la Faja Ventanacomo el basamento cristalino localmente expuesto. LpezGamund et al. (1995) comprobaron que la formacin prmi-ca Tunas, la ms nueva del Grupo Pillahuinc, es por lomenos en parte contempornea con las deformaciones, lo quees comprobado por