Eon Arqueano - Síntese

Prévia do material em texto

Síntese - Éon Arqueano 
Luiza de A. Vaillant 
O pré-cambriano corresponde a maior parte da história geológica da Terra (88%). 
Seu início é marcado a partir da idade das rochas mais antigas já encontradas. No 
momento, estas são gnaisses Acasta, na Província Slave (Canadá), com idades U-Pb em 
zircão de 4 - 4,03 Ga. Depois deste, as idades mais antigas são de um ortognaisse no leste 
da Antártida, com 3,93 Ga. No Brasil, as idades U-Pb mais antigas são de ortognaisses do 
Rio grande do Norte (Província Borborema) e Bahia (Cráton São Francisco), com 3,4 - 3,5 
Ga. 
Parte das rochas supracrustais mais antigas consiste em sedimentos clásticos, 
indicando a atuação de processos de intemperismo, erosão e transporte por águas 
superficiais e, portanto, a existência de continentes imersos desde o princípio do Arqueano. 
Além disso, zircões detríticos com até 4,3 - 4,4 Ga sugerem a existência de crosta 
continental no Hadeano, e as rochas mais antigas exibem evidências de retrabalhamento de 
crosta continental mais antiga. Desta maneira, a possibilidade de descoberta de segmentos 
crustais com idades superiores a 4 Ga não é descartada, de tal forma que o início do 
pré-cambriano permanece em aberto. 
No mais, o Hadeano (primeira era) inicia-se a partir da formação da Terra a partir de 
poeira e gás que orbitava o Sol, há supostamente 4,5 Ga. Ao consolidar-se, a superfície do 
planeta é descrita como um oceano de rochas em ebulição e enxofre líquido. Havia intenso 
bombardeio de asteroides e explosões vulcânicas. Com o tempo, formou-se a atmosfera 
quente, densa e carregada de poeira e cinzas, sendo composta principalmente por amônia, 
nitrogênio, hidrogênio, monóxido de carbono, metano e vapor de água, oriundos dos 
vulcões. Nessa era, é provável que a Terra tenha sido atingida por um grandes asteróide, 
arrancando um grande pedaço que ficou na órbita do planeta, como seu satélite natural 
(Lua). No final do Hadeano, ocorre um ligeiro resfriamento da Terra, ocasionando as chuvas 
que posteriormente formaram os oceanos. 
O eon Arqueana foi iniciada há aproximadamente 4 Ga. Sabe-se que, nesse eon, o 
manto era mais quente, a litosfera era mais fina e frágil, e a astenosfera deve ter sido 
fundida extensivamente. O intenso magmatismo máfico efusivo (derrames 
basáltico-komatiíticos) deve ter afetado a litosfera frágil, pressionando-o no campo de 
estabilidade do eclogito, onde o aumento da densidade devido à “eclogitização” teriam 
estimulado o início do mergulho da placa, em última análise, formando diápiros e 
afundamento. O derrame dessas densas lavas produziram uma inversão, que levou a 
subsidência de rochas vulcânicas, junto a outras rochas supracrustais. Este processo é 
denominado “sagducção”, e explica a formação de alguns Greenstone belts 
(particularmente, os mais antigos, como aqueles presentes nos crátons de Pilbara, 
Kaapvaal e Dharwar), os quais possuem estruturas em domos e quilhas, sem sinais de 
tectônica compressiva horizontal. 
 
 
 
A primeira crosta formada como correntes ascendentes de manto de magma máfico 
rompeu a superfície, e numerosas zonas de subducção se desenvolveram para formar os 
primeiros arcos insulares, ou seja, arcos andesíticos se formam pela subducção da litosfera 
oceânica e derretimento parcial da crosta oceânica basáltica, gerando o conjunto de ilhas 
alinhadas. O derretimento parcial do andesito produz magma granítico, o que compõem a 
associação TTG (tonalitos, trondhjemitos e granodioritos). 
Há um consenso de que a associação TTG é gerada por fusão parcial de 
metabasaltos no campo de estabilidade da granada, indicando pressões elevadas. Porém, o 
ambiente tectônico gerado ainda é controverso. As hipóteses variam entre uma zona de 
subducção com o total mergulho de placa com geração dos TTG no arco magmático; entre 
casos intermediários onde há uma subducção rasa com fusão parcial de underplating 
basáltico na base de crosta continental preexistente ou de arcos oceânicos, ou o 
imbricamento de placas oceânicas com fusão parcial dos platôs oceânicos; e entre uma 
tectônica vertical, com geração de magmas félsicos pela fusão da base dos platôs acima de 
plumas de manto ou de regiões espessadas acima de células de convecção descendentes 
na astenosfera. 
O intemperismo das rochas máficas dos arcos de ilha produziu sedimentos mais 
ricos em sílica, e alguns dos magmas nos arcos também se tornaram mais enriquecidos em 
sílica. Com o decorrer do processo de subducção, as ilhas vulcânicas colidem entre si, 
formando assim um núcleo continental, uma vez que os materiais ricos em sílica foram 
metamorfizados. 
 
 
 
 
Assim, os continentes não são simplesmente áreas acima do nível do mar, mas 
consistem de rochas com uma composição geral semelhante a do granito, enquanto a 
crosta oceânica é composta de basalto e gabro. Além disso, um escudo pré-cambriano 
constituído por uma área ou áreas de rochas antigas expostas é encontrado em todos os 
continentes. Continuando para fora dos escudos estão as amplas plataformas de rochas 
pré-cambrianas enterradas que sustentam grandes partes de todos os continentes. Um 
escudo e sua plataforma formam um cráton, que podemos considerar como o antigo núcleo 
de um continente. 
Os crátons são a fusão de continentes, e ao longo de suas margens, mais crosta 
continental é adicionada por acresção à medida que evoluíam para seus tamanhos e formas 
atuais. 
Lembre-se, porém, que esses crátons se fundiram em uma unidade maior durante o 
Proterozóico. Um modelo tectônico de placas para a evolução da crosta arqueana do 
Cráton Superior do sul do Canadá baseia-se na evolução de cinturões, plutonismo e 
deformação. Podemos tomar isso como um modelo para a evolução da crosta arqueana em 
geral: 
 
 
 
A associação de Greenstone belts e terrenos de alto grau lineares é interpretada, 
pela maioria dos autores, como resultante da colisão de arcos, platôs oceânicos e 
microcontinentes durante a tectônica de acresção. 
Greenstone belts são definidos como estruturas formadas em terrenos Arqueanos à 
Paleoproterozoicos, constituídas por rochas ígneas máficas/ultramáficas intrusivas e 
extrusivas, vulcânicas félsicas e níveis de rochas sedimentares que incluem tanta clásticas 
(conglomerado, arenito e grauvacas) e precipitados químicos (formações ferríferas e 
cherts). Os Greenstones belts também podem ser intrudidos por granitoides sin- a 
pós-tectônicos. Sua posição geotectônica concentra-se em áreas cratônicas marginais 
envolvidas por faixas móveis paleproterozoicas. 
Os geólogos concordam que os Greenstone belts se formaram em várias 
configurações tectônicas. Uma delas, descrita anteriormente, é dominada pela tectônica 
vertical com o processo de sagducção. Outras configurações são: o desenvolvimento em 
bacias marginais com posterior fechamento, e o desenvolvimento em rifts intracontinentais. 
No primeiro caso, ocorre o rifteamento no continente ao lado do arco vulcânico, 
formando a bacia marginal de retroarco. A fusão parcial da placa litosfera oceânica 
subductada manda suprimentos de magmas andesíticose dioríticos para o arco de ilha. 
Lavas basálticas e sedimentos derivados do arco de ilha e do continente preenchem a bacia 
de retroarco. Por fim, ocorre o fechamento da bacia, compressão e deformação. Forma-se a 
estrutura sinclinal com intrusões graníticas. Proponentes deste modelo sugerem que 
múltiplos episódios de abertura e fechamento de bacias de retroarco são responsáveis pelo 
arranjo paralelo de cinturões de rochas verdes. 
No segundo caso, ocorre a ascensão de uma pluma de manto, e à medida que a 
pluma sobe abaixo da crosta siálica (rica em sílica e alumínio), espalha-se e gera forças 
tensionais que causam o rompimento. A pluma do manto é a forte das unidades vulcânicas 
inferior e média do Greenstone belt, e a unidade sedimentar superior resulta da erosão das 
rochas vulcânicas ao longo do flanco da fenda (à medida que a pluma desaparece, a erosão 
dos flancos produz sedimentos). E finalmente, o rifte se fecha, com deformação, 
metamorfismo de baixo grau, e intrusão de plútons. 
 
 
 
 
O empilhamento estratigráfico de um Greenstone belt, é dividido em 3 fases. A 
primeira fase é caracterizada por uma associação de derrames máficos e ultramáficos no 
assoalho marinho (eventualmente basaltos e komatiítos), intercalando com sedimentação 
química, que resulta nas formações ferríferas bandadas. A textura spinifex é característica 
dos derrames komatiíticos. Na formação da base da sequência, há ocorrência de 
platinóides. Sequencialmente ocorre vulcanismo félsico, com uma nítida diferenciação 
magmática, onde há variação de basaltos, riolitos, andesitos e dacitos. Neste estrato 
superior, há ocorrência de ouro em todas as etapas. A segunda fase é marcada por um 
domínio de metassedimentos e grande ausência de derrames, gerando pacotes mais 
espessos de metassedimentos. Nesta fase intermediária, há ocorrência de manganês, 
magnesita, e Pb e Zn em sulfetos maciços. Na terceira fase, ocorre novamente pequenos 
derrames, na forma de cumulados basais de olivina (pillow lavas). Nesta fase, com a 
formação do topo da sequência, há ocorrência de sulfetos maciços e platinóides, além de 
pequena lentes de FFBs.