Usuário(a):Maria Eduarda Aires Matos/Testes

Orógeno Minas-Bahia

O Orógeno Minas-Bahia é uma formação geológica localizada no nordeste do Brasil, formada ao longo do período Riaciano, durante a amalgamação do supercontinente Gondwana.

O Orógeno Minas-Bahia abrange partes dos estados de Minas Gerais e Bahia, possuindo notória relevância no contexto geológico brasileiro. Este orógeno se desenvolveu entre 2400 a 2050 Ma, ao longo da porção oriental do Cráton São Francisco (Bruno et al., 2021), como resultado da colisão e fusão de blocos e arcos magmáticos. Esta região é caracterizada por uma variedade de rochas magmáticas e metamórficas como granitos, gnaisses e migmatitos. É de grande importância a compreensão dos processos tectônicos que permitiram o desenvolvimento da paisagem e estrutura geológica ao longo do tempo, como também o contexto geológico brasileiro em que o orógeno se desenvolveu.

A orogenia Minas-Bahia combinou fragmentos crustais do Arqueano e arcos magmáticos paleoproterozoicos para formar o Paleocontinente São Francisco-Congo durante o período Riaciano, aproximadamente 2,05 bilhões de anos atrás.

Formação e Evolução

Formado durante o ciclo orogênico Brasiliano-Pan Africano, entre 600 a 450 milhões de anos atrás, o orógeno Minas-Bahia está relacionado com o Orógeno Araçuaí, já que ambos compartilham de uma história tectônica similar. Este ciclo orogênico foi responsável pela amalgamação de diversos blocos continentais, o que contribuiu para a formação do supercontinente Gondwana, assim como a formação do Orógeno Minas-Bahia, que está incluso num contexto geológico de fases de acreção, colisão, metamorfismo, e deformação pós-colisional.

Acresção e colisão: Inicialmente houve a acresção de arcos magmáticos e microcontinentes ao Cráton São Francisco.

Metamorfismo: Este processo resultou em alto grau de metamorfismo nas rochas da região, com a formação de minerais típicos de altas pressões e temperaturas. Como rochas gnaisses com sillimanita e granada.

Deformação pós-colisional: O processo de colisão e deformações sin e posteriores ao metamorfismo, criaram estruturas complexas como dobras e falhas, influenciando na mineralização da região.

Contexto Geológico

Entre 2,4 e 2,1 Ga, a cristalização de rochas de arco magmático juvenil no Cinturão Mineiro e de rochas granitóides no Complexo Juiz de Fora marca os estágios iniciais de acreção da porção sul do Orógeno Minas-Bahia (Moreira et al., 2018; Teixeira et al., 2017a; Barbosa et al., 2015; Ávila et al., 2014; Ávila et al., 2010; Heilbron et al., 2010; Teixeira e Figueiredo, 1991). Um sistema de subducção leste(2,2–2,1 Ga), gerou rochas com assinatura isotópica mista no Complexo Juiz de Fora e suítes coevas de TTG e sanukitoides no Cinturão Mineiro e Complexo Mantiqueira. A subducção dupla, conforme modelo elaborado por Araújo et al. , explica a origem das rochas plutônicas e unidades supracrustais do Cinturão Mineiro e a zonagem geoquímica do arco magmático de Juiz de Fora. A subducção dupla também é capaz de explicar os granitóides de 2,1–2,05 Ga presentes no bloco Piedade e a estrutura de domo e quilha na frente do paleocontinente São Francisco (Bruno et al., 2020; Araújo et al., 2019b; Moreira et al., 2018; Heilbron et al., 2010; Duarte et al., 2004).

Este sistema orogênico é marcado por contatos tectônicos entre o embasamento arqueano até as rochas proterozoicas do Bloco Minas, tendo-se a presença de rochas de arcos magmáticos vulcânicos do Sideriano ao Riaciano, e sequências intra-oceânicas do Cinturão Mineiro, assim como dos arcoss vulcânicos dos Complexos Mantiqueira e Juiz de Fora (Carneiro de Oliveira et al. 2024), que estão envolvidos por um sistema de zonas de sutura e zonas de cisalhamento Congonhas-Itaverava (Seixas, 1988; Miethke et al., 2007; Corrêa Neto et al., 2013; Neuceno et al., 2023), Lenheiros (Ávila et al., 2010, 2014; Nepomuceno et al., 2021) e Jeceaba-Bom Sucesso (Campos, 2004).

Por ser um orógeno acrescionário-colisional, no momento final da colisão ocorre-se uma modificação estrutural nos terrenos que sofreram com o acrescionamento, devido ao empurrão e ao encurtamento crustal extensivo, provocando obliteração parcial ou completa. (Murphy e Nance, 1991; Cawood et al., 2009, 2016).

Os cinturões orogênicos paleoproterozoicos do Brasil, como o Orógeno Minas Bahia, são fundamentais para os modelos de reconstrução do supercontinente Columbia, envolvendo a convergência e amalgamação de fragmentos continentais arqueanos antigos e a acreção de nova crosta por subducção. Esses cinturões estão presentes nos principais crátons, como o São Francisco, e como enclaves retrabalhados nos orógenos neoproterozóicos circundantes.

Supercontinente Columbia

O supercontinente Columbia formou-se durante eventos colisionais globais entre 2,1 e 1,8 Ga, e estava envolvido em processos de acresção relacionados à subducção de longa duração (Xia e Xu, 2019). Há registros de sua existência na região noroeste do Cráton São Francisco, onde ocorre o Orógeno do Oeste da Bahia (OOB), parte do Sistema Orogênico Minas-Bahia (SOMB). Após a colisão continental, conforme o modelo proposto por D'Agrella-Filho e Cordani (2017), o Cráton São Francisco-Congo passou a integrar o chamado Bloco Africano Central, junto com os crátons Kalahari, Rio de la Plata e Borborema-TransSahara. Estes crátons compuseram o Supercontinente Columbia por volta de 1,8 bilhões de anos atrás, após sua fusão com Laurentia, proto-Amazônia, Oeste da África e Báltica.