O cráton Kaapvaal , cujo centro está na província de Limpopo, na África do Sul, é o cráton Pilbara, na Austrália Ocidental, a única área onde encontramos as rochas crustais intactas datando de 3,6 a 2,5 Ga (bilhões de anos). A semelhança entre as rochas dos dois crátons , particularmente a sequência de sobreposição do arqueano tardio, sugere que eles faziam parte do supercontinente denominado Vaalbara .
O cráton Kaapvaal cobre uma área de 1.200.000 km 2 ; está ligado ao norte ao cráton do Zimbabué pelo cinturão do Limpopo . Ao sul e oeste, é flanqueado pelo Proterozóico orogênico e a leste pelo monoclinal do Lebombo contendo rochas ígneas do Jurássico associadas à fratura do Gondwana .
Foi formado e estabilizado entre 3,7 e 2,6 Ga pela colocação de batólitos graníticos que engrossaram e estabilizaram a crosta continental durante os primeiros momentos de um ciclo de arco vulcanismo e sedimentação . O cráton é uma mistura de Terranos de granito diorítico , datando do arqueano (3 a 3,5 Ga ) e do tonalito gnáissico , datado de 3,6 a 3,7 Ga tendo intrudido por plutões graníticos entre 3, 3 e 3 Ga . A evolução subsequente do cráton (3 a 2,7 Ga ) está associada a uma colisão continental que causou uma sobreposição de bacias preenchidas por espessas camadas de rochas vulcânicas e sedimentares . Seguiram-se episódios de extensão e dilaceração da litosfera ( rifting ) quando as sequências de Gaborone-Kanye e Ventersdorp se desenvolveram. A antiga crosta arqueana está exposta apenas no lado oriental do cráton e inclui uma mistura de subdomínios e blocos crustais caracterizados por rochas ígneas e deformações distintas.
O metamorfismo do Arqueano tardio fez com que ela se juntasse à zona marginal sul do cráton Kaapvaal e a zona marginal ao norte do Cráton do Zimbábue existem cerca de 2,8 a 2,5 Ga , ao longo do cinturão orogênico do Limpopo com 250 km de largura . Este cinturão é uma zona de tendência leste-nordeste de granulitos de fácies tectonita que separa os terranos de diorito granítico dos crátons Kaapvaal e Zimbabwe.
A evolução da zona central do cinturão do Limpopo pode ser resumida em três períodos principais: de 3,2 a 2,9 Ga , 2,6 Ga e 2 Ga .
O primeiro é caracterizado por uma intensa atividade magmática levando à formação arqueana conhecida como “Tonalito-Trondhjemita-Granodiorito” (agregado de rochas formado pela fusão da crosta máfica hidratada sob alta pressão) como o gnaisse do rio Areia e o granítico intrusão. por Bulai. As primeiras condições do Proterozóico resultaram em fusão parcial que produziu grandes quantidades de magma granítico.
Não há informações que sugiram que a sucessão geológica que ocorreu do Neoarquiano ao Paleoproterozóico no cráton tenha se originado do episódio orogênico de 2,65-2,7 Ga no complexo metamórfico do Limpopo. No entanto, a sucessão de camadas vermelhas mais recente, datando do Paleoproterozóico, contém zircões do mesmo período, bem como zircões detríticos datados de cerca de 2 Ga . Isto implica que o complexo do Limpopo e o cráton do Zimbabué apenas se ligaram ao cráton Kaapvaal há cerca de 2 Ga atrás, durante a formação do cinturão móvel de Magondi, que se originou nas grandes camadas vermelhas do Paleoproterozóico. Evidências de estratificação horizontal e erosão do rio podem ser encontradas no maciço de Waterberg na área central do Limpopo.
O cinturão de diorito de Barberton , também conhecido como Montanhas Makhonjwa (uma área que compreende 40% do cinturão de diorito), está localizado na borda oriental do cráton Kaapvaal. É conhecido por conter ouro, bem como por seu komatiíta , uma rara rocha vulcânica ultramáfica que leva o nome do rio Komati que flui pela área. Algumas das rochas mais antigas do planeta (mais de 3,6 Ga ) são encontradas neste cinturão das áreas Suazilândia-Barberton que também contêm vestígios de vida terrestre entre as mais antigas do mundo. Apenas as rochas do cinturão de diorito Isua (em) , no leste da Groenlândia são mais antigas.
A montanha de Barberton é um terreno de granito diorítico, com mais de 3 Ga , bem preservado. É uma sequência de lavas máficas e ultramáficas e rochas metassedimentares que foram depositadas ao longo de 500 milhões de anos entre 3,5 e 3,2 Ga . Essas rochas graníticas podem ser divididas em duas suítes: a suíte TTG (aproximadamente 3,5 a 3,2 Ga ), que contém Tonalitos , Trondhjemitos e Granodioritos ; o conjunto GMS (aproximadamente 3,2 a 3,1 Ga ), que contém granitos , monzogranitos e um pequeno complexo de sienitegranito . O conjunto GMS é encontrado em muitos lugares do cráton e sua instalação coincide com a primeira estabilização da parte central da correia; “A suíte GMS no terreno do cinturão de diorito Barberton mostra características internas e externas correspondentes à parte mais antiga da suíte TTG. Os plútons isolados estão presentes em vários milhares de quilômetros quadrados e esses corpos granitóides compostos são geralmente chamados de batólitos, devido à sua composição e textura heterogêneas, bem como à sua enorme extensão. Na maior parte, os plútons não são distorcidos. "
A zona de Barberton sofreu dois episódios tectônicos de acréscimo de terra em torno de 3,5 e 3,2 Ga . As primeiras fases de desenvolvimento do escudo são visíveis na montanha de Barberton, onde a formação dos continentes ocorreu por um acréscimo magmático e um amálgama de pequenos blocos proto-continentais . Vários pequenos blocos diacrônicos (3,6–3,2 Ga ) foram encontrados na área. Parece que cada bloco representa um ciclo de vulcanismo arqueado e sedimentação. A formação Hooggenoeg é datada de 3,45 Ga . Esta fase de desenvolvimento crustal foi seguida por um período de magmatismo cratônico mesoarquiano (3,1–3,0 Ga ) e é marcada pelo desenvolvimento de um grande arco em forma de crescente que se agregou às margens norte e oeste do escudo Kaapvaal em evolução. A hipótese é que o cinturão de diorito arqueano formado a partir de uma margem da crosta oceânica tornando-se parte de uma margem de erosão-subducção. Acredita-se que as intrusões TTG tenham sido formadas por magmatismo pós-subducção quando a subducção foi interrompida, possivelmente pela chegada de um microcraton.
O batólito Mpuluzi (3,1 Ga ), no terreno granito-gnáissico de Barberton, é constituído por lâminas de granito. As partes estruturais mais altas são sustentadas por uma rede profundamente conectada ( anastomosada ), mais ou menos deformada por diques e folíolos. De acordo com um estudo de Westraat: “Evidências de relações intrusivas múltiplas e de geocronologia mostram que a foliação do granito e as assembléias de plútons ocorreram durante um período de 3 a 13 milhões de anos. A relação espacial e temporal entre a deformação e o magma reflete episódios de expansão progressiva associados à deformação ao longo das zonas de cisalhamento e delineamento da folhagem do granito. A transição para placas de granito predominantemente sub-horizontais nos níveis estruturais superiores do batólito tabular de Mpuluzi indica intrusão de granito durante o encurtamento sub-horizontal regional, quando a reorientação de tensão na direção vertical, em níveis rasos, permitiu a expansão vertical e extensão sub-horizontal de as folhas de granito. "
Dentro abril de 2014, os cientistas disseram ter encontrado evidências do maior impacto de meteorito conhecido até agora perto do cinturão de dioritos de Barberton. Eles estimaram que o impacto ocorreu há 3,26 bilhões de anos e que o impactador tinha aproximadamente 37 x 58 km de tamanho . A cratera correspondente, se ainda existe, ainda não foi descoberta.
Existem algumas controvérsias a respeito da origem e localização das suítes félsicas arqueanas. “A maior parte do treinamento Hooggenoeg é caracterizada por grandes quantidades de lavas travesseiro ( lava travesseiro ) trondhjémique ultramáfico, resultado de intrusões félsicas siliciosas, ondas em faixas e por leitos de sílex sedimentares. Veias de rochas félsicas, calhas e material ultramáfico penetram na cintura. O ambiente de sedimentação era indiscutivelmente um mar raso no qual a Formação Hooggenoeg foi depositada, afundando para oeste, seguindo uma falha lístrica sin-sedimentar. "
As rochas félsicas da formação podem ser divididas em dois grupos: um grupo intrusivo de rochas rasas e um grupo de rochas pórfiras nos veios. Lavas na camada félsica superior são muito desgastadas para serem atribuídas a qualquer um dos grupos. O grupo intrusivo refere-se à suíte de plútons TTG- Stolzburg, que se infiltrou ao longo da margem sul do cinturão de dioritos de Barberton. A fusão de um quartzo anfibolito eclogita é a provável origem de magmas félsicos de composição Al 2 O 3 . As rochas ultramáficas da Formação Hooggenoeg provavelmente não são as “mães” das rochas félsicas, mas não é certo que uma causa tectônica esteja na base da criação dessas rochas ultramáficas. As unidades félsicas de Hooggenoeg são muito semelhantes às do Cráton Yilgarn, na Austrália Ocidental. A semelhança de parâmetros geológicos, petrografia e geoquímica ( especialmente oligoelementos ) sugerem que há uma relação entre as duas formações e sustentam a teoria de que havia um continente, o continente de Vaalbara , ao qual teriam pertencido há cerca de 3,45 Ga atrás .
O Archean Dome de Joanesburgo está localizado na parte central do cráton Kaapvaal; é composto por rochas graníticas trondhjemíticas e tonalíticas infiltradas em diorito ultramáfico. Estudos usando datação de urânio-chumbo (U-Pb) em zircões de amostras de granitóides dão uma idade de 3340 ± 0,003 Ga , a mais antiga conhecida até hoje. “Após o estabelecimento do gnaisse trondhjemita-tonalita, um novo período de magmatismo ocorreu na cúpula, que resultou na intrusão de diques máficos na forma de hornblendas anfibolíticas. A idade desses diques ainda não foi determinada, mas está dentro dos prazos impostos pela idade dos gnaisses trondhjemíticos (3,34-3,2 Ga ) e aquela, posteriormente, do corte dos granitos potássicos.
Estas rochas, constituídas principalmente por granodioritos , referem-se ao terceiro evento magmático e ocupam uma superfície de âmbito batolítico que cobre a maior parte da zona sul da cúpula. As partes sul e sudeste do batólito são constituídas principalmente por granodioritos homogêneos de grão médio datados de cerca de 3,121 ± 0,005 Ga [...] Esses dados, juntamente com os de outras partes do cráton, suportam a hipótese de que a evolução do cráton foi longa e precedida de episódios e que se formou por acreção, estando a parte mais recente localizada a norte e oeste do terreno granito-diorítico de Barberton-Suazilândia, datado de 3,5 Ga , localizado na sua parte sudeste. "