Apostila de Geotectônica

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i 
ÍNDICE 
1 Geotectônica – Introdução .............................................................................................................. 1.1 
1.1 Apresentação ........................................................................................................................... 1.1 
1.2 Definição .................................................................................................................................. 1.2 
1.3 Ferramentas do estudo geotectônico ................................................................................... 1.3 
1.3.1 Petrologia................................................................................................................................... 1.3 
1.3.2 Geoquímica ............................................................................................................................... 1.3 
1.3.3 Geocronologia ........................................................................................................................... 1.3 
1.3.4 Geofísica ................................................................................................................................... 1.3 
1.3.5 Geomagnetismo ........................................................................................................................ 1.3 
1.3.6 Estrutural ................................................................................................................................... 1.3 
2 Ferramentas do Estudo Geotectônico............................................................................................ 2.1 
2.1 Geocronologia ......................................................................................................................... 2.1 
2.2 Datação dos Eventos Magmáticos ........................................................................................ 2.2 
2.3 Datação de Eventos Orogenéticos ........................................................................................ 2.2 
2.4 Métodos Geocronológicos, Resultados, Alcance e Interpretação Geológica .................. 2.3 
2.4.1 Isócronas Sm-Nd ....................................................................................................................... 2.3 
2.4.2 Idades Pb Comum ..................................................................................................................... 2.3 
2.4.3 Idades U-Pb ............................................................................................................................... 2.4 
2.4.4 Idades K-Ar ................................................................................................................................ 2.4 
2.4.5 Idades Ar-Ar .............................................................................................................................. 2.4 
2.4.6 Idades Rb-Sr ............................................................................................................................. 2.4 
3 Estrutura Interna da Terra ................................................................................................................ 3.1 
3.1 A terra acamadada ................................................................................................................... 3.1 
3.1.1 A Crosta Terrestre ..................................................................................................................... 3.2 
3.2 subdivisão da Crosta .............................................................................................................. 3.2 
3.3 Divisão entre crosta e manto ................................................................................................. 3.3 
3.4 Litosfera/Astenosfera/Tectosfera .......................................................................................... 3.5 
3.4.1 Tipos de litosfera e resistência .................................................................................................. 3.5 
3.5 Sismologia dos Terremotos ................................................................................................... 3.5 
3.6 Elementos de um Terremoto .................................................................................................. 3.5 
3.7 Mecanismo dos Terremotos ................................................................................................... 3.6 
4 ORIGEM DA CROSTA TERRESTRE ................................................................................................ 4.1 
4.1 Evolução Crustal Hadeana/Arqueana (4,5 - 2,5 Ga) ............................................................. 4.1 
4.1.1 O Instante Zero .......................................................................................................................... 4.1 
4.1.2 Os primeiros 500 Ma. ................................................................................................................ 4.1 
4.1.3 O período entre 4,0 e 3,5 Ga. .................................................................................................... 4.1 
4.2 O período entre 3,5 e 3,0 Ga. .................................................................................................. 4.1 
4.2.1 O período entre 3,0 e 2,5 Ga. .................................................................................................... 4.2 
5 A formaçâo das crostas continentais e oceânicas da terra ......................................................... 5.1 
5.1 INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 5.1 
5.2 CARACTERÍSTICAS GERAIS DOS TERRENOS ARQUEANOS ............................................ 5.2 
5.3 COMPOSIÇÃO E ORIGEM DA CROSTA PRIMITIVA HADEANA .......................................... 5.7 
5.3.1 Teorias acerca da origem da crosta primitiva hadeana ............................................................ 5.7 
5.4 A crosta oceânica primitiva HADEANA ............................................................................... 5.11 
5.5 A crosta continental primitiva Hadeana .............................................................................. 5.13 
5.6 CONCLUSÃO.......................................................................................................................... 5.15 
5.7 BIBLIOGRAFIA ....................................................................................................................... 5.15 
6 Evolução crustal no Proterozóico ................................................................................................... 6.1 
6.1 Origem das Províncias Crustais Proterozóicas ................................................................... 6.1 
6.2 Associações Rochosas do Proterozóico .............................................................................. 6.1 
6.2.1 Seqüências Supracrustais do Proterozóico ............................................................................... 6.1 
6.2.2 A Questão do quartzo detrítico .................................................................................................. 6.5 
6.2.3 Qual teria sido a fonte desse quartzo? ...................................................................................... 6.5 
6.3 Ambientes tectônicos das seqüências do Proterozóico ..................................................... 6.6 
6.3.1 Rochas Intrusivas do Proterozóico ............................................................................................ 6.6 
 ii 
6.3.2 Estruturas e Metamorfismo ....................................................................................................... 6.7 
6.3.3 Evidências de Margens Convergentes no Proterozóico. ........................................................... 6.8 
6.3.4 Evidências de sistema de rift no Proterozóico ........................................................................... 6.8 
6.3.5 Evidência de ciclo Wilson no Proterozóico ................................................................................6.8 
7 províncias Crustais........................................................................................................................... 7.1 
7.1 Definição e Caracterização ..................................................................................................... 7.1 
7.2 Orogênese ................................................................................................................................ 7.2 
7.2.1 Períodos Orogenéticos .............................................................................................................. 7.3 
7.2.2 Causas dos Períodos Orogenéticos .......................................................................................... 7.3 
7.2.3 Províncias Orogênicas Arqueanas ............................................................................................ 7.4 
7.2.4 Classificação das Províncias Orogenéticas Arqueanas ............................................................ 7.5 
7.2.5 Associações Metamórficas de Alto Grau (HGT) ..................................................................... 7.12 
7.2.6 Síntese da Evolução Tectônica do Planeta entre 3.8 – 2,5 Ga. .............................................. 7.14 
7.3 Províncias Orogênicas Pós-arqueanas ............................................................................... 7.15 
7.3.1 Província Greenville................................................................................................................. 7.15 
7.3.2 Província Pan-Africana / Brasiliana ......................................................................................... 7.16 
7.3.3 Província Cordilheirana ........................................................................................................... 7.17 
7.4 Províncias Anorogênicas ..................................................................................................... 7.18 
7.4.1 Introdução ................................................................................................................................ 7.18 
7.4.2 Tipos de Províncias Anorogênicas .......................................................................................... 7.19 
7.5 Exercícios de Fixação ........................................................................................................... 7.21 
8 História das Teorias Geotectônicas ................................................................................................ 8.1 
8.1 O grande Debate do Século 18 - Plutonistas versus Netunistas ........................................ 8.1 
8.2 A primeira metade do século 19 – O debate entre o Uniformitarismo e o Catastrofismo 8.2 
8.2.1 O Uniformitarismo ..................................................................................................................... 8.2 
8.2.2 Catastrofismo ............................................................................................................................ 8.3 
8.3 A segunda metade do século 19 – Os conceitos primitivos de orogênese ...................... 8.3 
8.3.1 Leopold von Buch (1774 – 1853) .............................................................................................. 8.3 
8.3.2 Elie de Beaumont (1798 – 1874) ............................................................................................... 8.3 
8.3.3 H. D. Rodgers ( - ) ............................................................................................................. 8.3 
8.3.4 J. D. Dana ( - ) ................................................................................................................... 8.4 
8.3.5 J. Hall (1859 - ) .................................................................................................................. 8.4 
8.3.6 E. Seuss ( - ) ...................................................................................................................... 8.4 
8.3.7 Chamberlain (1843 – 1928) ....................................................................................................... 8.4 
8.4 Primeira metade do século 20 – A teoria geossinclinal ....................................................... 8.5 
8.4.1 Etapas do ciclo geossinclinal ..................................................................................................... 8.5 
8.4.2 Seqüência sedimentar ............................................................................................................... 8.6 
8.4.3 Correlação de termos ................................................................................................................ 8.7 
8.5 Outras teorias do século 20 ................................................................................................... 8.7 
8.5.1 Terra em expansão ................................................................................................................... 8.7 
8.5.2 Teria da Undation ...................................................................................................................... 8.8 
8.5.3 Teoria da contração modificada (Wilson e Scheidegger) ......................................................... 8.8 
8.5.4 Hipótese da convecção (Holmes) ............................................................................................. 8.9 
8.6 Sumário acerca do pensamento geotectônico ..................................................................... 8.9 
8.7 Bibliografia ............................................................................................................................. 8.10 
9 O Desenvolvimento da Teoria da Tectônica Global ...................................................................... 9.1 
9.1 Argumentos de Wegener a favor da deriva continental ...................................................... 9.1 
9.1.1 Geodésicos ................................................................................................................................ 9.1 
9.1.2 Geofísicos .................................................................................................................................. 9.2 
9.1.3 Geológicos ................................................................................................................................. 9.2 
9.1.4 Paleontológicos ......................................................................................................................... 9.2 
9.1.5 Paleoclimáticos .......................................................................................................................... 9.2 
9.2 O debate ................................................................................................................................... 9.3 
9.3 O nascimento da teoria da tectônica de placas ................................................................... 9.3 
9.3.1 Os novos argumentos ............................................................................................................... 9.4 
9.4 A teoria do espalhamento do assoalho oceânico ................................................................ 9.5 
9.5 Comprovação do espalhamento do assoalho oceânico ..................................................... 9.6 
9.5.1 Anomalias magnéticas .............................................................................................................. 9.6 
 iii 
9.5.2 Falhas transformantes ............................................................................................................... 9.8 
9.5.3 Documentação da subducção ................................................................................................... 9.8 
9.6 O nascimento da tectônica de placas ................................................................................... 9.9 
9.7 Tectônica global como uma revolução científica ................................................................ 9.9 
9.8 Sumário das principais datas e fatos da tectônica global ................................................9.10 
9.9 Bibliografia ............................................................................................................................. 9.12 
10 Pistas da tectônica de placas – parte i ......................................................................................... 10.1 
11 Pistas da tectônica de placas – parte II ........................................................................................ 11.1 
12 Tectônica Global ............................................................................................................................. 12.1 
12.1 No Interior dos Ambientes da Tectônica Global ................................................................ 12.1 
13 Margens convergentes ................................................................................................................... 13.1 
13.1 Introdução .............................................................................................................................. 13.1 
13.2 Zonas de Subducção ............................................................................................................ 13.2 
13.3 Fossas Oceânicas ................................................................................................................. 13.2 
13.4 Prismas Acrescionários ........................................................................................................ 13.4 
13.4.1 Elementos topográficos ........................................................................................................... 13.4 
13.4.2 Composição do Prisma ........................................................................................................... 13.4 
13.4.3 Deformação do Prisma ............................................................................................................ 13.5 
13.4.4 Evolução de um Prisma Acrescionário .................................................................................... 13.6 
13.5 Arco Islândico ........................................................................................................................ 13.6 
13.5.1 Magmatismo ............................................................................................................................ 13.6 
13.5.2 Séries vulcânicas de um arco islândico................................................................................... 13.7 
13.6 Bacias Marginais (Bacias de Fore arc???) ......................................................................... 13.8 
13.6.1 Modelos evolutivos para uma Bacia Marginal ......................................................................... 13.8 
13.6.2 Metamorfismo .......................................................................................................................... 13.9 
13.7 Bacias de back arc .............................................................................................................. 13.10 
13.7.1 Características das bacias de back arc ................................................................................. 13.10 
13.7.2 Gênese de uma bacia de back arc ........................................................................................ 13.10 
13.7.3 Evolução ................................................................................................................................ 13.11 
13.8 Cinturões Orogenéticos...................................................................................................... 13.11 
13.8.1 Cadeias de Montanhas Colisionais ....................................................................................... 13.11 
13.8.2 Cadeias de Montanhas Colisionais ....................................................................................... 13.15 
13.8.3 Definição ................................................................................................................................ 13.15 
13.8.4 Elementos gerais ................................................................................................................... 13.15 
13.8.5 Exemplo ................................................................................................................................. 13.15 
13.8.6 Modelos de Colisão Continental ............................................................................................ 13.15 
13.8.7 Geologia do Himalaia ............................................................................................................ 13.19 
13.8.8 Evolução do Himalaia ............................................................................................................ 13.19 
13.8.9 Diferença entre o Himalaia e o Cinturão Alpino .................................................................... 13.20 
13.8.10 Colisão do tipo Arco-Continente ............................................................................................ 13.20 
13.9 Terrenos Suspeitos ............................................................................................................. 13.21 
13.9.1 Características Gerais de um Terreno Suspeito ................................................................... 13.21 
14 Margens divergentes e Margens passivas ................................................................................... 14.1 
14.1 Expansão do assoalho oceânico ......................................................................................... 14.1 
14.2 O magnetismo rochoso ........................................................................................................ 14.3 
14.3 Taxa de expansão do Assoalho Oceânico .......................................................................... 14.5 
14.4 Elementos tectônicos dos assoalhos oceânicos ............................................................... 14.6 
14.4.1 Fendas oceânicas (Ridges) ..................................................................................................... 14.6 
14.4.2 Falhas transformantes ............................................................................................................. 14.6 
14.4.3 Junções Tríplices..................................................................................................................... 14.6 
14.4.4 Hot Spots ................................................................................................................................. 14.6 
14.4.5 Mecanismos da expansão do assoalho oceânico ................................................................... 14.7 
14.5 Processos de formação dos rifts continentais ................................................................ 14.10 
14.5.1 Soerguimento dômico da crosta ............................................................................................ 14.10 
14.5.2 Sistema de falhas .................................................................................................................. 14.11 
14.5.3 Atividade Ígnea ...................................................................................................................... 14.11 
14.5.4 Sismicidade e estrutura crustal ............................................................................................. 14.12 
14.5.5 Sumário dos estágios do desenvolvimento do rift ................................................................. 14.12 
 iv 
14.5.6 Sucessão sedimentar de um rift ............................................................................................ 14.13 
14.5.7 Causas do rifteamento crustal ............................................................................................... 14.15 
14.5.8 Fontes das anomalias térmicas ............................................................................................ 14-18 
14.5.9 Mecanismos de afinamento crustal ...................................................................................... 14-18 
15 Tectônica Global e Magmatismo ...................................................................................................15.1 
15.1 Séries Magmáticas ................................................................................................................ 15.1 
15.2 Principais Tipos de Rochas Ígneas ..................................................................................... 15.1 
15.3 Origem dos Magmas ............................................................................................................. 15.2 
15.4 Distribuição das Séries Magmáticas em relação À Tectônica Global .............................. 15.2 
15.5 Identidade Geoquímica dos Ambientes Tectônicos Magmáticos .................................... 15.2 
15.6 Mobilidade dos elementos ................................................................................................... 15.3 
15.7 Sistemática de Trabalho com os Elementos Geoquímicos .............................................. 15.3 
15.7.1 Diagramas de Elementos de Terras Raras (REE) .................................................................. 15.3 
15.8 Magmatismo e Tectônica ...................................................................................................... 15.3 
15.8.1 Fendas Oceânicas ................................................................................................................... 15.3 
15.8.2 Zonas de Subducção ............................................................................................................... 15.5 
15.8.3 Bacias Marginais ..................................................................................................................... 15.5 
15.8.4 Bacias Oceânicas .................................................................................................................... 15.5 
15.8.5 Rifts Continentais .................................................................................................................... 15.6 
15.8.6 Magmatismo Cratônico ........................................................................................................... 15.6 
16 Tectônica Global e Geologia Econômica ..................................................................................... 16.1 
16.1 Introdução .............................................................................................................................. 16.1 
16.2 Tipos de Depósitos Minerais ................................................................................................ 16.1 
16.2.1 Depósitos Autóctones e Alóctones .......................................................................................... 16.2 
16.2.2 Depósitos Associados a Bacias Sedimentares ....................................................................... 16.4 
 
 
 1.1 
1 GEOTECTÔNICA – INTRODUÇÃO 
Prof. Dr. Mauricio Antônio Carneiro 
1.1 APRESENTAÇÃO 
A superfície da terra pode ser descrita como sendo composta de um 
mosaico de placas litosféricas (oceânicas, oceânicas + continentais) que 
exibem combinações variadas de fendas oceânicas (ou limites de placas 
divergentes), zonas de subducção (ou limites de zonas convergentes), 
falhas transformantes e zonas compressivas intracontinentais. 
Ao longo das falhas transformantes os segmentos das placas 
litosféricas oceânicas deslizam entre si e, nesse ambiente, há formação 
nem destruição significativa de crosta. 
Nas zonas de subducção as placas litosféricas oceânicas são 
consumidas e tem lugar a formação de uma crosta litosférica, 
predominantemente, continental a partir do aparecimento dos arcos 
vulcânicos. 
Nas fendas oceânicas, ocorre o mais significativo processo de 
formação de litosfera oceânica, a partir da cristalização magmática dos 
fundidos mantélicos processados nas plumas astenosféricas. 
Existem, atualmente, sete grandes placas tectônicas: eurasiana, 
norte americana, sul americana, pacífica, africana e australiana e uma 
maior quantidade de placas intermediárias onde se destacam as placas: 
chinesa, filipinas, arábica, iraniana, nasca, cocos, caribeana e escocesa. 
 1.2 
Segmentos crustais menores, como é o caso do mar mediterrâneo, 
são formados pôr um micro mosaico complexo, onde se misturam, nessa 
pequena porção da superfície do planeta, fendas oceânicas, zonas de 
subducção, falhas transformantes, etc. 
Todo esse conjunto de estruturas crustais e processos geradores 
são objeto de estudo da Geotectônica. 
1.2 DEFINIÇÃO 
Tectônica deriva do grego – Tek – ton – que significa construção, 
construir; e - geo - é terra. Portanto, a geotectônica é o processo geológico 
global de “construção” da terra, de sua evolução, transformação, etc. Na 
geotectônica estuda-se esse processo geológico em escala regional com o 
objetivo de compreender a dinâmica do planeta e a sua história impressa 
nas rochas (e.g movimentos, variações termais) e, ao mesmo tempo, pelas 
manifestações reflexas destes processos na superfície do planeta (e.g. 
cadeias de montanhas, falhamentos, vulcanismo, etc.). 
A geotectônica é uma disciplina integradora que utiliza-se de uma 
vasta gama de ferramentas geológicas para compreender e explicar os 
processos planetários e, portanto, ela é, em última instância, uma melange 
do conhecimento geológico em geral. Para isso, a geotectônica lança mão 
da petrologia, geoquímica, geocronologia, geofísica, geomagnetismo, 
estrutural, etc. 
 1.3 
1.3 FERRAMENTAS DO ESTUDO GEOTECTÔNICO 
1.3.1 PETROLOGIA 
1.3.2 GEOQUÍMICA 
1.3.3 GEOCRONOLOGIA 
1.3.4 GEOFÍSICA 
1.3.5 GEOMAGNETISMO 
1.3.6 ESTRUTURAL 
 
 2.1 
2 FERRAMENTAS DO ESTUDO GEOTECTÔNICO 
Prof. Dr. Maurício Antônio Carneiro 
2.1 GEOCRONOLOGIA 
Uma datação radiométrica fornece a idade da formação de um 
determinado sistema isotópico ou da sua rehomogeneização, através da 
migração de isótopos filhos. Essa idade, na verdade, reflete uma 
temperatura de imobilização isotópica para um determinado mineral ou 
rocha. Temperaturas de imobilização podem ser definidas como 
temperaturas a partir da quais as taxas de difusão de um isótopo filho 
qualquer, numa rocha ou mineral, muda geologicamente de maneira rápida 
a imperceptível. A taxa de resfriamento de uma rocha é também um 
importante fator limitante da temperatura de imobilização. As relações 
entre as temperaturas de imobilização para diferentes elementos 
isotópicos é a seguinte: 
 O Argônio é imobilizado abaixo da temperatura do Sr que, por 
sua vez, é menor que a temperatura do Pb, por exemplo, nos 
zircões. 
Assim sendo, diferentes idades em diferentes sistemas rochosos 
podem fornecer registros diferentes de modo a reconstituir a história termal 
de uma determinada região. 
 2.2 
2.2 DATAÇÃO DOS EVENTOS MAGMÁTICOS 
Eventos de cristalização magmática são um dos tipos mais comuns 
dos processos geológicos e dos mais favoráveis à datação radiométrica. 
Nesse caso as rochas félsicas, por conterem maior concentração de 
minerais que alojam elementos radiogênicos filhos, nas suas estruturas 
cristalinas, respondem mais satisfatoriamente aos métodos radiométricos. 
É o caso por exemplo dos sistemas Rb-Sr, Pb-Pb, U-Pb. A exceção fica 
por conta do sistema Sm-Nd que tem preferência por rochas 
máficas/ultramáficas. A ocorrência de um evento magmático pode estar 
relacionada a processos tectônicos desenvolvidos em ambientes 
compressivos ou extensionais, assim como também podem não estar 
relacionada a nenhum processo de deformação crustal. Portanto, em 
termos de seu real significado geológico, a interpretação segura de uma 
idade radiométrica precisa estar calcada num sólido conhecimento 
geológico da região em estudo. 
2.3 DATAÇÃO DE EVENTOS OROGENÉTICOS 
Orogenia, como evento orogenético, compreende-se um processo de 
deformação crustal envolvendo importantes fases de dobramentos, 
ocorridos durante um intervalo de tempo determinado, geralmente 
acompanhado por magmatismo (plutonismo e vulcanismo) e metamorfismo 
regional. Regiões que tiveram somente falhamentos são excluídas dessa 
definição. Nesse caso, os eventosorogenéticos podem ser datados a partir 
do magmatismo associado (e.g. corpos graníticos sim-deformacionais) ou 
pelo metamorfismo regional. 
 2.3 
No caso da datação de um evento orogenético os isótopos filhos 
foram imobilizados após o ultimo pico de intensidade termal. Desse modo, 
de acordo com as características próprias de cada sistema isotópico, a 
idade dos sistemas U-Pb e Sm-Nd é concordante, em geral, com a idade 
máxima do plutonismo. Por outro lado, a idade k-Ar representa registros do 
soerguimento regional no decorrer dos estágios finais da orogenia. 
2.4 MÉTODOS GEOCRONOLÓGICOS, RESULTADOS, ALCANCE 
E INTERPRETAÇÃO GEOLÓGICA 
2.4.1 ISÓCRONAS SM-ND 
O método Sm-Nd opera com características similares ao método Rb-
Sr. Como os elementos Sm e Nd são do grupo das REE e não sofrem 
fracionamento para outros, como é o caso do Rb e Sr, o intervalo de 
variação destes elementos numa isócrona é menor que a razão Rb/Sr. 
Desse modo, estes elementos são também aplicados para datar processos 
secundários tais como: alteração e metamorfismo. O método Sm-Nd tem a 
vantagem sobre o método Rb-Sr, como pode ser visto através da datação 
de eventos secundários em rochas ígneas. Comparativamente, como a 
razão Sm-Nd é geralmente mais elevada nas rochas máficas e 
ultramáficas, que nas rochas félsicas, esse método pode fornecer 
resultados mais precisos no caso da datação das rochas máficas - 
ultramáficas. 
2.4.2 IDADES PB COMUM 
Chumbo comum é aquele chumbo que estava presente na rocha 
quando de sua formação. Aquelas rochas e/ou minerais com baixas razões 
U/Pb e Th/Pb, onde nenhuma significativa quantidade de Pb radiogênico 
 2.4 
foi acumulada, após a sua cristalização, são usadas pra obter idades Pb 
comum. Estes minerais ou rochas são aos seguintes: galenas, K-
feldspatos e algumas rochas vulcânicas. As idades Pb-Pb são 
interpretadas de dois modos diferentes: 
 Estão relacionadas à época em que o Pb comum foi separado 
das fontes mantélicas e colocado por alguma intrusão 
magmática na crosta; 
 Estão relacionadas ao último evento de interação entre manto e 
crosta, ocorrido numa determinada região do planeta. 
2.4.3 IDADES U-PB 
2.4.4 IDADES K-AR 
2.4.5 IDADES AR-AR 
2.4.6 IDADES RB-SR 
 
 3.1 
3 ESTRUTURA INTERNA DA TERRA 
Prof. Dr. Maurício Antônio Carneiro 
3.1 A TERRA ACAMADADA 
Sabe-se, de longa data, que a composição química, mineralógica e 
petrológica da terra não é homogênea. Por isso, as suas propriedades 
físicas, tais como a densidade relativa, comportamento reostático e a 
resistência ao cisalhamento variam de forma descontínua ao longo da 
espessura do planeta. Essas, e outras características, definem zonas de 
descontinuidades estruturais que delimitam várias camadas concêntricas 
em direção ao centro do planeta. 
Desenho da estrutura interna da terra. 
Geotectonicamente falando, nos interessa a camada superior da 
terra chamada de tectosfera que compreende a crosta (litosfera) + parte 
do manto superior (astenosfera), que se movimentam como uma placa 
tectônica. A litosfera deforma-se elasticamente sob uma carga vertical e a 
astenosfera flui de forma a permitir uma compensação isostática. A 
litosfera reage mecanicamente aos terremotos, de forma rúptil, mas, sob 
longos períodos de tempo, ela pode ser deformada em regime dúctil. 
Perfil da litosfera e astenosfera 
Apesar da familiaridade desse perfil, várias questões ainda são 
motivo de profundo debate: 
Critérios distintivos entre a crosta e o manto superior 
 3.2 
Critérios distintivos entre a litosfera e a astenosfera 
Definição da tectosfera 
Reologia e propriedades composicionais das camadas internas da 
terra 
Variação das propriedades laterais e ao longo do tempo. 
3.1.1 A CROSTA TERRESTRE 
Região acima da descontinuidade de Moho. 10 a 12 km abaixo dos 
oceanos; 30 – 50 km abaixo dos continentes. 
 Superior – Composição Granodiorítica e diorítica 
 Inferior – Seca – Composição mais ácida que o basalto do tipo 
granodiorítica a diorítica ou gabronorítica. Úmida – basaltos 
anfibolitizados 
A crosta pode ser dividida em: 
 Crosta Oceânica – Varia de 5 a 15 km de espessura e 
compreende 59% da área total da crosta. 
 Crosta Transicional – Ilhas, arcos de ilhas e margens 
continentais são exemplos de crosta transicional, que exibem 
espessura de 15 a 30 km. 
 Crosta Continental – Varia de 30 a 50 km de espessura, 
alcançando até 80 km em alguns pontos. 
3.2 SUBDIVISÃO DA CROSTA 
 3.3 
Um tipo crustal é um segmento que exibe as mesmas características 
geológicas e geofísicas em toda a sua extensão. Nesse sentido a crosta 
pode ser adequadamente descrita segundo 12 grandes tipos crustais. 
Esses 12 tipos são os seguintes: 
 
Tipo de rocha 
Composição mineralógica média (em %) 
K
-f
e
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s
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Q
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s
 
Granito ± 30 ± 30 ± 25 ± 5 ± 5 ± 5 
Basalto 
(gabro) 
 ± 50 ± 35 ± 5 ± 10 
Eclogito ± 45 ± 45 ± 10 
Peridotito ± 10 ± 85 ± 5 
Serpentinito ± 100 
Lherzolito ± 30 ± 60 ± 10 
 
 
3.3 DIVISÃO ENTRE CROSTA E MANTO 
O limite entre crosta e manto é a descontinuidade de Mohorovicic 
qual foi reconhecida em 1910 como um incremento abrupto na velocidade 
das ondas P, de 6,6 km/s para 8,0 km/s. Esse limite está situado entre 10 
 3.4 
a 12 km abaixo do assoalho dos oceanos e 30 – 40 km abaixo dos 
continentes e mais profundo abaixo dos cinturões dobrados. Todavia, ele é 
indistinto em regiões tectonicamente ativas. A descontinuidade de Moho 
tem, em média, de 0,1 a 0,5 km de espessura. Em alguns ofiolitos, contudo 
a descontinuidade de Moho é uma linha fina que pode ser traçada como 
um contato geológico. A descontinuidade de Moho representa uma abrupta 
mudança na densidade das camadas da terra. Duas explicações podem 
ser apresentadas para esse fato: 
Mudança na composição das camadas, passando de gabro para 
peridotito 
Mudança de fase (gabro para eclogito ou serpentinito para peridotito) 
Todavia a hipótese da mudança de fase não funciona porque: 
Mudanças de fases observadas ocorrem em profundidades maiores 
do que aquelas observadas para a descontinuidade de Moho; 
Mudanças de fases ocorrem sob ampla variação de pressão mas a 
descontinuidade de Moho é zona fina incapaz de influir dramaticamente na 
variação da pressão; 
Temperaturas suboceânicas são mais altas que as temperaturas 
subcontinentais, então a transição deveria ser mais superficial nos crosta 
continental do que na crosta oceânica o que contradiz a observação 
porque a descontinuidade de Moho é mais profunda abaixo dos 
continentes; 
 3.5 
Deveria ocorrer uma fusão total de eclogito para basalto mas as 
observações sugerem que só ocorre uma fusão parcial. Fusão parcial de 
peridotito pode produzir basalto. 
Assim sendo, a hipótese preferida é aquela que acredita ser a 
descontinuidade de Moho uma mudança composicional de rochas máficas 
para rochas ultramáficas (gabro – peridotito). Enquanto sismicamente 
significante, a descontinuidade de Moho não é importante para a gravidade 
e tectônica. Variação de densidade no manto superior é compensada ate 
alcançar grandes profundidades. Então o limite inferior da litosfera rígida 
está no manto e não na descontinuidade de Moho. 
3.4 LITOSFERA/ASTENOSFERA/TECTOSFERA 
A distinção entre litosfera e astenosfera é baseada na reação ao 
stress e é puramente física. A litosfera se comporta rigidamente numa 
pequena escala de tempo, enquanto a astenosfera é mole. Contudo, a 
astenosfera alcança viscosidade durante ajustamento isostático, enquanto 
o mesmo não ocorre com a litosfera. 
3.4.1 TIPOS DE LITOSFERA E RESISTÊNCIA 
3.5 SISMOLOGIA DOS TERREMOTOS 
Através das ondas sísmicas, geradas no decorrer dos terremotos, é 
possível determinar a estruturainterna da Terra. Isso é feito através da 
medição do tempo de viagem de uma onda sísmica, desde o seu ponto de 
origem, até diferentes locais ao redor do globo. 
3.6 ELEMENTOS DE UM TERREMOTO 
 3.6 
 Origem – monofocus (ou hipocentro) – geralmente localizada a 
700 km de profundidade. 
 Epicentro – ponto na superfície situado verticalmente sobre o 
foco do terremoto. 
 Ângulo epicentral – ângulo entre o centro da Terra, o epicentro 
e o sismógrafo. 
 Magnitude – energia desprendida e medida em escala 
logarítmica (Escala Richter). 
3.7 MECANISMO DOS TERREMOTOS 
 4.1 
4 ORIGEM DA CROSTA TERRESTRE 
4.1 EVOLUÇÃO CRUSTAL HADEANA/ARQUEANA (4,5 - 2,5 GA) 
4.1.1 O INSTANTE ZERO 
A idade do Universo 
A idade da Terra 
A radiografia do planeta nos primeiros 50 Ma. 
A degazeificação do manto 
4.1.2 OS PRIMEIROS 500 MA. 
Os registros crustais mais antigos 
As primeiras massas continentais: 
Natureza 
Dimensões 
Ambiente Geotectônico 
4.1.3 O PERÍODO ENTRE 4,0 E 3,5 GA. 
As primeiras “crostas” continentais 
Os mais antigos testemunhos de “crostas” oceânicas 
A situação da Groenlândia 
4.2 O PERÍODO ENTRE 3,5 E 3,0 GA. 
 4.2 
As primeiras sequëncias greenstone mundiais 
As rochas brasileiras 
4.2.1 O PERÍODO ENTRE 3,0 E 2,5 GA. 
Sequências greenstone generalizadas 
Grandes episódios de formação de crosta continental 
O caso do Quadrilátero Ferrífero. 
 5.1 
5 A FORMAÇÂO DAS CROSTAS CONTINENTAIS E OCEÂNICAS DA 
TERRA 
Prof. Dr. Maurício Antônio Carneiro 
5.1 INTRODUÇÃO 
O intervalo de tempo decorrido entre 4,5 Ga (época do aparecimento 
do planeta) até 3,8 Ga (época do dos primeiros registros seguros da 
existência de crosta continental, como é o caso da região Ishua na 
Groenlândia) constitui uma grande lacuna nos registros geológicos e 
substância fértil a grandes especulações. Esse intervalo de tempo (de 4,6 
a 3,8 Ga) é chamado de período Hadeano e antecede ao período 
Arqueano. Quer seja o que tenha ocorrido durante esses 0,7 Ga, que 
consumiram quase 18% da existência do planeta, nada ou quase nada 
pôde ser ainda encontrado que venha facilitar a montagem desse cenário 
especial, que foi a origem e evolução da crosta terrestre nos primórdios da 
evolução geológica do planeta. 
Entretanto, especulativos ou não, os hadeanólogos e/ou 
arqueanólogos já conseguem caracterizar alguns pontos vitais na trajetória 
deste período. Vários modelos estão disponíveis na literatura para explicar 
o aparecimento da primeira crosta sólida do planeta. Estes modelos estão 
filiados a duas principais correntes do pensamento geológico. A primeira 
corrente, de natureza fixista (e.g. Salop 1983), postula que a crosta já 
estaria inteiramente formada no princípio da história da Terra e que foi 
reciclada e retrabalhada a partir de então. A segunda corrente, de natureza 
mobilista (e.g. Condie 1989), acredita que a crosta, assim como os 
 5.2 
continentes atuais, são os resultados de multi-estágios de geração de 
rochas a partir da contribuição magmática mantélica. 
Argumentos favoráveis ou contrários a cada uma dessas linhas de 
pensamento são encontrados com facilidade. Entretanto, a cada dia, 
ganha mais força as idéias que advogam algum tipo de “tectônica global” 
operativa nesse período inicial da evolução geológica Terra. Pôr isso, 
essas idéias têm direcionado, nas últimas décadas, a pesquisa geológica 
nesse campo da geotectônica. 
De qualquer forma, muito ainda existe para ser investigado e os 
crátons brasileiros, praticamente inexplorados de forma geológica 
sistemática, podem contribuir, nos próximos anos, com achados 
significativos para compreensão desse período crucial da história do 
planeta. 
Neste capítulo vamos direcionar a discussão em dois aspectos. O 
primeiro refere-se à natureza dos processos e os tipos petrográficos que 
ocorreram no intervalo de 4,5 - 3,8 Ga. O segundo aspecto tratará do 
desenvolvimento da crosta no Arqueano após 3,8 Ga. 
5.2 CARACTERÍSTICAS GERAIS DOS TERRENOS ARQUEANOS 
Para retroceder ao período de 3,8 - 4,5 Ga é necessário revisar 
algumas das principais características dos terrenos arqueanos (3, 8 – 2,5 
Ga), conforme está apresentado em Campbell & Jarvis (1984), que irão 
subsidiar a discussão subseqüente: 
1. Os terrenos arqueanos têm dois principais componentes: 
 rochas da suíte TTG (metamórficas ou não); 
 5.3 
 rochas dos cinturões verdes (greenstone belts). 
Em muitas áreas a suíte TTG é volumetricamente mais importante e 
em alguns casos, pôr exemplo, na Índia e na Groenlândia, eles são 
dominantes em termos de área aflorante. 
2. A predominância de rochas vulcânicas é, talvez, a mais notável 
feição dos greenstone arqueanos, especialmente em sua base. 
Estas rochas são usualmente derrames tholeiíticos ou 
komatiíticos. Já nas seqüências superiores os komatiítos dão 
lugar às rochas vulcânicas mais evoluídas (e.g. andesitos, dacitos 
e riolitos). 
3. Sedimentos são componentes raros ou menores na porção inferior 
dos greenstone e crescem em importância em direção ao topo. 
Quando presentes os sedimentos são, principalmente, do tipo 
piroclástico, grauvacas ou argilas imaturas, embora ocorram, em 
alguns casos, sedimentos maturos. Formações ferríferas 
bandadas são conhecidas, mas menos abundantes, mais 
delgadas e menos extensas que suas congêneres no 
Proterozóico. 
4. As rochas da suíte TTG, assim como os greenstones, evoluíram 
com o tempo. Embora elas exibam uma grande variação de 
composição e na idade, dois grupos distintos podem ser 
reconhecidos: 
 granitóides ricos em Na; 
 granitóides ricos em K. 
 5.4 
Os granitóides sódicos estão entre as rochas mais antigas já 
encontradas nas seqüências granito greenstone, enquanto que os 
granitóides ricos em potássio podem estar entre os mais jovens, muito 
embora possam existir mais de uma geração de granitóides. O padrão de 
REE para os dois tipos de magmas félsicos é também distinto. Os 
granitóides sódicos são caracterizados pôr um íngreme padrão de REE 
com anomalia de Eu fraca ou ausente (Figura 1). Os granitóides 
potássicos são caracterizados pôr padrão regular de REE com anomalias 
de Eu bem desenvolvidas (Figura 2). Tipos gradacionais são também 
conhecidos (Condie e Hunter 1976). Quando adjacentes aos greenstones, 
os granitóides sódicos comumente formam domos concordantes ou 
invadem somente a parte basal das seqüências (Glickson 1981). Os 
granitóides potássicos intrudem os greenstones e podem intrudir também 
os granitóides sódicos. 
1. Komatiítos com valores elevados de MgO da ordem de até 32%, 
apesar de raros, são constituintes importantes de muitas 
seqüências arqueanas. Eles são mais comuns nas bases dos 
greenstones embora possam ocorrer nas porções mais elevadas. 
O fim do Arqueano parece ser marcado pôr um decréscimo no 
conteúdo de MgO dos magmas. Komatiítos do Proterozóico 
apresentam 19% de MgO e algumas lavas modernas podem 
alcançar até 22% de MgO. 
2. Os granitóides sódicos do Arqueano fornecem razões Sr87/Sr86 
próximas à curva de evolução do manto (Moorbath 1975, 1977). O 
mesmo não ocorre com os granitóides potássicos que mostram 
 5.5 
uma variação de razões que muitas vezes caem acima dos 
valores do manto. 
3. A distribuição areal dos terrenos arqueanos decresce com o 
incremento da idade. As mais antigas rochas arqueanas, 
preservadas até hoje, ocupam pequenas áreas. 
4. Modelos de reciclagem sedimentar (Veizer & Jansen 1979) 
sugerem que o Neoarqueano (3,0 - 2,5 Ga) e o Paleoproterozóico 
(2,5 - 2,0 Ga) foram períodos de rápida evolução crustal (Figuras 
3 e 4). Os principais processos de formação de rocha durante o 
Paleoproterozóico foram de natureza sedimentar, mas durante o 
Arqueano o processo ígneo foi predominante. Portanto, durante o 
Neoarqueano, as taxas de separação crosta estável-manto foram 
as mais altas de toda história da evolução da Terra. 
5. A geoquímica dos sedimentos, como ilustrada pôrrelações entre 
K2O/Na2O, REE, Eu/Eu, U, Th ou Sr
87/Sr86 contra o tempo (Figura 
4), mostra pequena ou nenhuma mudança através do Arqueano, 
mas uma grande mudança pôr volta de 2,5 Ga. 
6. É possível que o gradiente geotermal arqueano tenha sido maior 
que o gradiente atual. Mas estimativas de pressão-temperatura, 
baseadas em paragêneses metamórficas, sugerem que esta 
diferença não foi assim tão significativa (Bricke 1978, Burke & 
Kidd 1978). 
7. Uma das mais notáveis feições do desenvolvimento crustal é a 
natureza diácrona dos processos de formação da crosta. Embora 
a evolução de crosta arqueana siga uma seqüência bem definida 
 5.6 
de eventos, esses eventos ocorreram em diferentes tempos, em 
diferentes lugares da Terra. O desenvolvimento de greenstones, 
pôr exemplo, começou em 3,6 Ga no Bloco de Pilbara (Hamilton 
et al. 1981) e Cráton do Kaapvall (Hamilton et al. 1979), mas não 
começou antes de 2,9 Ga em muitos lugares da Província 
Superior Canadense e na parte Ocidental do Bloco de Yilgarn na 
Austrália, assim como no Cráton São Francisco no Brasil. As 
rochas félsicas mostram desenvolvimento diácrono similar. No 
Cráton da Zimbabwe os granitóides sódicos formaram-se pôr volta 
de 3,6 Ga. Os mais antigos granitóides potássicos datam de 3,35 
Ga (Wilson et al. 1978). Mas a maior parte dos granitóides 
potássicos apresenta idades entre 2,6 e 2,7 Ga. 
Essas características acima relatadas, na opinião de Kröner (1985), 
indicam que todos os terrenos arqueanos consistem de variados 
fragmentos de greenstone belts, granitóides intrusivos e uma grande 
variedade de gnaisses cinzas bandados, de médio a alto grau. Esses 
gnaisses, freqüentemente, contêm restos de metassedimentos e/ou de 
greenstones e são tão velhos ou pelo menos formados 
contemporaneamente aos próprios greenstones belts adjacentes. Os 
granitóides, mais importantes volumetricamente, são do tipo tonalitos, 
trondhjemitos e granodioritos (suíte TTG de Jahn et al. 1981) e seus 
equivalentes deformados. Portanto, de algum modo, estes tipos 
petrográficos do Arqueano devem ter alguma relação de causa e efeito 
com a natureza e a composição da crosta primitiva da Terra. 
 5.7 
5.3 COMPOSIÇÃO E ORIGEM DA CROSTA PRIMITIVA HADEANA 
Numerosas composições e origem têm sido sugeridas para a crosta 
primitiva hadeana da Terra. Em parte, o responsável pôr tantas opiniões 
divergentes tem sido as diferentes maneiras de encarar esse problema. A 
maneira mais direta seria encontrar e descrever um relícto dessa crosta 
primitiva. Embora alguns arqueanólogos não tenham abandonado este 
propósito, as chances de um remanescente desses ser encontrado são 
muito pequenas. Outra maneira é deduzir a composição da crosta primitiva 
a partir de estudos da crosta arqueana, relatada nos itens anteriores. 
Contudo, a composição e a relação de campo de rochas crustais do 
Arqueano podem não ser representativas da crosta primitiva do Hadeano. 
De qualquer forma, seguem-se algumas propostas acerca da origem e 
composição da crosta primitiva hadeana. 
5.3.1 TEORIAS ACERCA DA ORIGEM DA CROSTA PRIMITIVA 
HADEANA 
Os mais antigos fragmentos de crosta continental têm idades de 3,8 - 
3,9 Ga e são constituídos essencialmente pôr gnaisses tonalíticos. Estes 
gnaisses contêm, pôr sua vez, fragmentos de komatiítos e basaltos 
anfibolitizados. Alguns desses encraves poderiam ser remanescentes de 
uma antiga crosta oceânica. Teorias para explicar a origem da crosta 
terrestre enquadram-se em três categorias (Condie 1989): Acresção 
inhomogênea, Modelos de impacto e Modelos terrestres. 
5.3.1.1 Acresção inhomogênea 
No modelo de acresção inhomogênea, os últimos compostos 
condensados a partir da nebulosa solar produziriam uma fina carapaça rica 
 5.8 
em álcalis e elementos voláteis na superfície do planeta que poderia 
originar ou evoluir para a primeira crosta terrestre. O maior problema deste 
modelo é que muitos elementos não voláteis (e.g. U, Th e REE), que 
estariam concentrados no núcleo e no manto inferior, numa Terra 
inhomogeneamente acrescida, estão hoje concentrados na crosta. Seria 
necessário, portanto, uma transferência magmática do interior da Terra 
para produzir uma crosta de origem magmática. 
5.3.1.2 Modelos de impacto 
Os modelos que têm sido propostos, para a origem da crosta 
hadeana envolvendo direta ou indiretamente o impacto de objetos, incluem 
desde a chuva de asteróides graníticos, que evoluiriam para continentes, 
até os grandes impactos na superfície do planeta, que levariam a 
consideráveis graus de fusão parcial no interior da Terra. O 
extravasamento e a conseqüente cristalização deste magma produziriam 
as primeiras crostas máficas (oceânica) ou graníticas (continental). Se os 
magmas primitivos ou a sua diferenciação levou a formação de fundidos 
félsicos, os núcleos continentais formaram-se ou cresceram-se pôr adição 
magmática advinda do interior do planeta. Pôr outro lado, se as crateras, 
provenientes dos impactos, fossem preenchidas com basaltos ter-se-iam, 
assim, formado as primeiras crostas oceânicas do Hadeano (Figura 5). 
5.3.1.3 Modelos terrestres 
Os modelos terrestres, processos assim chamados pôr operarem no 
interior da Terra, têm tido mais sucesso na explicação da origem da crosta 
terrestre hadeana. O fato das texturas e relações geoquímicas indicarem 
que a crosta lunar primitiva, que tem 4,5 Ga, é produto de processos 
magmáticos, favorece uma origem similar para a crosta terrestre de 
 5.9 
mesma idade. É provável que quantidades suficientes de calor tenham 
sido retidas na Terra, durante ou após os estágios de acresção da matéria 
cósmica e, assim, o manto superior primitivo estaria, parcial ou 
inteiramente, líquido. A fusão completa do manto superior poderia resultar 
num contínuo oceano de magma na superfície da Terra que, começando a 
resfriar diferencialmente em pontos distintos de sua superfície, produziria 
uma miríade de pequenos núcleos de crosta oceânica primitiva hadeana. 
Não é possível saber se uma tectônica global já operava nesta época. 
Contudo, algum mecanismo de criação de placas e reciclagem de material 
teve lugar para acomodar as grandes quantidades de calor e as vigorosas 
correntes de convecção existentes no manto. Em contraposição a esse 
modelo, na ausência de um oceano de magma líquido na superfície da 
Terra é forçoso admitir a existência de uma páleo superfície no planeta, de 
natureza desconhecida, porque dela não existem relíctos. Nesse modelo, a 
fusão do manto superior poderia produzir grandes quantidades de magma, 
alguns dos quais poderiam caminhar até essa páleo superfície e formar a 
crosta primitiva hadeana. Entretanto, esse modelo parece menos plausível 
do que a existência de um oceano de magma como proposto pôr Condie 
(1989). 
5.3.1.3.1 O POSSÍVEL OCEANO DE MAGMA 
A existência de um oceano de magma, nos primórdios da evolução 
da Terra, pode ser sugerida com base na grande quantidade de calor 
inicialmente disponível. A profundidade estimada para esse oceano 
poderia variar entre 100 e 1000 Km e sua composição de natureza 
ultramáfica (Otani 1985). A cristalização do magma teria início na 
superfície do oceano e com a rápida perda de calor, em virtude das 
 5.10 
vigorosas correntes de convecção existentes, essa cristalização 
aconteceria num tempo relativamente curto da ordem de 100 Ma ou 
menos. Se existiu um oceano de magma na Terra, a crosta primitiva 
hadeana, provavelmente, formou-se na sua superfície. Tal crosta poderia 
ser komatiítica, na sua composição, e, pôr causa de sua alta densidade, 
estaria sujeita a uma rápida dispersão, subducção e reciclagem nas 
porções mais interiores do oceano magmático (páleo manto hadeano), 
seja pôr convecção no interior do oceano e/ou pôr impacto de objetos 
extraterrestres na superfície semi cristalizada do planeta. 
5.3.1.4 Modelos Félsicos 
Alguns modelos atribuídos à formação de uma crostahadeana 
primitiva, de natureza félsica ou andesítica, fiam-se na suposição de que 
baixos graus de fusão parcial no manto seriam alcançados antes de altos 
graus de fusão e, portanto, os magmas félsicos poderiam ser formados 
antes dos máficos. Contudo, o alto calor gerado no Hadeano produziria 
altos graus de fusão do manto superior sendo improvável que os líquidos 
félsicos tenham se formado diretamente. Uma crosta félsica ou andesítica, 
contudo, poderia ser produzida pôr cristalização fracionada de magmas 
basálticos. Entretanto, se alguma crosta primitiva foi produzida dessa 
maneira, porque seus segmentos não estão preservados até hoje? Pois, 
em virtude de sua baixa densidade ela não seria destruída pôr 
mecanismos usuais de subducção de placas siálicas. 
5.3.1.5 Modelo Anortosítico 
Estudos na superfície da Lua indicam que as rochas mais antigas 
são anortositos gabróides e basaltos de alta alumina (Taylor 1982). Estas 
rochas são remanescentes de uma crosta lunar formada entre 4,4 - 4,5 
 5.11 
Ga. Aquecimentos catastróficos levaram à fusão do interior da lua e a 
produção de volumosos magmas basálticos acumulou-se em oceanos de 
magma, sendo a crosta lunar formada pôr cristalização fracionada deste 
oceano. Na Terra, entretanto, o incremento do gradiente de pressão limita 
a estabilidade do plagioclásio para profundidades consideravelmente mais 
superficiais ( 35 Km) que na lua. Portanto, se o modelo lunar é aplicado a 
Terra, a fração anortosítica, quer como cristais em flutuação ou como 
magma, precisa encontrar um modo de ser estável a pequenas 
profundidades. O problema mais sério com o modelo anortosítico é relativo 
à natureza quase aquosa da Terra. Plagioclásios flutuariam rapidamente 
no oceano magmático “anidro”. Mas pequenas quantidades de água no 
sistema causariam sua submersão. Portanto, no sistema terrestre, onde a 
água era, provavelmente, mais abundante no seu manto primitivo do que 
no manto primitivo lunar, não seria possível a formação desta escuma 
primordial ou de um oceano magmático anortosítico. 
5.3.1.6 Modelo Basáltico-komatiítico 
Em termos do conhecimento da história termal da Terra primitiva e a 
partir de dados geoquímicos e experimentais relativos à produção de 
magma, parece que a crosta terrestre primitiva era realmente komatiítica 
ou basáltica. Se existiu um oceano magmático, seu resfriamento produziu 
uma crosta komatiítica. Sem um oceano magmático (ou após a sua 
solidificação) basaltos também poderiam ter constituído parte importante 
da crosta primitiva. A importância destes dois tipos de rochas nos 
greenstone arqueanos atesta sua provável importância na superfície da 
Terra durante os estágios iniciais de sua evolução. 
5.4 A CROSTA OCEÂNICA PRIMITIVA HADEANA 
 5.12 
Dados isotópicos de Xe (Staudacher & Allegre 1982) parecem indicar 
que a Terra foi rapidamente degaseificada nos primeiros 50 Ma após sua 
acresção da nebulosa solar. Desta forma um oceano primordial poderia 
aparecer muito cedo na história da Terra. A crosta abaixo deste oceano 
primitivo poderia ter sido formada durante os estágios de acresção e foi 
gerada provavelmente ao longo de cristas oceânicas. Devido a grande 
quantidade de calor no manto superior Hadeano, a crosta oceânica 
poderia ser produzida de 4 a 6 vezes mais rápida que no presente. Pôr 
outro lado, se esse excesso de calor foi perdido principalmente num tempo 
maior pôr sistema de cristas do que pôr um rápido desenvolvimento do 
assoalho oceânico, então as taxas de produção crustal poderiam ser 
comparáveis aos dias de hoje. De qualquer forma, a litosfera oceânica e a 
crosta poderiam ser recicladas no manto pôr processos de subducção. 
Essa subducção pode ter tido diferentes geometrias das subducções 
atuais. Impactos de objetos na superfície do planeta, e que foram muito 
importantes até 3,9 Ga, podem ter contribuído para a reciclagem das 
microplacas hadeanas (Figura 6). 
O principal fator de controle da espessura da crosta oceânica é a 
temperatura do manto superior abaixo da crosta oceânica. A elevação da 
temperatura aumenta o grau de fusão e o tamanho da região que é fundida 
(Sleep & Windley 1980, Campbell & Jarvis 1984). Para um dado volume de 
manto, altos graus de fusão resultam em mais magma para extrusão e 
espessamento da crosta oceânica primitiva. Fundindo, pôr outro lado, uma 
grande parte do manto, ocorreria o mesmo efeito e, portanto, as altas 
temperaturas do manto durante o Hadeano podem ter propiciado uma a 
crosta oceânica mais espessa. Se as rochas komatiíticas foram 
importantes na crosta oceânica primitiva hadeana, elas foram responsáveis 
 5.13 
pelo início da subducção, pôr causa de sua maior densidade (3,3 g/cm) em 
relação ao manto fundido (3,2 g/cm). Portanto, os komatiítos podem ter 
sido a força motriz para a investida das primeiras placas tectônicas na 
Terra. 
5.5 A CROSTA CONTINENTAL PRIMITIVA HADEANA 
A Terra pode ser o único planeta com crosta continental. Se for 
assim, qual seria o(s) fator (es) condicionantes que deram origem aos 
continentes? Dois fatores são imediatamente destacados (Condie 1989): 
 A Terra é o único planeta com considerável quantidade de 
água. 
 A Terra poderia ser o único planeta onde as placas tectônicas 
têm operado desde o inicio da evolução crustal do planeta 
Os mais antigos fragmentos de crosta continental preservados (3,5 - 
3,9 Ga) ocorrem como pequenas províncias crustais. Estas províncias têm 
geralmente menos que 500 Km de extensão como acontece, pôr exemplo, 
nos terrenos SW da Groenlândia, na região de Ishua. Estes terrenos são 
constituídos de gnaisses félsicos (tonalitos e granodioritos) e contém 
remanescentes de rochas supracrustais representando, em última análise, 
dois cenários tectônicos distintos: magmatismo e sedimentação. Essa 
antiga crosta continental tem idade da ordem de 3,8 - 3,9 Ga. Entretanto, 
zircões detríticos, encontrados em sedimentos arqueanos da Austrália, dão 
idade U-Pb da ordem de 4,0 - 4,2 Ga (Froude et al. 1983), sugerindo, 
portanto, existência de crostas continentais mais antigas que aquelas da 
Groenlândia que, no entanto, não foram preservadas como tal. Se esses 
zircões vêm de rochas graníticas, o que parece ser mais provável, pelo 
 5.14 
menos algumas pequenas ilhas de crosta continental hadeana já estavam 
presentes a mais de 4,0 Ga atrás na superfície semi (?) cristalizada do 
planeta. Uma importante implicação na origem desses continentes 
arqueanos é a composição dos tonalitos e granodioritos. Estas rochas são 
similares aos tipos pós-arqueanos em termos da distribuição dos 
elementos incompatíveis. Dados experimentais favorecem uma origem 
para estas rochas a partir da fusão parcial de anfibolito ou eclogito em 
fatias descendentes no manto na presença de quantidades significativas 
de água. Pôr outro lado, magmas félsicos pós-arqueanos parecem ser 
produtos de cristalização fracionada de basaltos sobre condições 
relativamente secas. A produção de grandes quantidades de crosta 
continental arqueana requer subducção de grandes quantidades de 
basaltos hidratados ou komatiítos e, consequentemente, grandes 
quantidades de água. Portanto, com a possível exceção de Vênus, a 
ausência de crosta continental em outros planetas pode refletir uma 
quantidade insuficiente de água e a ausência de mecanismos semelhantes 
à tectônica de placas. 
É provável que os magmas precursores da crosta continental 
hadeana e, pôr conseguinte, os primeiro núcleos continentais, tenham sido 
produzidos ambientes colisionais, onde as fatias descendentes de crosta 
máfica ou komatiítica hadeana hidratadas, ao atingir o manto, sob 
condições locais de temperaturas mais baixas, propiciaram pequenos 
graus de fusão mantélica gerando pequenos volumes de fundidos félsicos. 
Em alguns casos, esses magmas foram colocados abaixo de sistemas de 
arcos máficos e ultramáficos, alguns dos quais estão preservadosaté hoje 
como greenstone belts (Figura 7). 
 5.15 
Granitos s.s. só vão aparecer após 3,0 Ga e terão muita importância 
até 2,6 Ga. Dados geoquímicos e experimentais sugerem que esses 
granitos foram produzidos pôr fusão parcial ou cristalização fracionada de 
tonalitos (Campbell & Jarvis 1984, Condie 1986a). 
5.6 CONCLUSÃO 
A origem da crosta terrestre hadeana está relacionada à origem de 
quatro tipos de rochas mais comuns no Arqueano: komatiítos, basaltos, 
tonalitos e granitos, assim listados, na ordem de seu aparecimento nos 
registros geológicos. Komatiítos arqueanos primitivos e basaltos podem 
ser produzidos em cristas oceânicas e basaltos em zonas de subducção. 
Estas rochas sendo hidratadas pôr reação com a água do mar, e 
colocadas em contato com o manto resfriado abaixo da zona de 
subducção, seriam, então, parcialmente fundidas e produziriam tonalitos 
os quais pôr seu turno sendo parcialmente fundidos e/ou suportando 
cristalização fracionada produziriam os granitos s.s. 
5.7 BIBLIOGRAFIA 
Burke, K. & Kidd, W.S.F. 1978. Were Archean continental geothermal gradients much steeper than those 
of today? Nature, 272: 240-241. 
Bickle, M.J. 1978. Heat loss from the Earth: a constraint on Archean tectonics from the relation between 
geothermal gradients and the rate of plate production. Earth Planet. Sci. Lett., 40: 301-315. 
Campbell, I.H. & Jarvis, G.T. 1984. Mantle convection and early crustal evolution. Precambrian Res., 26: 
15-56. 
Condie, K.C. 1986. Origin and early growth rate of continents. Precambrian Res., 32: 261-278. 
Condie, K.C. 1989. Origin of the earths crust. Palaeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. (Global Planet. 
Change Sect.), 75: 57-81. 
 5.16 
Condie, K.C. & Hunter, D.R. 1976. Trace element geochemistry of Archean granitic rocks from the 
Barbeton region, South Africa. Earth Planet. Sci. Lett., 29: 389-400. 
Froude, D.0., Ireland, T.R., Kinny, P.D., Williams, I.S., Compston, W. 1983. Ion microprobe identification of 
4,100-4,200 Myr-old terrestrial zircons. Nature, 304: 616-618. 
Glickson, A.Y. 1981. Uniformitarian assumptions, plate tectonics and the Precambrian Earth. In: A. Kroner 
(Editor), Precambrian Plate Tectonics. Elsevier, Amsterdam, pp. 161-138. 
Hamilton, P.J., Evensen, N.M., O’Nions, R.K., Smith, H.S., Erlank, A.J. 1979. Sm-Nd dating of onverwacht 
Group volcanics, South Africa. Nature, 279: 298-300. 
Hamilton, P.J., Evensen, N.M., O’Nions, R.K., Glickson, A.Y., Hickman, A.H. 1981. Sm-Nd dating of the 
North Star Basalt, Warrawoona Group, Pilbara Block, Western Australia. In: J.E. Glover & D.I. Groves 
(Editors), Archean Geology: Second International Symposium, Perth, 1980. Spec. Publ. Geol. Soc. 
Aust., 7: 187-192. 
Jahn, B.M., Glickson, A.Y., Peucat, J.J., Hickman, A.H. 1981. REE geochemistry and isotopic data of 
Archean silic volcanics and granitoids from the Pilbara Block, Western Australia: implications for the 
early crustal evolution. Geochim. Cosmochim. Acta, 45: 1633-1652. 
 6.1 
6 EVOLUÇÃO CRUSTAL NO PROTEROZÓICO 
Prof. Dr. Maurício Antônio Carneiro 
6.1 ORIGEM DAS PROVÍNCIAS CRUSTAIS PROTEROZÓICAS 
Os cinturões móveis do Proterozóico, as províncias crustais 
proterozóicas, foram gerados segundo dois tipos de evolução e ambiente 
tectônico: 
 Evolução ensiálica – sem envolvimento de abertura e 
fechamento de bacias oceânicas; 
 Evolução ensimáica – com abertura e fechamento de bacias 
oceânicas. 
O Ciclo de Wilson completo aparece a partir de 1.0 Ga. 
6.2 ASSOCIAÇÕES ROCHOSAS DO PROTEROZÓICO 
6.2.1 SEQÜÊNCIAS SUPRACRUSTAIS DO PROTEROZÓICO 
 6.2 
 
ASSOCIAÇÃO AMBIENTE 
Quartzito-carbonato-folhelho 
E
n
s
iá
lic
o
 
Vulcânicas-arcósios quartzosos 
Vulcânicas cálcio-alcalinas-grauvacas 
Ofiolitos-sedimentos de mar profundo Ensimáico 
6.2.1.1 Associação Quartzito-carbonato-folhelho 
Características gerais: 
 Compreende acima de 60% das unidades proterozóicas; 
 Predominância de quartzitos e folhelhos recristalizados pra 
filitos; 
 Dolomitos com estromatolitos; 
 Arcósios, conglomerados, tilitos e chert são sedimentos 
subordinados; 
 Rochas vulcânicas são representadas por basaltos tholeiíticos 
com alcalinas subordinadas numa associação bimodal onde os 
termos intermediários são raros ou ausentes; 
 6.3 
 Variação de fácies lateral indicando diferentes formas e 
direções de fonte sedimentar para as bacias. 
6.2.1.2 Vulcânicas-arcósios quartzosos 
 Compreende 20 % das seqüências do Proterozóico; 
 As rochas vulcânicas são tipicamente uma associação bimodal 
com basaltos e riolitos; 
 Os basaltos são tipicamente bimodais e ocorrem em derrames 
subaéreos ou subaquosos; 
 Tufos vulcânicos podem ser comuns; 
 Os sedimentos são tipicamente imaturos do tipo arcóseos, 
quartzito feldspático e conglomerados; 
 Localmente, filitos, quartzitos maturos e formações ferríferas 
bandadas podem ser importantes; 
 Red beds, indicativos de uma atmosfera oxidante são 
encontrados nessa associação. 
6.2.1.3 Associação Vulcânica Cálcio-Alcalina-Grauvacas 
 Predominância de vulcânicas cálcio-alcalinas e basaltos; 
 Andesitos e dacitos são comuns; 
 Abundância de pillow lavas; 
 6.4 
 Variáveis quantidades de grauvacas associadas com argilito 
exibindo acamamento gradacional e outras estruturas 
sugestivas de uma origem turbidítica; 
 Sedimentos subordinados incluem conglomerados, quartzitos, 
chert, formação ferrífera, folhelhos e carbonatos 
Obs. Essa associação é semelhante aos greenstones arqueanos. No 
entanto: 
1. Carecem de Komatiítos; 
2. São mais abundantes em vulcanoclásticas; 
3. As grauvacas são volumetricamente mais importantes nas 
seqüências proterozóicas; 
4. Chert e bifs são menos comuns nas seqüências 
proterozóicas. 
6.2.1.3.1 ASSOCIAÇÃO OFIOLITOS - SEDIMENTOS DE MAR PROFUNDO 
 Aparecem em terrenos com idade entre 1.0 – 0.5 Ga; 
 Os ambientes tectônicos são aqueles do tipo arco oceânico 
imaturo ou crosta oceânica de backarc; 
 Ocorrências têm sido reportadas a partir da Arábia, cinturões 
Pan-Africanos (África) e terrenos da Terra Nova (Canadá). 
 6.5 
6.2.2 A QUESTÃO DO QUARTZO DETRÍTICO 
Os quartzitos são, volumetricamente, as rochas mais importantes das 
seqüências proterozóicas. 
6.2.3 QUAL TERIA SIDO A FONTE DESSE QUARTZO? 
 6.6 
6.3 AMBIENTES TECTÔNICOS DAS SEQÜÊNCIAS DO 
PROTEROZÓICO 
ASSOCIAÇÕES AMBIENTE 
A
s
s
o
c
ia
ç
ã
o
 1
 
Bacia de back arc de margem cratônica 
Bacia intracratônica 
Rift de margens continentais 
A
s
s
o
c
ia
ç
ã
o
 2
 
Rifts litosféricos re-ativados 
Rifts cratônicos / aulacógenos 
A
s
s
o
c
ia
ç
ã
o
 3
 
Bacia de back arc 
Bacia de intra arc 
Bacia de forearc 
Rift de margens continentais 
6.3.1 ROCHAS INTRUSIVAS DO PROTEROZÓICO 
6.3.1.1 Granitóides 
Corpos intrusivos, de composição granítica, quartzo-monzonítica ou 
monzonito/sienito, são unidades freqüentes nos cinturões móveis do 
Proterozóico ou em complexos gnáissicos mais antigos. 
 6.7 
6.3.1.2 Anortositos 
Corpos anortosíticos, freqüentemente associados a granito com 
textura rapakivi ou sienitos são intrusões freqüentes nos cinturões 
proterozóicos da América do Norte e Europa. A grande freqüência de 
intrusões cai na faixa de tempo entre 1.5 – 1.4 Ga.(América) e 1.9 – 1.7 Ga 
(Groenlândia e Europa). 
6.3.1.3 Complexos Estratiformes 
Complexos intrusivos acamadados de grandes dimensões (e.g. 
Bushveld – África do Sul) apresentam acamamento composicional ígneo e 
texturas cumuláticas com mineralizações de Cr, Ni, Cu e Fe e/ou Pt, como 
é o caso de Bushveld. 
6.3.1.4 Sistemas de diques máficos 
São comuns nos terrenos proterozóicos e podem cobrir áreas da 
ordem 3000 por 500 km, indicando disseminados ambientes extensionais 
durante o Mesoproterozóico. Citam-se, nesse caso, os sistemas de diques 
do Canadá. 
6.3.2 ESTRUTURAS E METAMORFISMO 
6.3.2.1 Características Gerais 
 Os terrenos do Proterozóico apresentam padrão estrutural 
complexo,polifásico, refletindo, principalmente, sistemas 
compressivos; 
 Reativação pronunciada de complexos metamórficos 
arqueanos; 
 6.8 
 Grau metamórfico diverso, alcançando fácies anfibolito ou 
granulito; 
 Ocorrência restrita de litotipos com metamorfismo de fácies 
xisto azul (pressão alta). 
6.3.3 EVIDÊNCIAS DE MARGENS CONVERGENTES NO 
PROTEROZÓICO. 
Diversas regiões do planeta apresentam evidências de margens 
convergentes no Paleoproterozóico. A mais importante é a Província Bear 
no Canadá, com evidências de uma bacia de backarc de idade 2.1 Ga. No 
caso do Mesoproterozóico citam-se a região ocidental do USA e a 
Escandinávia. 
6.3.4 EVIDÊNCIAS DE SISTEMA DE RIFT NO PROTEROZÓICO 
Sistema Ungava no Canadá 
6.3.5 EVIDÊNCIA DE CICLO WILSON NO PROTEROZÓICO 
Cinturões Pan – Africanos 
 
 7.1 
7 PROVÍNCIAS CRUSTAIS 
Prof. Dr. Maurício Antônio Carneiro 
7.1 DEFINIÇÃO E CARACTERIZAÇÃO 
Província crustal é um segmento de crosta continental cujas rochas 
são caracterizadas por um determinado estilo de deformação que 
apresenta, por sua vez, uma série de registros radiométricos similares. 
As províncias crustais podem ser enquadradas em duas categorias: 
 Províncias Orogênicas 
 Províncias Anorogênicas 
Uma província orogênica registra uma complexa história 
deformacional polifásica, magmática e metamórfica. Províncias orogênicas 
podem ser subdivididas em subprovíncias, as quais apresentam estilos 
estruturais e metamórficos semelhantes. Algumas destas subprovíncias 
podem ser designadas de mobile belts (cinturões móveis), que são 
subprovíncias lineares ou curvilineares, variando de dezenas a centenas 
de km de largura a vários milhares de km de comprimento. Numa província 
crustal, os cinturões móveis podem ter contatos bem definidos, um com 
outro, ou indefinidos simulando uma interação mútua. 
Já uma província anorogênica compreende seqüências de rochas 
sedimentares ou ígneas e tem somente falhas extensionais e ligeiros 
arqueamentos. Essas províncias podem ser submetidas a um processo 
 7.2 
orogenético e, após serem deformadas, metamorfisadas e magmatisadas, 
converterem-se numa província orogênica. 
7.2 OROGÊNESE 
Quais seriam as causas da periodicidade dos eventos orogenéticos 
e, ao mesmo tempo, a distribuição de cada um deles? Para responder 
essa questão é necessário observar os seguintes fatos: 
1. Alguns dados indicam que as orogenias do Arqueano diferem das 
orogenias do Proterozóico e Fanerozóico. 
2. No Arqueano um grande volume de rochas granitóides envolve as 
seqüências greenstone belts. 
3. Tal magmatismo, por sua vez, não ocorre no Fanerozóico e pode 
estar ausente em algumas situações do Proterozóico. 
4. Qual seria o tempo de duração de uma orogenia ou episódio 
orogenético? 
5. Na definição de ventos orogenéticos nem sempre tem sido usado 
um mesmo tipo de determinação radiométrica. Isto pode causar 
profundas variações de idades porque os vários métodos 
disponíveis têm respostas isotópicas diferentes. 
6. As orogêneses só podem ser bem datadas radiometricamente, se 
tiverem magmatismo associado e, por outro lado, se esse 
magmatismo estiver claramente relacionado no campo, com a 
seqüência orogenética em consideração. 
 7.3 
7. Os resultados radiométricos do Pré-Cambriano têm mostrado 
uma larga variação temporal de idade para os eventos 
orogenéticos da ordem de 200 – 100 Ma. Por outro lado, no 
período entre 400 – 300 Ma inúmeras orogenias tiveram lugar em 
todos os continentes. Assim sendo, é possível que a mesma 
situação tenha ocorrido nas épocas mais remotas da evolução 
tectônica do planeta. 
Desse modo, é mais adequado pensar em períodos orogenéticos 
como sendo o tempo de ocorrência de várias orogenias em separado. 
7.2.1 PERÍODOS OROGENÉTICOS 
A Figura 5.15 mostra a freqüência dos períodos orogenéticos a nível 
mundial. O mais antigo evento orogenético reconhecido está registrado no 
sudoeste da Groenlândia, Escudo Báltico e África do Sul e teve lugar entre 
3.8 – 3.7 Ga. O primeiro e mais significativo período de deformação e 
plutonismo granítico ocorreu entre 3.0 – 2,8 Ga. Essa granitogênese foi 
seguida por um vulcanismo do tipo greenstone, deformação e colocação 
de grandes volumes de tonalito na crosta, entre 2.7 – 2.6 Ga. A partir disto, 
então, observa-se que existe um considerável intervalo de tempo entre os 
períodos orogenéticos do Neoarqueano (2.7 Ga) e aqueles do 
Mesoproterozóico (1.8 Ga). No Mesoproterozóico um ou dois períodos 
orogenéticos podem ter tido lugar. 
7.2.2 CAUSAS DOS PERÍODOS OROGENÉTICOS 
Quatro categorias de causas tem sido propostas para explicar a 
periodicidade dos eventos orogenéticos. São essas: 
 7.4 
 Mudanças no poder de convecção da Terra em relação ao 
tempo; 
 Mudanças seculares no eixo de rotação da Terra; 
 Variações episódicas no manto causadas por movimentos das 
marés; 
 Magmatismo episódico e deformação relacionada à tectônica 
global. 
7.2.3 PROVÍNCIAS OROGÊNICAS ARQUEANAS 
As províncias orogênicas arqueanas são aquelas que apresentam 
idades entre 3.8 a 2.5 Ga e, de maneira geral, são de dimensões bem 
reduzidas, da ordem de 2000 Km de dimensão máxima. Rochas com 
idades acima de 3.8 Ga, apesar de raras, são encontradas em alguns 
locais (e.g. Austrália, Canadá). 
A maior província arqueana do mundo é a Província Superior no 
Canadá. Além dessa, a América do Norte tem ainda mais quatro províncias 
arqueanas, incluindo a Groenlândia. São elas: Slave, Godthaab, Nain e 
Wyoming. As outras províncias arqueanas estão distribuídas da seguinte 
forma: 
 
REGIÃO NÚMERO DE PROVÍNCIAS 
(DESIGNAÇÃO) 
África 8 (....) 
 7.5 
América do Sul 4 (Cráton Amazônico, São Francisco, 
Rio de la Plata, São Luiz). 
Austrália 3 (Yilgarn, 
Eurásia 7 (.....) 
Antártida 1 (...) 
 
Todavia, a extensão territorial dessas províncias arqueanas deve ter 
sido maior no passado. Isso porque, é comum encontrar fragmentos 
rochosos do Arqueano no interior das massas crustais do Proterozóico, 
como é o caso do nordeste brasileiro. 
No caso norte americano, por exemplo, os dados sugerem que as 
cinco províncias arqueanas podem ter sido originalmente partes de uma 
mesma província crustal, que era bem maior, e que teria sofrido um 
intenso retrabalhamento crustal, no decorrer da orogenia 1.9 – 1.8 Ga. 
7.2.4 CLASSIFICAÇÃO DAS PROVÍNCIAS OROGENÉTICAS 
ARQUEANAS 
Os províncias orogenéticas arqueanas podem ser classificadas 
segundo dois tipos principais: 
 Cinturões metamórficos de alto grau com metamorfismo das 
fácies anfibolito a granulito (ou terrenos de alto grau – High 
Grade Terranes); 
 7.6 
 Cinturões de rochas verdes bem preservados (greenstone 
belts) com metamorfismo de baixo grau (ou terrenos baixo grau 
– Low Grade Terranes). 
Em alguns locais, a evidências de campo mostram que os cinturões 
metamorficos de alto grau e, principalmente, os granitóides diapíricos, são 
intrusivos nas seqüências greenstone belts. Em outros locais, contudo, as 
evidências de campo indicam que as rochas vulcânicas foram depositadas 
sobre um embasamento siálico. 
De qualquer modo, as relações gerais entre essas duas entidades 
arqueanas é muito confusa e, muitas vezes, prejudicada pelo 
subparalelismo entre a gnaissificação do complexo metamórfico e a 
xistosidade da seqüência greenstone belt. Como essas relações são, 
particularmente, difíceis de serem elucidadas, somente as determinações 
geocronológicas, com metodologias mais precisas, do tipo U-Pb, podem 
auxiliar no estabelecimento da seqüência de eventos tectônicos 
responsáveis pela formação destes terrenos. 
7.2.4.1 Cinturões metamórficos de alto grau (High Grade Terranes) 
Esse tipo de província orogenética arqueana é dominado por 
cinturões metamórficos constituídos, predominantemente, por rochas 
gnáissicas de fácies anfibolito a granulito, com restos de seqüências 
supracrustais (hoje transformados para metaultramáficas,