Geologia do Brasil conceitos basicos

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Fabio Vito Pentagna Paciullo GEOLOGIA DO BRASIL – UM RESUMO 
 
CONCEITOS BÁSICOS 
 
 
I - INTRODUÇÃO 
 
 
 O motivo deste texto é dar uma visão geral da Geologia do Brasil ressaltando 
os eventos tafrogênicos e orogênicos, incluindo períodos de sedimentação, 
magmatismo e termo-tectonismo (Quadro 1). Até o momento, só existem três livros 
que descrevem a geologia do Brasil: 1 - Geologia do Brasil, texto explicativo do 
Mapa Geológico do Brasil e da área oceânica adjacente incluindo depósitos 
minerais, 1: 2.500.000, de Schobbenhaus et al. (1984); 2 – O Pré-Cambriano do 
Brasil, de Almeida & Hasui (1984) e, 3 – Tectonic Evolution of South América, de 
Cordani et al. (2000). Este último é o mais atualizado, pois reúne trabalhos científicos 
que mostraram o estado de arte, até o ano 2000, da geologia das regiões mais 
estudadas do Brasil. O aluno deve ter consciência de que o conhecimento sobre a 
geologia do nosso país só é adquirido através de muita leitura sobre o assunto, seja 
pelos livros citados, principalmente o primeiro e o último, seja pelos artigos 
publicados em revistas especializadas como a Revista Brasileira de Geociências - 
RBG, editada pela Sociedade Brasileira de Geologia - SBG. 
 
 
I.1- CONCEITOS BÁSICOS 
 
 
 Tafrogênese (do grego taphros = cavidade, fosso + genese = nascimento) é o 
termo geral para o tectonismo distensivo que promove a geração de riftes. Nas regiões 
da crosta continental acima da zona de transição dúctil-brittle - DBTZ (Ductil-Brittle 
Transition Zone), o tectonismo é dominado por deformação rúptil, resultando na 
superficie sistemas de grabens e horsts, e semigrabens (Fig. 1). Nas regiões abaixo da 
DBTZ, o tectonismo está representado por zonas de cisalhamento de baixo angulo. 
 O rifteamento pode evoluir para o nascimento de crosta oceânica e uma 
margem continental intraplaca, ou para a formação de bacias intracratônicas (Figs. 2, 
3 e 4). No primeiro caso, muitas vezes denominado de rifteamento bem sucedido (no 
sentido de se produzir oceanos/crosta oceânica), cria-se um limite de placas 
litosféricas divergente (Figs. 3 e 4). O ciclo deposicional completo, inclui depósitos 
continentais e marinhos das fases rifte, proto-oceano e margem intraplaca. No 
segundo caso, o rifteamento não prossegue devido a um resfriamento precoce da 
pluma térmica que o promove (riftes mal sucedidos ou abortados), causando sua 
subsidência e, conseqüentemente, o estabelecimento de bacias intracratônicas (Fig. 2). 
 Eventos tafrogênicos são os responsáveis pela formação de bacias 
sedimentares, representando assim períodos de intensa sedimentação. O magmatismo 
anorogênico que os acompanham, geralmente bimodal, pode ser intenso (riftes de 
manto ativado), escasso ou ausente (riftes de litosfera ativada). 
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QUADRO 1 - Escala do tempo geológico com as novas divisões e subdivisões do Pré-Cambriano (Fuck 1991; IUGS International Stratigraphic 
Chart 2000), e as orogêneses e tafrogêneses brasileiras (admitidas e interpretadas). 
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Figura 1 - Modelos de mecanismos para a formação de riftes (extraído de Ingersoll & 
Busby 1995, fig. 1.5, p.13). A - Extensão por cisalhamento puro (McKenzie 1978): 
grabens (feições simetricas) limitados por falhas normais de alto angulo; B - Modelo 
de Wernicke (1981), para a Provincia Basin and Range (Apalaches, USA): extensão 
envolvendo falhas de descolamento (detachment faults) de baixo angulo, que 
cortariam toda a litosfera. Na superfície, formam-se hemigrabens (feições 
assimetricas); C - Modelo alternativo do anterior, incluindo delaminação da litosfera 
com descolamento crustal na zona de transição ductil-brittle (DBTZ) conectada com 
Moho (Lister et al. 1986). 
 
 
 
 
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Figura 2 - Relações entre rifteamento (fragmentação de supercontinentes), 
magmatismo anorogênico e sistemas bacias intracratônicas-margens intraplacas 
(extraído de Klein 1995, figura 13.17, pg. 475, superposto, em parte, ao modelo de 
tamponamento térmico de Worsley et al. 1984). A - O fechamento de oceanos 
pretéritos (orogêneses = subducção e colisão) produziria extensas massas continentais, 
que funcionariam como tampão térmico. Plumas térmicas causariam fusão parcial de 
material da base da crosta continental, gerando magmatismo cuja ascenção promove 
ainda mais a distensão e afinamento da crosta continental. Na superfície, ocorrem 
sinéclesis - estágio de “sag basin”. B - A permanência do processo gera subsidencia 
mecânica controlada por falhamentos normais, com sedimentação, vulcanismo e 
plutonismo anorogênicos, associados - estágio rifte (cf. Fig. 1e 4A). C - As zonas de 
rifte podem seguir duas direções de evolução: a - são bem sucedidas, no sentido de se 
criar crosta oceânica, transformando-se em limites de placas litosféricas divergentes 
(cf. Figs. 3 e 4B); b - os riftes são abortados, e entram em subsidencia térmica 
conforme ocorre o resfriamento da crosta, gerando bacias intracratônicas. O 
interessante neste modelo é a possibilidade de se formar, na mesma linha de tempo, 
bacias intractratônicas e margens intraplaca. 
 
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Figura 3 - Esquema ilustrando separação continental (cujo processo pode “abortar” a 
qualquer tempo. Exagero vertical x 10. Dickinson 1976): crosta continental estabilizada 
(A) que, por extensão litosférica, sofre uma fase de rifteamento intracratônico (B). Este, 
evolui para uma fase proto-oceânica, com os depósitos da fase rifte no topo de crosta 
(quasi)continental atenuada, adjacente a crosta basaltica (quasioceânica) espessada (C). 
No final desta fase, quando a subsidência termal está próxima de sua conclusão, as 
crostas quasicontinental e quasioceânica se fundem, transformando-se em crosta 
transicional, abaixo de margem continental em subsidência (D). Na continuação deste 
processo, segue-se a fase de oceano aberto, com a margem continental configurada em 
terraço continental-talude-sopé, durante a qual o mecanismo de subsidência dominante é 
por carga sedimentar (E). Ao final, segue-se fase de aterramento continental, alcançada 
sòmente quando a taxa de sedimentação é volumosa o bastante para causar progradação 
da linha de costa sobre crosta oceânica (áreas de grandes deltas, geralmente nas 
desembocaduras de riftes fósseis (p.ex: Delta de Bengala). Sòmente uma das margens é 
mostrada em D, E e F. Extraído de Ingersoll & Busby (1995), p.11, fig. 1.4. 
 
 
 
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Figura 4 - Sistemas de riftes atuais e fósseis. A - sistema de riftes do leste da África 
(Great Rift Valley), como exemplo de tafrogênese atual. As junções de vários braços 
formam estrelas de riftes. As setas indicam direções de propagação dos riftes. B - 
Cartoon ilustrando a tafrogênese Mesozóica do oeste de Pangea, formando um extenso e 
diacrônico sistema de riftes, o qual deu origem ao atual Oceano Atlântico. Nas áreas 
entre as linhas V-W e X-Y, desenvolveram-se riftes no intervalo de tempo entre 210 e 
170 Ma. Ornamentos obliquos, onde atualmente é o Golfo do México, marcam locais 
onde material continental foi removido antes da deposição de sais Jurássicos sobre 
assoalho oceânico jovem. Riftes ao sul da linha X-Y formaram-se entre 145 e 125 Ma. 
Riftes ao norte da linha T-U formaram-se ao redor de 80 Ma. Ao norte da linha R-S, 
episódiostafrogênicos Devonianos, Permianos, Triássicos e Jurássicos, precederam a 
tafrogênese Cretácica, na qual, finalmente, abriu-se o Oceano Atlântico. Extraído de 
Sengör (1995), fig.2.7, p.68. 
 
 
Ogênese (do grego Oros = montanha + genese = nascimento), é o termo coletivo 
para os processos de convergência de placas, incluindo subducção, colisão e 
transcorrencia/transformancia. O tectonismo predominante é compressivo, agindo 
principalmente na placa descendente, em retro-arcos compressivos e nas zonas 
colisionais. Resultam estruturas tais como dobras, foliações, falhas de cavalgamento e 
nappes. 
 Zonas de subducção podem ser do tipo crosta oceânica-crosta oceânica, gerando 
arcos de ilhas, ou crosta oceânica-crosta continental, gerando arco magmático 
continental. 
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 A colisão representa o estágio final de um processo de convergência entre 
placas litosfericas (Figura 5), resultando na formação de supercontinentes/placas 
(Figuras 6, 2A e 3A). 
 
 
Figura 5 - Cartoon esquemático do modelo geotectônico para a estruturação da Faixa 
Móvel Damara, SW da África, na sua fase de convergencia continental (orogenia Pan-
Africana/Brasilana. Extraído de Kukla & Stanistreet 1993). O período tafrogênico pré-
Damara está representado por sucessões sedimentares apoiadas sobre um embasamento 
Arqueano-Paleo-Mesoproterozóico (crátons do Congo e Kalahari). Constituem 
sucessões continentais, mistas e marinhas das fases rifte (Grupo Nosib) e oceânica 
(margem intraplaca), esta última representada por extenso calcáreo plataformal, 
depositos deltáicos, diamictitos com seixos e blocos do calcáreo e granitos do 
embasamento (Grupos Otavi e Swakop), além de turbiditos siliciclásticos e carbonáticos 
(Sistema Turbidítico Zerrisene). O que resta do fundo oceânico que provavelmente se 
formou na criação do Mar Khomas está hoje representado pelo anfibolito Matchless, um 
corpo ígneo que se extende por kilometros encaixado em turbiditos. 
 
 Orogêneses são responsáveis pelo fechamento de bacias sedimentares e pelos 
eventos termo-tectônicos que as afetam. A deformação dúctil é acompanhada por 
metamorfismo regional que pode ser de alta pressão em zonas de subdução (xistos-
azuis) e de colisão (granulitos de alta P) ou de dominado pela temperatuta (zonas de raiz 
de arcos magmáticos). 
 Colagens são sucessivas orogêneses que constroem o edifício tectônico 
(orógeno). 
 
 A atuação contínua e simultânea de eventos tafrogênicos e orogênicos resultam 
na criação e destruição de placas litosféricas, além de contribuirem para a formação de 
bacias sedimentares e fontes para seu preenchimento (Fig. 6). 
 
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Figura 6 - Cartoon mostrando os sítios de acumulação de sedimentos (bacias) em 
relação a limites de placas litosféricas, margens continentais e fontes de sedimentos 
detríticos associados (orogêneses e tafrogêneses). Áreas sem ornamentos (em branco) 
representam crosta oceânica. Margens continentais e feições tectonicas estão indicadas 
por linhas sólidas. Áreas de acumulação de sedimentos estão limitadas por linhas 
tracejadas; triangulos vazios fumegantes representam arco magmático. Triângulos 
cheios (pretos, no bloco cavalgante) representam zonas de subducção; triângulos vazios 
(brancos, no bloco cavalgante) representam cinturões de cavalgamento e dobramento de 
antepaís (foreland fold-thrust belts). Uma bacia intracratônica é mostrada entre o divisor 
de drenagem e o prisma sedimentar de margem intraplaca. Extraído de Ingersoll & 
Busby (1995). 
 
 
 Crátons são regiões tectonicamente estáveis em relação a uma determinada 
orogênese/colagem. Colocado desta forma, os crátons brasileiros já delimitados são 
constituidos pelas regiões que não foram afetadas pela colagem Brasiliana/Pan Africana 
(700-450 Ma), nosso ultimo episódio termo-tectonico (Fig. 7 e Quadro 2). Além da 
estabilidade termo-tectonica, outros elementos fazem parte da conceituação do termo: a 
antigüidade, traduzida pela duração dessa estabilidade por longos períodos, geralmente 
>100 Ma; a transitoriedade, anunciada pelo contínuo movimento do sistema 
tafrogênese-orogênese, que faz com as áreas cratonicas para uma determinada 
orogênese tornem-se o locus da orogenia seguinte; e caracteristicas geofísicas e 
geológicas. Muitas vezes, as periferias das áreas cratonicas são retrabalhadas em maior 
ou menor grau pela orogênese. Para muitos, estas áreas são consideradas como ainda 
pertencendo ao cráton (escola fixista). Nos conceitos atuais (Tectônica Global), são 
entendidas como zonas de antepaís (foreland), enquanto que crátons seriam as regiões 
plenamente estáveis. 
 
 
 
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Figura 7 - Mapa tectonico do Brasil, em relação à colagem Brasiliana (700-450 Ma. 
Shobbenhaus et al. 1984). 
 
 
 
 
 Crátons do mundo inteiro apresentam estratigrafia semelhante: um embasamento 
e uma cobertura sedimentar, separados por discordância angular e/ou litológica (Quadro 
2). Crátons arqueanos que permaneceram como tal por várias orogenias posteriores, 
possuem um embasamento constituido por greenstone belts (Cinturões de rochas 
verdes), suite Throndjemito-Tonalito-Granodiorito (TTG) e complexos gnáissicos-
migmatíticos-granulíticos. Na maioria das vezes, esses últimos são produtos de 
orogenias anteriores, envolvendo transformações metamórficas e tectônicas dos dois 
primeiros. Crátons proterozóicos, além dessas associações de litofácies, incluem 
orógenos mais antigos, já fundidos à área cratonica. 
 
 
 
 
 
 
 
 
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QUADRO 2. - Estratigrafia geral de áreas cratônicas. 
 
Cobertura sedimentar (Paleo-, Meso-, Neoproterozóico): 
• riftes e bacias intracratônicas (p.ex.: Fm Roraima no Craton Amazônico). 
• depositos sedimentares de mares epicontinentais (periodos de máxima transgressão 
em bacias de margem intraplaca, marginais ao craton. P.ex.: Grupo Bambuí no 
Craton do São Francisco). 
• bacias de antepaís (foreland basins) 
 
 ----------- discordância angular e/ou litológica -------- 
 
 Embasamento (Arqueano/Paleoproterozóico): 
• greenstone belts: vulcânicas e plutônicas máficas e ultramáficas (komatiítos); 
sedimentos clásticos e químicos (fm ferrífera, gonditos). Metamorfismo na fácies 
xisto verde-anfibolito. 
• Complexos gnáissico-migmatítico-granulítico: ortognaisses constituidos por antigas 
suites TTG e associações do tipo greenstone, deformados e migmatizados em 
orogenias prévias (antigos crátons). Metamorfismo na fácies anfibolito-granulito. 
• suite TTG e equivalentes extrusivos: magmatismo da orogenia que promove a 
ultima cratonização. 
• Orógenos antigos fundidos a área cratônica 
 
 
 
 
 Faixas móveis (mobile belts) são as regiões tectonicamente ativas, do presente 
(p.ex: subducção Circum-Pacífica), ou do passado (p.ex. faixas móveis brasilianas, Fig. 
7). Por corresponderem a limites de placas litosféricas convergentes e a colisões que 
aglutinarm massas continentais, apresentam-se como faixas, com até milhares de 
kilometros de extensão e larguras variáveis, circundando e acrescidas a núcleos 
cratônicos (processo conhecido como quelogênese; Fig. 8). Faixas móveis são bem 
caracterizadas a partir do Neoproterozóico, das quais pode-se reproduzir o nascimento 
(fusão) e morte (fissão, quebra) de supercontinentes (p.ex: Gondwana, Laurentia, 
Baltica. Figs. 9 e 10). Seus conteúdos litológico-estratigraficos registram a abertura e o 
fechamento de antigos oceanos,devendo estar representados por depósitos das fases rift, 
proto-oceânica e margem intraplaca, deformados, metamorfisados e invadidos por 
rochas ígneas das fases de arco magmático e colisional. 
 No Brasil, os crátons e faixas móveis bem delimitados são aqueles referentes ao 
nosso último evento termo-tectônico, a colagem Brasiliana (700-450 Ma. Quadro 1, 
Figura 7). Entretanto, com o aumento de dados geocronológicos obtidos nos últimos 
anos, tem-se tentado também delimitar faixas móveis mais antigas, especialmente 
aquelas relacionadas ao evento termo-tectônico Transamazônico. 
 
 
 
 
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Figura 8 - Cartoon interpretativo da quelogênese do Cráton Amazonico. Extraído de 
Brito Neves (1995). Comparar com figs. 20 e 22. 
 
 
 
 
 
 
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Figura 9 - Crátons (embasamento e cobertura) pré-fanerozóicos do paleocontinente 
Gondwana. Extraído de Powell (1993). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Figura 10 - Colagem Brasiliano/Pan Africano e fusão de Gondwanaland. Extraído de 
Unrug (1996). 
 
 
 
 
 
 O termo Aulacógeno foi introduzido na terminologia tectonica pelo geólogo 
russo Shatsky, na década de 60 (in Sengör 1995). Na sua definição original, 
aulacógenos seriam depressões estreitas, alongadas e extremamente retilíneas 
adentrando crátons, geralmente como uma reentrância que desemboca numa grande 
bacia sedimentar ou numa cadeia montanhosa. Pelos conceitos atuais de Tectônica de 
Placas, seriam riftes abortados que desembocam numa margem intraplaca ou num 
orógeno colisional. Sendo assim, são riftes que não evoluiram para uma margem 
intraplaca e/ou que na orogenia subseqüente não foram por ela afetados (Fig. 11). 
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Figura 11 - Modelos de formação de junções tríplices e aulacógenos (extraído de Sengor 
1995, figura 2.12, p.79). Lado direito: formação de aulacógenos e oceanos a partir da 
evolução de uma junção tríplice (sistema Rifte-Rifte-Rifte), gerada a partir de uma 
pluma mantélica (Bucke & Dewey 1973). A - domeamento da crosta desenvolvido pela 
pluma, com vulcanismo alcalino associado; B - três braços de rifte desenvolvem-se 
numa junção RRR; C - dois deles são bem sucedidos, desenvolvendo-se uma margem 
intraplaca e criando-se um limite de placas litosféricas divergente (p.ex: Cordilheira 
Meso Oceânica). O terceiro braço abandonado é um aulacógeno, pelo qual um grande 
rio pode fluir, podendo se desenvolver na sua desembocadura um grande delta (p.ex: 
delta do Limpopo, África), D - se os três braços de riftes são bem sucedidos, 
desenvolve-se centros de espalhamento oceânico que se encontram na junção RRR 
(p.ex: Mar Vermelho-Golfo de Áden-cinturão de falhas Wonji, no sistema de rifte da 
Etiópia); E - margem continental do tipo Atlântico desenvolve-se com o crescimento de 
deltas nas bocas de aulacógenos e plataformas continentais (p.ex: Mississippi); F - Um 
dos braços do sistema RRR começa a fechar por subsidência. Se o oceano formado for 
suficientemente amplo (>1000 km), um arco magmático deverá desenvolver-se numa 
das margens e qualquer sedimento do braço que se fecha será deformado (p.ex: a Calha 
de Beni); G - margem continental do tipo Atlântico com plataformas continentais e 
aulacógenos, aproximando-se de uma zona de subducção; H - margem continental 
colide com a zona de subducção, originando orogenia colisional, inverte direção de 
transporte de sedimentos no aulacógeno, podendo ser tectonicamente rejuvenecido. 
Lado esquerdo: blocos diagramas esquemáticos ilustrando os mais significantes e bem 
documentados processos de tectonica de placas que promovem a formação de 
aulacógenos (extraído de Sengor 1995, figura 2.11, p.79). A-C-D: modelo domo-rifte-
deriva continental; B-C-D: modelo de formação de aulacógeno por stress membrana 
(membrane stresses); E-F-G: modelo de abandono de extremidade de rifte; H-I: modelo 
de strike-slip relacionado à extensão secundária; J-K: modelo de rotação continental. 
 
 
 
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 Plataforma é um termo que tem sido usado pelas escolas russa, chinesa e 
americana como sinônimo de cráton, no sentido de representar porções tectonicamente 
estáveis cobertas por rochas sedimentares. Cráton era o termo usado pela escola 
européia (alemã). Com o passar do tempo, tentou-se estabelecer, sem sucesso, uma 
diferença nos dois termos no sentido de que cráton corresponderia a plataformas cujo 
embasamento consolidou-se em tempos pré-Neoproterozóicos, enquanto que plataforma 
corresponderia as grandes áreas cratonicas consolidadas ao final do Neoproterozóico, 
início do Paleozóico (Almeida 1977. P.ex: Plataforma Africana, Sul-Americana, Figura 
12). 
 Escudos são amplas áreas de exposição de rochas do embasamento dos crátons. 
Para áreas menores, utilizam-se termos como “Maciço” ou “Alto”. Sendo assim, o 
conceito envolve também transitoriedade e, principalmente, referência. Por exemplo: 
Em referência ao Neoproterozóico III, os escudos coincidiriam com as áreas cratônicas 
brasilianas, onde afloram rochas dos seus embasamentos. Para a Plataforma Sul 
Americana, cujo embasamento abrange todas as rochas de idades pré-silurianas, são 
reconhecidos os escudos das Guianas (ou Bloco Pakaraima), Brasil Central (ou Bloco 
Xingu) e o escudo Atlântico (Fig. 12). 
 O termo província estrutural (Almeida et al. 1977), como utilizado no Brasil, 
refere-se a “grandes áreas geográficamente contínuas que denotam feições de litologia, 
estratigrafia, estruturas, metamorfismo, magmatismo e idades, diversas das apresentadas 
pelas províncias confinantes” (Almeida & Hasui 1984). Assim, dividiu-se o país em dez 
(10) províncias estruturais (Fig. 13), que incluem os crátons e as faixas móveis 
brasilianas, além das bacias sedimentares fanerozóicas. Apesar do termo ser 
amplamente utilizado na literatura geológica nacional, seu significado é mais geográfico 
do que geológico. Por exemplo: no Cráton Amazônico, as províncias Rio Branco e 
Tapajós correspondem aos escudos das Guianas e Brasil Central; a província São 
Francisco corresponde ao cráton homônimo; a província Tocantins engloba as faixas 
móveis brasilianas Paraguai-Araguai e Brasília, e o maciço mediano de Goiás, cada qual 
com evoluções geológicas próprias; a província Mantiqueira é constituída pelas faixas 
móveis Ribeira e Araçuaí, os crátons Luis Alves e parte do Rio de la Plata, e o maciço 
de Guaxupé; a província Borborema corresponde a região de dobramentos do Nordeste 
e ao maciço Pernambuco-Alagoas; as províncias Parnaíba, Amazônica e Paraná 
correspondem as bacias sedimentares homônimas; e a província Costeira e Margem 
Continental corresponde as bacias marginais mesozóicas da abertura do Atlântico (tipo 
Tucano-Jatobá, na Bahia) e aos sedimentos da atual margem intraplaca brasileira. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Figura 12 - As plataformas Sul Americana e Patagônica, no contexto da orogenia 
Andina. Os escudos referem-se a Plataforma Sul Americana. Extraído de Schobbenhaus 
et al. (1984). 
 
 
 
Figura 13 - Províncias estruturais brasileiras segundo Almeida & Hasui (1984). 
 
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I.2. – A DIVISÃO DO PRÉCAMBRIANOO Précambriano é o intervalo de tempo compreendido entre o início da formação 
do planeta Terra, aproximadamente 4,5 Ga, e o aparecimento do animal fóssil mais 
antigo – 540 Ma, o que equivale a 78% da história da Terra. Durante o Précambriano os 
mais importantes eventos biológicos aconteceram, a Terra se formou como planeta, a 
vida floresceu, as primeiras placas tectônicas apareceram e começaram a se mover; 
células eukarioticas desenvolveram-se; a atmosfera tornou-se enriquecida em oxigênio 
e, logo antes do final do Précambriano, organismos multicelulares, incluindo os 
primeiros animais, desenvolveram-se (Fig. 14). 
 
 
 
 
QUADRO 3 – Divisão simplificada do Précambriano. Traduzido e extraído da Internet: 
www.ucmp.berkeley.edu/precambrian/precambrian.html. 
 
 
I.2.1. – HADEANO (4,5-3,8 Ga) 
 
 O intervalo de tempo denominado de Hadeano não é exatamente um Período 
geológico. Nenhuma rocha na Terra é tão velha assim – a mais antiga tem 
aproximadamente 3,8 Ga, exceto para meteoritos. Durante o Hadeano, o Sistema Solar 
se formou, provavelmente a partir de uma grande nuvem de gás e poeira girando ao 
redor do sol - disco acrecionário. A abundância relativa de elementos pesados no 
Sistema Solar sugere que esta nuvem de gás e poeira originou-se a partir da explosão de 
antigas estrelas maciças, as supernovas. Os elementos pesados são gerados por fusão 
nuclear de hidrogênio, dentro de estrelas. Hoje em dia, processos semelhantes são 
observados na chamada nebulosa difusa da nossa galáxia como também em outras. 
 O sol formado dentro desta nuvem de gás e poeira tende a se comprimir por 
compactação gravitacional até entrar em fusão nuclear liberando, em seguida, luz e 
calor. Partículas ao redor começam a se coalecer por gravidade em grandes aglomerados 
ou planetesimais, os quais agregam-se continuamente e se tornam planetas. O material 
“deixado para trás” forma asteróides e cometas. 
 Por causa de que colisões entre grandes planetesimais liberam perda de calor, a 
Terra e outros planetas provavelmente eram fundidos no início de suas histórias. A 
solidificação de material fundido em rochas aconteceu durante o resfriamento da Terra. 
Os mais antigos meteoritos e rochas lunares têm idades de aproximadamente 4,5 Ga, 
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mas a rocha mais antiga da Terra tem, até hoje, 3,8 Ga. Em algum momento durante os 
primeiros 800 Ma ou mais de sua história, a superfície da Terra mudou de líquida para 
sólida. Uma vez tendo formado rocha sólida, começa a história geológica da Terra. 
Provavelmente, isto aconteceu antes de 3,8 Ga como mostram idades U/Pb de até 4,6 
Ga em zircões considerados como xenocristais. Entretanto, evidências para 
comprovação são escassas mesmo porque erosão e tectônica de placas provavelmente 
destruíram quaisquer rochas sólidas mais antigas que 3,8 Ga. O começo do registro 
geológico da Terra é, portanto, o início do tempo denominado Arqueano, que quer dizer 
vida precoce. 
Nota: o texto acima é uma tradução literal de Introduction to the Hadean, da página da 
Internet www.ucmp.berkeley.edu/precambrian/hadean.html. 
 
 
I.2.2. – ARQUEANO (3,8-2,5 Ga) 
 
 A Subcomissão de Estratigrafia do Précambriano (SPS) da International Union 
of Geological Sciences (IUGS), propõe uma divisão do Éon Arqueano (“vida precoce”) 
em quatro Eras: Eoarqueano (3,8–3,6 Ga), Paleoarqueano (3,6–3,2 Ga), Mesoarqueano 
(3,2–2,8 Ga) e Neoarqueano (2,8–2,5 Ga), sem subdivisões em Períodos. Seus limites 
de tempo são definidos por datação radiométrica de eventos geológicos em escala 
mundial, principalmente os megaciclos sedimentares e magmáticos documentados nas 
áreas cratônicas da Austrália, África, América do Sul, China e Escandinávia-antiga 
União Soviética e, Canadá-Groelândia (Fuck 1991a). 
 
I.2.3. – PROTEROZÓICO (2,5-0,54 Ga) 
 
 Para o Éon Proterozóico (“vida primitiva”), é proposta uma divisão em três Eras: 
Paleo-, Meso- e Neoproterozóico, subdivididas em vários Períodos (Quadro 1). Seus 
limites de tempo são também definidos por datação radiométrica de eventos geológicos 
de abrangência mundial, como cilcos de sedimentação, magmatismo e orogêneses. A 
nomenclatura para os Períodos das Eras proterozóicas é constituída por nomes 
conceituais de raiz grega, que refletem, mas não definem a estória geológica. Os 
nomes estão relacionados a processos geológicos típicos ou comuns do Período 
considerado, mas não são diagnósticos do intervalo de tempo que nomeiam (Fuck 
1991b). Assim, as denominações têm as seguintes derivações: 
 
PALEOPROTEROZÓICO (2,5-1,6 Ga) 
 
Sideriano (2,5-2,3 Ga) – Sideros = ferro. Denominação devido à abundância de 
formações ferríferas nesse intervalo de tempo. 
 
Riaciano (2,3-2,05 Ga) – Rhyax = torrente de lava. Período marcado por intenso 
magmatismo, representado por intrusões acamadadas como o Complexo de Bushveld e 
outras similares. 
 
Orosiriano (2,05-1,8 Ga) – Orosira = cadeia de meontanhas. Período marcado por 
intensa atividade orogênica, em escala global. Documentado virtualmente em todos os 
continentes. 
 
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Fabio Vito Pentagna Paciullo GEOLOGIA DO BRASIL – UM RESUMO 
Estateriano (1,8-1,6 Ga) – Statheros = estável. Período marcado por estabilidade 
tectônica ou cratonização final de faixas móveis. Formação de novas plataformas devido 
a acreção crustal das faixas móveis aos antigos cratons (China, Austrália, Amazônia). 
Período de intensa sedimentação e magmatismo anorogênico. 
 
Esta estabilidade tectônica pós-orosiriana é marcante em vários continentes, 
entre eles o sul-amaricano. No Brasil, era considerado como o limite entre o 
Paleoproterozóico e o Mesoproterozóico. 
 
MESOPROTEROZÓICO 
 
Calimiano (1,6-1,4 Ga) – Calymma = cobertura. A denominação faz referência as 
coberturas sedimentares da maioria dos escudos, tanto aquelas em expansão quanto as 
novas depositadas sobre embasamento recém cratonizado. 
 
Ectasiano (1,4-1,2 Ga) – Ectsis = extensão. Reporta-se ao fato de que as plataformas 
continuam a ser componente proeminente da maioria dos escudos. Período de intensa 
sedimentação e magmatismo anorogênico. 
 
Esteniano (1,2-1,0 Ga) – Stenos = estreito. Denominação referente a faixas 
polimetamórficas estreitas (p.ex. Faixa Greenville). Representam atividades orogênicas 
importantes que teriam resultado na aglutinação do supercontinente Rodínia. O fim 
destas atividades orogênicas marca o limite entre o Mesoproterozóico e o 
Neoproterozóico. 
 
NEOPROTEROZÓICO 
 
Toniano (1,0-0,85 Ga) – Tonan = extensão. Refere-se ao fato de que a cratonização de 
faixas móveis foi sucedida por expansão adicional de plataformas. Período de extensão 
crustal, magmatismo anorogênico e sedimentação em margens intraplacas continentias, 
interpretados como relacionados a fragmentaçãp do supercontinente Rodínia. 
 
Criogeniano (850-650 Ma) - Cryos = gelo. Denominação referente a presença de 
abundantes depósitos glaciais no período (p.ex. glaciações Rifeana e Vendiana). 
 
Neoproterozóico III (650-542 Ma) – o topo do Neoproterozóico é definido dessa 
maneira tendo em vista de que não há limite de tempo passível de datação isotópica que 
o defina. Atualmente o limite Cambriano-PréCambriano, considerado como 542 Ma, 
está baseado em conteúdo fossilífero. O limite inferior em 650 Ma está relacionado ao 
início dos eventos orogênicos que resultaram na aglutinação do supercontinente 
Gondwana (Figs. 9 e 10). 
 
 Pelo exposto, o Proterozóico, em escala global, é marcado por três períodos de 
intensa atividade orogênicos (Orosiriano, Esteniano e Neoproterozóico III) separados 
por vários períodos tafrogênicos. 
 
 
 
 
 
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Fabio Vito Pentagna PaciulloGEOLOGIA DO BRASIL – UM RESUMO 
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