Faixas Araçuaí-Ribeira: Orogenia e Plutonismo

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Faixas Araçuaí-Ribeira, porção setentrional da Província Mantiqueira
Fernando Machado de Mello
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Caracterizada, há 30 anos atrás, como cinturão de dobramentos brasilianos que limitaria o Cráton do São Francisco pelo sudeste e sul, a Faixa Araçuaí é hoje entendida como parte do domínio metamórfico externo do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental. Este componente da grande rede orogênica do Gondwana Ocidental que, na África, compreede a Faixa Oeste-Congolesa e, no Brasil, a Faixa Araçuaí e terrenos adjacentes a leste, possui uma série de atributos singulares. Contornado pelo Cráton do São Francisco-Congo e contíguo, a sul, ao sistema orogênico Ribeira exibe, em mapa, uma forma em ferradura e vergências centrífugas, o que a princípio sugere uma evolução essencialmente ensiálica
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Os estudos realizados no Orógeno Araçuaí mostram, entretanto, que geração e consumo de assoalho oceânico constituem fases da sua evolução, como também o são vários pulsos de volumosa produção de magmas graníticos a partir de fontes tanto mantélicas, quanto crustais. Analisado do ponto de vista tectônico, o Orógeno Araçuaí-Congo Ociental pode ser subdividido em dez compartimentos. Dada a sua natureza confinada e as funções cinemáticas desempenhadas pelas peças do seu arcabouço, postulou-se a hipótese, ora em fase de teste, de que o Orogeno Araçuaí-Congo Ocidental tenha evoluído a partir de uma bacia parcialmente assoalhada por crosta oceânica - a Bacia Macaúbas, iniciada por volta de 880 Ma . Ou seja, as peças cratônicas do São Francisco e do Congo, articuladas por meio de riftes interiores, mover-se-iam em sentidos opostos por forças de colisões em suas margens e promoveriam o fechamento da bacia mediterrânea precursora. Ao evento colisionalprincipal, que se desencadeou por volta de 580 Ma, sucederam as fases de escape lateral da porção sul e de colapso gravitacional
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Justapondo-se as margens continentais lestebrasileira e oeste africana, de acordo com a melhorreconstrução cartográfica do Gondwana Ocidental(De Wit et al. 1988), observa-se que a porção norte doCráton do São Francisco vai de encontro ao segmento setentrional do Cráton do Congo (Fig. 1). Constata-setambém que Faixa Araçuaí, juntamente com o segmentocrustal compreendido ente ela e a margem continental brasileira (a Província Mantiqueira Setentrional deAlmeida et al. 1981 e Almeida & Hasui 1984), com apenas um pequeno desajuste no setor norte, encontra correspondência na faixa panafricana Oeste Congolesa
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O conhecimento hoje disponível sobre o OrógenoAraçuaí-Congo Ocidental permite a sua subdivisão emdez compartimentos tectônicos, os quais se distinguemem função da orientação espacial, significado cinemáticoe história de nucleação das estruturas dominantes(Alkmim et al. 2006). São eles os seguintes (Fig. 2): 
i)o Cinturão de Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional;
ii) a Zona de Cisalhamento da ChapadaAcauã, 
iii) a zona de dobramentos de Salinas;
iv) o Corredor Transpressivo de Minas Novas; 
v) a saliência do Rio Pardo e sua zona de interação com o Aulacógenodo Paramirim;
 vi) o Bloco de Guanhães; 
 vii) a Zona deCisalhamento de Dom Silvério e estruturas associadas;
viii) a Zona de Cisalhamento de Itapebi e estruturasassociadas;
 ix) o núcleo cristalino (i.e., a zona interna de alto grau que representa o núcleo do orógeno); e
 x) o Cinturão Oeste-Congolês.
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Embasamento
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Charnockito Tardi a Pos (G5)
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O conjunto do granitoides inclui termos mais antigos , em termos de posicionamento tectônico os plutonitos pre-tectonicos representados pela suíte granitóide Galiléia granitoids (595 Ma, U/Pb data from Nalini et al., 1997), caracterizada por um extenso cortejo de corpos multi-diapiricos dominados por granodiorite e subordinadamente tonalitos, granitos e microgranites. (G1)
 O carater sin-tectonico da suíte granitóide Urucum (582 Ma, U/Pb data from Nalini et al., 1997) é evidenciada pela foliaçao paralela ao plano axial plane da foliaçao regional das encaixantes.Esta ultima suite é constituída por granitos peraluminosos onde feições químicas são consistentes com um posisionamento de origem colisional.(G2), sendo o G3 originado a partir de sua fusao.
Os maciços de Aimorés , Ibituba, Itapina, Varzea Alegre, Padre Paraiso (537 Ma up to 520 Ma) constituem o plutonismo Tardi- a pos-tectonico.(G4) 
O exemplo dos representantes Pos-tectonicos é o Ibituruna sienite complex (511 Ma, Rb/Sr) composto predominantemente de sienite e quartzo sienitos metaluminosos (G5) 
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O Cinturão de Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional margeia o Cráton do São Francisco peloleste por cerca de 700 km . Com direção geral meridiana, envolve o embasamento Arqueano-Paleoproterozóico, as rochas supracrustais dos supergrupos Espinhaço e São Francisco. 
A Zona de Cisalhamento da Chapada Acauã é marcada por uma rica assembléia de estruturas, dentre as quais se destacam trens de dobras leste, cujas superfícies envoltórias mergulham no mesmo rumo. A estas dobras se associa uma clivagemde crenulação, cuja orientação preferencial é 290/50.
Zonas de cisalhamento dúctil-rúpteis normais e tension gashes verticais são outros elementos muito freqüentes no seu interior
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Limitada, a oeste, pela Zona de Cisalhamento Chapada Acauã, a leste por um conjunto de plútons amalgamados da Suíte G4 e, a sul, pelo CorredorTranspressivo de Minas Novas (Fig. 3 e 4), a Zonade Dobramentos de Salinas envolve rochas da porçãosuperior do Grupo Macaúbas (formações Nova Aurora,Chapada Acauã e Ribeirão da Folha) e, principalmente,a Formação Salinas, cuja idade máxima de sedimentação é 588 ± 24 Ma. Écaracterístico deste compartimento um conjunto de dobras e raras falhas de empurrão de orientação geral NNE e dupla vergência (Fig. 4), dirigida tanto paraWNW, quanto para ENE (Uhlein 1991, Santos et al.2007), compondo desta forma um arranjo análogo àquele observado em cunhas de empurrões naturais e experimentais
Pode-se dizer, assim,que a Formação Salinas representa uma assembléia sin-orogênica ou flysch. De fato, se comparada a sucessões desta natureza presentes em vários orógenos, especialmente no Alpino, a Formação Salinas mostra grandes similaridades, tanto em constituição, quanto em acervo estrutural
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O Corredor Transpressivo de Minas Novas (Fig.3), caracterizado por Pedrosa-Soares (1995), é umalarga zona de deformação transcorrente dextral deorientação geral NE-SW, desenvolvida sobre rochasdo Grupo Macaúbas e Formação Salinas. Na suaextremidade SW, o corredor é cortado pela Zona de Cisalhamento da Chapada Acauã e, em direção a NE, perde progressivamente definição no interior da província granítica do núcleo cristalino do orógeno.
O metamorfismo regional varia da fácies xisto verde a anfibolito médio, sob regime de baixa pressão .A geometria geral do corredor em seção transversalé em flor positiva, desenhada por uma foliação penetrativa, em geral, paralela ao acamamento dasunidades envolvidas. No ramo NW as foliações mergulham para SE; no ramo oposto verifica-se o contrário. Em direção ao centro a foliação tem o seumergulho progressivamente acentuado, até atingir a verticalidade
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Na altura do paralelo 16º S, na porção norte doorógeno, as estruturas de orientação geral NS do Cinturão de Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional infletem progressivamente em direção aNE, descrevendo um grande arco com a convexidade voltada para norte. Trata-se da Saliência do Rio Pardo, na qual estão envolvidas rochas do Supergrupo Espinhaço e Grupo Macaúbas (Fig. 3). No interior da saliência, identificam-se estruturas de duas geraçõesque se interferem,dando origem a padrões em domos e bacias A geração mais antiga está associada a transporte tectônico dirigido para norte, em direção ao cráton; amais jovem reflete um encurtamento geral na direçãoWSW-ENE (Cruz & Alkmim 2006). O front de deformações brasilianas materializado pela Saliência do Rio Pardo avança em direção a norte, adentrando a calha do Aulacógeno do Paramirim,feição intracratônica que engloba a Serra do Espinhaço
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O Bloco de Guanhães corresponde a um grande alto estrutural que expõe o embasamento do orógenoa sudeste do Cinturão de Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional (Fig. 3 e 5). É constituído por gnaisses TTG de idades similares aos do substrato do Cráton do São Francisco (Noce et al. 2003).
Contém, além dos gnaisses arqueanos, seqüências metassedimentares e grandes plútons graníticos da Suíte Borrachudos
Ao se examinar a distribuição das unidades do Grupo Macaúbas nas suas adjacências, nota-se que somente as unidades mais jovens e distais do grupo, as formações Chapada Acauã e Ribeirão da Folha, fazem com ele contato pelo norte. Tal fato constitui um indício de que o Bloco de Guanhães deve ter atuado como alto estrutural já à época do rifte Macaúbas.
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A Zona de Cisalhamento Dom Silvério (Endo 1997) marca os limites extremo sudeste do Bloco de Guanhãese leste do Cinturão de Cavalgamentos da Serra doEspinhaço Meridional (Fig. 3). Possui traço N-S nos seus setores sul e central, infletindo para NNE-SSW a norte, onde é truncada pela Zona de Cisalhamento Abre Campo, que marca o limite oeste do núcleo cristalino do orógeno (Peres et al. 2004) Trata-se de uma zona transcorrente sinistral ladeada por domínios caracterizados por uma foliação de baixo ângulo em associação com uma lineação mineral posicionada na direção NS, que refletem, em conjunto, um transporte geral para N, relativo à fase de deformação mais antiga até agora identificada no orógeno
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A Zona de Cisalhamento de Itapebi é um sistema transpressivo dextral, situado na porção nordeste doorógeno (Fig. 3). Afeta a Suíte Salto da Divisa (ca.880 Ma, o Complexo Jequitinhonha e o embasamento arqueano-paleoproterozóico. A leste, conecta-se à Saliência do Rio Pardoe suas falhas mais externas (setentrionais) marcam afronteira do Orógeno Araçuaí com o Cráton do SãoFrancisco. Tanto nas falhas de empurrão mais externas,quanto na zona transcorrente central do sistema,verificam-se evidências de uma fase de reativaçãonormal-sinistral a sinistral.
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O núcleo cristalino do orógeno A descontinudade geofísica de Abre Campo(Haralyi & Hasui 1982) marca uma mudança substancialnas características do orógeno (Fig. 3). A leste desta estrutura, o substrato é de idade paleoproterozóica (o Complexo Juiz de Fora), o metamorfismo é dominantemente de fácies anfibolito alto a granulito, e as demais unidades presentes são suítes graníticas pré- a pós-colisionais (G1 a G5) e assembléias metavulcanosedimentares e metassedimentares mais jovens que 630Ma, correspondentes ao Grupo Rio Doce e complexos paragnáissicos. Estes não possuem correlativos na FaixaAraçuaí (s.s.) e representam sedimentos depositados em bacias diretamente relacionadas ao arco magmático do orógeno homônimo. É assim constituído o que se poderia chamar de núcleo cristalino, ou núcleo de alto grau do orógeno, que se estende até a margem continental brasileira
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A Faixa Oeste-Congolesa A Faixa Oeste-Congolesa estende-se na direção NW,por cerca de 1200 km, ao longo da costa africana doGabão, Republica Popular do Congo e Angola (Fig. 2e 6). Constitui um típico cinturão de cavalgamentos e dobramentos vergentes para o antepaís cratônico, que em mapa exibe duas grandes saliências, uma delas na zona de interação com o Aulacógeno Sangha ou Bacia de Comba
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A evolução tectônica do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental pode ser contada através de um modelo em cinco estágios principais, que são: i) da bacia precursora Macaúbas; ii) da convergência inicial; iii) colisional;iv) do escape lateral da porção sul; e v) do colapso gravitacional
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No seu franco desenvolvimento, por volta de 660 Ma (idade recentemente determinada para o ofiolito de Ribeirão da Folha; a bacia Macaúbas, precursora do orógeno, deveria corresponder a algo como um grande golfo,parcialmente assoalhado por crosta oceânica. Formada em uma fase de rifteamento que teve lugar no Paleocontinente SãoFrancisco-Congo, em torno de 880 Ma, a bacia Macaúbas evoluiria neste estágio para duas margens passivas, conectadas pelo que viria sera ponte cratônica Bahia-Gabão (Porada 1989). As margens passivas hospedariam todas as unidades hoje encontradas nas faixas Araçuaí e Oeste-Congolesa e, muito provavelmente, uma grande espessura adicionalde sedimentos não preservados
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A convergência inicial
Dada a configuração da bacia Macaúbas levá-la ao fechamento implica em invocar um mecanismo motriz que teria a subducção como conseqüência e não como causa, face à impossibilidade mecânica em fazer descer ao manto, por ação das forças gravitacional e de arrasto astenosférico, seu segmento oceânico fortemente atracado à crosta continental (Fig. 11). Postula-se,então, que o fechamento da bacia Macaúbas tenha sido induzido à distância, em conseqüência de colisão envolvendo a península São Francisco e a placa Paraná ou Rio de La Plata, por volta de 630 Ma (Seer et al.2001, Valeriano et al. 2004). Iniciar-se-ia, desta forma,a convergência das margens opostas da bacia Macaúbas,em uma operação que lembra o funcionamento de um quebra-nozes (Alkmim et al. 2006). Ou seja, a península São Francisco rotacionaria no sentido anti-horário,contra o continente Congo, levando a bacia Macaúbas a uma compressão generalizada e ao consumo de sua litosfera oceânica (Fig. 11). Por volta de 630 Ma já se tinha produção de tonalitos do arco magmático cálcioalcalino, relacionado a subducção
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A etapa colisional
Iniciando-se pelo norte e avançando progressivamentepara sul, a colisão das margens opostas da bacia promoveria a propagação de frentes de empurrão para as zonas cratônicas, bem como o soerguimento da cadeia montanhosa (Fig. 12a), no intervalo compreendido entre580 e 560 Ma Neste estágio seriam gerados os granitos G2 quesão do tipo S, ou seja, representam fusão parcial de protolitos sedimentares aluminosos). O enorme volume destes granitos se explicaria pelo fato de terem sido produzidos a partir da fusão parcial de espessas pilhas de rochas metassedimentares
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O escape lateral da porção sul do núcleo cristalino
Como mencionado na seção anterior, a porção suldo compartimento central do orógeno é secionadapor, pelo menos, quatro grandes zonas transcorrentes dextrais, que se formaram em estágio posterior à propagação das frentes de empurrão em direção aos crátons, provavelmente no intervalo entre 560 e 535Ma (Alkmim et al. 2006). A movimentação dextral ao longo destas zonas implica em escape de material em direção a sul, o que pode ter se dado em decorrência da máxima aproximação entre o extremo sul da península São Francisco e a margem do continente do Congo
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O colapso gravitacional
Orógenos, nos quais a litosfera atinge altasespessuras, traduzidas por grandes elevações e altopotencial gravitacional, podem entrar em regimedistensional sob ação da força peso. A sobrecarga na crosta aquecida e,portanto, de baixa resistência leva ao fluxo lateral dasua porção basal e abatimento das porções superiores,acomodado por sistemas de zonas de cisalhamentonormais. De acordo com este mecanismo teriamse desenvolvido a Zona de Cisalhamento ChapadaAcauã e demais estruturas distensionais observadasprincipalmente nas porções central e norte do orógeno.
Nesta fase, que teria lugar entre 520 e 490 Ma, seriamgeradas as suítes graníticas G4 e G5, produtos de fusãocrustal e mantélica por descompressão adiabática.
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Faixa Araçuaí RecursosMinerais
Os depósitos minerais paleoproterozóicos envolvidos na Faixa Araçuaí correspondem aos depósitos de itabiritos de Conceição do Mato Dentro, Morro do Pilar e Serro e a Província Diamantífera do Espinhaço
Os principais depósitos minerais neoproterozóicos conhecidos são: Distrito Fe Porteirinha,Diamante Macaúbas, Distrito de Grafita de Pedra Azul–Saltoda Divisa, Província Pegmatítica Oriental e Distrito Uraníferode Lagoa Real
A enorme quantidade e variedade de rochas graníticas do Orógeno Araçuaí fez dele palco a maior produção de rochas ornamentais do Brasil, com destaque para as regiões norte do Espírito Santo e nordeste deMinas Gerais, e para as suítes G2 (especialmente, osmateriais amarelos do batólito Carlos Chagas), G3(materiais brancos), G4 (granito pegmatóide e grandes pegmatitos) e G5 (charnockitos, materiais verdes e amarelas),
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A Província Pegmatítica Oriental do Brasil estende-se desde a Zona da Mata, no extremo sul, até a região de Itambé (sul daBahia), na sua extremidade norte, e ocupa uma enorme faixa com cerca de 800 km de extensão e de 100 a 150 km de largura. Engloba terrenos pertencentes tanto à Faixa Araçuaí, propriamente dita, como à Faixa Atlântica, nos estados do Espírito Santo e do Rio de Janeiro. Nessa região, os inúmeros pegmatitos presentes são relacionados ao magmatismo granítico desenvolvido durante o Evento Brasiliano e são famosos pela grande produção de pedras preciosas e de minerais para coleções, além de possuírem grandes reservas de caulim, feldspatos, lítio e berílio.
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Evolução Mantiqueira
Baseado em Yocitero Hasuy - A GRANDE COLISÃO PRÉ-CAMBRIANA DO SUDESTE BRASILEIRO E A ESTRUTURAÇÃO REGIONAL
São Paulo, UNESP, Geociências, v. 29, n. 2, p. 141-169, 2010
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Embora a história geológica regional remonte ao Arqueano e envolva processos paleo e mesoproterozóicos relacionados com a evolução dos supercontinentes Colúmbia e Rodínia, é no Neoproterozóico que incidiram os movimentos de fragmentação e de colisão, a que se deve a estruturação aqui abordada. 
Os processos colisionais tiveram início no Brasiliano I (900-700 Ma), mas ocorreram principalmente no Brasiliano II (670-530Ma) e terminaram no Brasiliano III (580-490 Ma), com a formação dos sistemas orogênicos Mantiqueira e Tocantins. A consolidação final,originando o Gondwana se deu por volta de 460 Ma. 
Os traços estruturais formados representam uma importante herança que controlou boa parte dos processos tectônicos e geológicos posteriores, que foram: a implantação da Bacia do Paraná no Paleozóico-Jurássico, a Reativação Sul-Atlantiana a que se relaciona ativo magmatismo, rifteamento, morfogênese e abertura do Atlântico, e a neotectônica, ainda que relativamente calma, no Neogeno e Quaternário.
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O Supercontinente Colúmbia é considerado atualmenteo mais antigo e se consolidou entre 2,3 e 1,8 Ga,embora alguns admitam a possibilidade de ter existidooutro mais antigo remontando ao fim do Arqueano. Asmassas continentais então existentes se aglutinaramformando cinturões orogênicos e fechando o ciclotectônico que na América do Sul é chamado Transamazônico.
A reconstituição mais recente é aquela de Zhao(2004) (Figura 2). Nela a Amazônia, África Ocidental,Báltica, Laurência (Groenlândia e América do Norte)aparecem justapostas em forma de um grande arco
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A fragmentação do Colúmbia sobreveio em seguida, principalmente a partir de 1,6 Ga, e se estendeu até 1,3-1,2 Ga, de início separando os megacontinentes que foram designados por Rogers (1996) como Atlântica(Amazônia, Oeste-Africano, Congo e talvez Rio de LaPlata e Norte Africano) e Ártica (Laurência, Sibéria,Báltica, Norte da Austrália e Norte da China), mais outras massas menores, que voltaram a se aglutinar no Rodínia(Condie, 2002). Os processos distensivos no Brasil foram referidos como Tafrogênese Statheriana por Brito Neves et al. (1995)
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O Supercontinente Rodínia se formou em 1,1-1,0 Ga com a aglutinação dos continentes derivados doColúmbia. A Figura 3 mostra a porção em que sesituavam as massas continentais da América do Sul. As massas da América do Sul e da África apresentam-sejustapostas ao Laurência e Báltica.
O Rodínia, por sua vez, se fragmentou em diversossegmentos nos processos que no Brasil têm sidoreferidos como Tafrogênese Toniana. Os continentes voltaram a seagregar por volta de 600 Ma constituindo o controvertido Supercontinente Pannotia. Nele Báltica e Laurência são adjacentes a várioscontinentes e microcontinentes da América do Sul.
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Entre a América do Sul e a África, fecharam-seos oceanos Adamastor, de Goiás e Borborema (Figura6), gerando os sistemas orogênicos Mantiqueira, Tocantins e Borborema (Figura 5), respectivamente, ecom intervenção dos crátons São Francisco, Amazônico,Paraná, Congo e Kalahari. Apenas pequenas porções do Goiano e do Adamastor se fecharam antes de 600 Ma e a maior parte só viria a se fechar depois,até cerca de 500 Ma. A consolidação final deu-se coma exumação ou colapso dos orógenos, acompanhada de ativa erosão, intrusões e vulcanismo pós-colisionais,formação de riftes e bacias de molassa, processos que se estenderam de cerca de 620 (Ediacarano) a 460 Ma(Ordoviciano Médio).
No Brasil esses processos correspondem ao denominado Ciclo Brasiliano e toda a região foi estabilizada por volta de 460 Ma (Ordoviciano Médio).
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Na constituição da região reconhecem-se basicamente três grandes conjuntos lito-estruturais .
1. Unidades do Arqueano e Paleoproterozóico (>1,8Ga) geradas nos ciclos tectônicos Transamazônico,Jequié e possíveis outros mais antigos. As unidadeslitológicas são complexos granito-gnáissicos demédio grau (em parte de alto grau), incorporandopequenas faixas de greenstone belts, pacotesvulcanossedimentares, e rochas máficas e ultramáficas.
Tais unidades comparecem no Cráton doSão Francisco e também fora dele, em porções maiores ou menores de maciços ou microcontinentese pequenos núcleos dispersos nos sistemas orogênicos Mantiqueira e Tocantins. No final do Transamazônico faziam parte do Colúmbia
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2. Unidades do Paleoproterozóico (<1,8 Ga) e Mesoproterozóicorelacionadas com processos defragmentação continental, os quais não chegaramao estágio de franca abertura oceânica. Assim,tem-se pacotes sedimentares de riftes, e intrusivase vulcânicas básicas e ácidas dispersas. A Figura9 mostra a distribuição dos riftes em que se acumularampacotes vulcanossedimentares.Os dados existentes permitem reconhecer trêsepisódios que ocorreram em 1,8-1,6, 1,6-1,4 e 1,3-1,2 Ga ou começaram nesses intervalos e prosseguiramaté o início do Neoproterozóico.
Ao primeiro evento relacionam-se as bacias de Natividade, Araí, Espinhaço e São João del Rei,. 
O segundo incidiu em SãoPaulo e Paraná, a ele se vinculando os grupos Serra de Itaberaba e Setuva (sensu MINEROPAR,2006), e também em Goiás-Tocantins, representadopelo Grupo Serra da Mesamáfico-ultramáficos de Barro Alto, Niquelândiae Cana Brava com os pacotes vulcanosedimentaresem seus flancos ocidentais (Juscelândia,Indaianópolis e Palmeirópolis, respectivamente)envolvem controvérsia em torno dasidades que poderiam ser do segundo evento (p.ex., Moraes et al., 2004) ou até antes (2,0 Ga).
Ao terceiro evento se deve a deposição dos gruposParanoá e Canastra.Em escala global, as massas continentais resultantesda fragmentação do Colúmbia voltaram ase agregar por volta de 1,1-1,0 Ga no Rodínia,mas na região focada a massa continental continuoua se sujeitar a processo distensivos.
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3. Unidades que começaram a se formar a partir de 1,0 Ga, no Neoproterozóico, com a fragmentação do Rodínia, abertura de oceanos e convergênciasde continentes e microcontinentes ou maciços. No Pannotia, em 600 Ma, vários blocos continentais maiores e vários outrosmenores encontravam-seainda dispersos, notadamente os que compõem a metade leste do Brasil. Alguns orógenos já haviam se formado, mas foi por volta de 500 Ma que seconstituíram os sistemas orogênicos Mantiqueirae Tocantins, no contexto de consolidação domegacontinente Gondwana. Os processos finais estenderam-se até cerca de 460 Ma, quando seconsolidou o domínio que constituiria a PlataformaSul-Americana após a separação América do SulÁfrica.As unidades incluem:
 (1) prismas de acresçãoenvolvendo supracrustais vulcanossedimentares,acumuladas em bacias diversas das etapas defragmentação e de convergência de placas, bemcomo arcos insulares e continentais, e porções defundos oceânicos de extensões reduzidas; 
(2)intrusões sin- e tardicolisionais, principalmente degranitos; 
(3) coberturas do Cráton São Franciscoe 
(4) pacotes vulcanossedimentares (molassas) e corpos magmáticos pós-colisionais relacionadoscom o colapso ou exumação dos orógenos.
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