El cratón del Congo , cubierto por la cuenca del Congo (que abarca desde el Paleozoico hasta la actualidad) , es un antiguo cratón precámbrico que, junto con otros cuatro (los cratones de Kaapvaal , Zimbabue , Tanzania y África occidental ), forma el continente africano moderno . Estos cratones se formaron hace entre 3600 y 2000 millones de años y han permanecido tectónicamente estables desde entonces. Todos estos cratones están delimitados por cinturones de pliegues más recientes formados hace entre 2000 y 300 millones de años.
El Cratón del Congo ocupa una gran parte del centro-sur de África, extendiéndose desde la región de Kasai en la República Democrática del Congo hasta Sudán y Angola . Forma parte de los países de Gabón , Camerún y la República Centroafricana . Una pequeña porción se extiende también hasta Zambia , donde se denomina Bloque Bangweulu .
El Cratón del Congo y el Cratón de São Francisco son bloques arqueanos estables que formaron una masa continental coherente hasta la apertura del Océano Atlántico Sur durante la ruptura de Gondwana ( c. 2000–130 Ma). [1] Se estabilizaron durante la orogenia Transamazónica y la orogenia Eburneana y han sido afectados por una larga serie de orógenos desde entonces, lo que resultó en secuencias similares en ambos bloques. [2]
El Congo-São Francisco experimentó tres grandes eventos de provincia ígnea (LIP) en 1380-1370 Ma, c. 1505 Ma, y c. 1110 Ma. La posición relativa del Congo-São Francisco dentro del supercontinente Nuna/Columbia puede reconstruirse porque estos eventos LIP también afectaron a otros bloques continentales precámbricos. Dentro de Nuna, la parte norte de Siberia estaba ubicada adyacente al oeste de São Francisco. Los enjambres de diques de 1110 Ma en Angola están ausentes en Siberia, pero coinciden con el LIP de Umkondo en el Cratón de Kalahari y el evento magmático en el Cratón de Bundelkhand en la India, el Cratón Amazónico en América del Sur y el Rift de Keweenawan en Laurentia (aunque este último estaba ubicado lejos de los otros bloques continentales). [3] Una serie de enjambres de diques de hace 1500 Ma también respaldan la estrecha relación entre Congo–São Francisco y Siberia: Kuonamka en Siberia y Curaçá y Chapada Diamantina en São Francisco y Angola. Estos enjambres de diques irradian desde un centro de pluma del manto ubicado en lo que hoy es el noreste de Siberia. Los eventos magmáticos en Congo (Kunene) y Siberia (Chieress) de hace 1384 Ma también corroboran la proximidad de estos dos continentes durante al menos 120 millones de años. [4]
Es posible que el LIP de 1110 Ma en Congo–São Francisco, Amazonia e India fuera parte de un evento mucho más grande que también afectó a África Occidental y Kalahari (con un vínculo posible pero improbable con el LIP de 1075 Ma en Warakurna en Australia). Sin embargo, mientras que las paleolatitudes de India y Kalahari están bien delimitadas, las de Amazonia y Congo–São Francisco no lo están, lo que hace que cualquier reconstrucción tectónica de placas sea especulativa. [5]
En el momento de la formación del supercontinente Gondwana , hace unos 550 millones de años, el Cratón del Congo formaba la masa continental de África central, ya fusionada. Los márgenes sur y este (coordenadas modernas) de esta masa continental estaban formados por el bloque arcaico de Angola-Kasai y el Cratón de Tanzania. Estos bloques protocongoleses se deformaron en la orogenia paleoproterozoica eburneana , pero luego se estabilizaron. [6]
Antes de la apertura del Atlántico Sur, los cratones de São Francisco y Congo estaban conectados por un puente "cratónico", el Puente Bahía-Gabón. El evento orogénico más reciente en este puente ocurrió hace 2 Ga, por lo que la conexión entre São Francisco y Congo debe haberse formado durante el Paleoproterozoico. Al sur de este puente cratónico, el orógeno Araçuaí-Congo Occidental evolucionó en el Neoproterozoico en una cuenca marina formada por corteza oceánica, una bahía en el continente São Francisco-Congo. [7]
El Cinturón Panafricano del Congo Occidental incluye eventos magmáticos importantes en c. 1000 y 910 Ma. En el Neoproterozoico Temprano, el borde occidental del Cratón del Congo fue la ubicación del rifting inicial de Rodinia antes de su ruptura. Durante el Neoproterozoico, el Congo Central o Bajo Congo se convirtió en un margen pasivo en el que se depositaron sedimentos de 4.000 m (13.000 pies). Al final del Neoproterozoico, el Bajo Congo solo se vio afectado por la orogenia panafricana en 566 Ma en una medida limitada protegida por este margen pasivo y por el espesor del cratón. En 1000 Ma, el magmatismo peralcalino inició un entorno transtensional temprano a lo largo del borde occidental del Cratón del Congo. Un LIP en c. 930-920 Ma fue seguido por magmatismo félsico entre c. 920–910 Ma que tuvo un intervalo de emplazamiento corto y resultó en una secuencia de 3000–4000 m (9800–13 100 pies) de espesor. Las secuencias de magma máfico-félsico (6000 m (20 000 pies) de espesor) en el borde occidental del cratón del Congo son similares a las de los LIP de Paraná y Deccan , pero en el cratón del Congo la fuente de magma se hizo más superficial con el tiempo. No hubo actividad geodinámica a lo largo del margen occidental del Congo durante el Mesoproterozoico. [8]