GEOLOGIA DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO - …rigeo.cprm.gov.br/jspui/bitstream/doc/17229/4/rel_proj_rj_geologia.pdf · CPRM – SERVIÇO GEOLÓGICO DO BRASIL DIRETOR DE GEOLOGIA E RECURSOS

MINISTÉRIO DE MINAS E ENERGIASECRETARIA DE MINAS E METALURGIA

GOVERNO DO ESTADO DO RIO DE JANEIROSECRETARIA DE ENERGIA, DA INDÚSTRIA NAVAL E DO PETRÓLEO

DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS DRM-RJ

CPRM – Serviço Geológico do Brasil

PROGRAMA LEVANTAMENTOS GEOLÓGICOS BÁSICOS DO BRASIL

GEOLOGIA DO ESTADO DORIO DE JANEIRO

Organizado porLuiz Carlos da Silva e

Hélio Canejo da Silva Cunha (in memoriam)

BRASÍLIA 2001

APRESENTAÇÃO

Cumprindo seu papel institucional de prover opaís do conhecimento geológico e hidrológico bá-sico necessário para o seu desenvolvimento sus-tentável, o Serviço Geológico do Brasil (CPRM)sente-se honrado em oferecer às organizações pú-blicas e privadas, assim como aos profissionais,empresários e pesquisadores interessados na geo-logia, na mineração, nos recursos hídricos, na ges-tão territorial e no meio ambiente do Estado do Riode Janeiro, os produtos aqui contidos, todos em es-cala de integração de 1:500.000 e nível escalar deinformação de 1:250.000, com seus respectivos,relatórios a saber:

1) MAPA GEOLÓGICO DO ESTADO DO RIO DEJANEIRO (também na escala 1:400.000);

2) OS RECURSOS MINERAIS E A ECONOMIAMINERAL DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO;

3) MAPA DE FAVORABILIDADE HIDRO-GEOLÓGICA DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO;

4) MAPA GEOQUÍMICO DO ESTADO DO RIO DEJANEIRO;

5) MAPA GEOMORFOLÓGICO DO ESTADO DORIO DE JANEIRO;

6) MAPA DE USO E COBERTURA DO SOLO DOESTADO DO RIO DE JANEIRO;

7) MAPA DE ISOIETAS TOTAIS ANUAIS;

8) ESTUDOS DE CHUVAS INTENSAS;

9) MAPAS GEOFÍSICOS DO ESTADO DO RIO DEJANEIRO;

10) MAPAS DE SOLO E APTIDÃO AGRÍCOLADO ESTADO DO RIO DE JANEIRO;

11) INVENTÁRIO DE ESCORREGAMENTOS DOESTADO DO RIO DE JANEIRO;

12) MAPA GEOAMBIENTAL DO ESTADO DORIO DE JANEIRO.

Cumpre destacar que, nessas escalas de traba-lho, esses produtos representam o estado da arteno conhecimento dos temas que abordam, incor-porando concepção moderna de cartografia geoló-gica e aportando dados e conhecimentos até agoraindisponíveis sobre a evolução geológica destesegmento crustal em que se assenta o Estado eoferecendo um conjunto de informações de eleva-do significado como base para a formulação e im-

plementação de políticas de gestão de recursosnaturais, em particular recursos hídricos, de orde-namento territorial e de estudos ambientais em todoo território fluminense.

Na continuidade desses trabalhos, os produtosora lançados em meios convencionais e emCD-ROM (formato .pdf) estarão brevemente inte-grados a bancos de dados com arquivos texto edados tabulares georreferenciados devendo serdisponibilizados em base GIS ainda em 2001 incor-porando o “Mapa de Recursos Minerais” e, de parti-cular relevância tratando-se do maior produtor depetróleo do país, o “Mapa Geológico da PlataformaContinental do Estado do Rio de Janeiro”.

Os mapas e demais produtos aqui apresenta-dos resultaram de trabalho integrado e de parce-ria altamente frutífera do Serviço Geológico doBrasil (CPRM) com diversas entidades públicasfederais e estaduais, assim como as principaisUniversidades do Estado, destacando-se o De-partamento de Recursos Minerais – DRM-RJ, a

EMBRAPA – Empresa Brasileira de PesquisaAgropecuária, o CIDE – Centro de Informações eDados do Rio de Janeiro, a SERLA – Superinten-dência Estadual de Rios e Lagos, a EMOP –Empresa de Obras Públicas do Estado do Rio deJaneiro, a PUC/RJ – Pontifícia Universidade Católi-ca, a Universidade Federal Fluminense – UFF , aUERJ – Universidade do Estado do Rio de Janeiro,a UFRRJ – Universidade Federal Rural do Rio deJaneiro, a UFRJ – Universidade Federal do Estadodo Rio de Janeiro, a RESUB – Rede de Geotecno-logia em Águas Subterrâneas, a ANEEL – AgênciaNacional de Energia Elétrica, e o INMET – InstitutoNacional de Meteorologia.

Ao tempo em que registro o agradecimento e oreconhecimento pela fundamental contribuiçãodada por cada uma dessas entidades para a formae o conteúdo desses produtos, peço sejam credita-dos ao Serviço Geológico do Brasil (CPRM) quais-quer omissões e equívocos eventualmente encon-trados nos mesmos.

Umberto Raimundo Costa

Diretor Presidente da CPRM – Serviço Geológico do Brasil

GEOLOGIA DO ESTADODO RIO DE JANEIRO

CPRM – SERVIÇO GEOLÓGICO DO BRASIL

DIRETOR DE GEOLOGIA E RECURSOS MINERAIS

Luiz Augusto Bizzi

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Carlos Schobbenhaus


COORDENAÇÃO NACIONAL DO PROGRAMA

Inácio de Medeiros Delgado

Base de Dados Nelson Custódio da Silva FilhoGeofísica Mário J. Metelo

Geologia Estrutural Reginaldo Alves dos SantosGeoquímica Carlos Alberto C. Lins e Gilberto J. Machado

Metalogenia/Geologia Econômica Inácio de Medeiros DelgadoPetrologia Luiz Carlos da Silva

Sedimentologia Augusto José PedreiraSensoriamento Remoto Cidney Rodrigues Valente

COORDENAÇÃO GERAL DO PROJETO

Luiz Carlos da Silva

GEOLOGIA DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO

CRÉDITOS DE AUTORIA

Capítulo 1

Capítulo 2Capítulo 3



Capítulos 8, 9

Colaboradores CPRM:

Colaboradores outras Instituições:

Luiz Carlos da Silva, Nolan Maia Dehler eReginaldo Alves dos SantosLuiz Carlos da SilvaLuiz Carlos da Silva, Nolan Maia Dehler, Frederico OzanamRaposo, Itair Alves Perillo e Carlos Alberto HeineckLuiz Carlos da Silva, Nolan Maia Dehler,Luiz Carlos da Silva, Valter Salino Vieira, Magda TerezinhaGuimarães e Emiliano Cornélio de SouzaNolan Maia Dehler e Luiz Carlos da SilvaEmiliano Cornélio de Souza e Magda Terezinha Guimarães

Francisco Caruso Júnior, Hélio Canejo da Silva Cunha eFátima Regina Blanco de Dios

Inácio de Medeiros Delgado eClaiton Piva Pinto

Francisco Caruso Júnior (Centro de Ciências Tecnológicasda Terra e do Mar – UNIVALI)

Revisão Final

Luiz Carlos da Silva, Carlos Alberto Heineck e Márcio Antônio da Silva


Diretoria de Geologia e Recursos Minerais

Executado pela CPRM – Serviço Geológico do Brasil

Superintendências Regionais de Belo Horizonte, São Paulo e

Escritório do Rio de Janeiro

Coordenação Editorial a cargo daDivisão de Editoração Geral – DIEDIG

Departamento de Apoio Técnico – DEPAT

Silva, Luiz Carlos da

S586 Geologia do Estado do Rio de Janeiro: texto explicativo do mapa geológico do Estado doRio de Janeiro / organizado por Luiz Carlos da Silva {e} Hélio Canejo da Silva Cunha. – Brasília:CPRM. 2ª edição revista em 2001.

1 CD-ROM

Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil.

Executado pela CPRM - Serviço Geológico do Brasil /Departamento de Recursos Minerais- DRM - RJ.

1.Geologia – Rio de Janeiro – Mapas. 2. Mapeamento geológico – Rio de Janeiro. I. Cunha,Hélio Canejo da Silva. II. CPRM – Serviço Geológico do Brasil. III. Rio de Janeiro (Estado). Departa-mento de Recursos Minerais. IV. Título.

CDD 558.153

SUMÁRIO1 INTRODUÇÃO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1

1.1 Objetivos, Justificativas e Produtos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11.2 Metodologia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2

1.2.1 Etapa I – Revisão Geológica das Folhas 1:250.000 (Rio de Janeiro,Macaé, Campos, Juiz de Fora, Volta Redonda e Ilha Grande) . . . . . . . . . . . 2

1.2.2 Etapa II – Execução do Mapa Geológico 1:400.000 e Texto Explicativo . . . . . . 21.3 Principais Fontes de Informação . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41.4 Contexto Geológico Regional . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4

1.4.1 Introdução . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41.4.2 Arcabouço Tectônico Regional do Sudeste Brasileiro. . . . . . . . . . . . . . . . 71.4.3 Geotransversa Isotópica Rio de Janeiro/Juiz de Fora (MG) – Escala 1:250.000 . 11

2 ARQUEANO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

2.1 Complexo Mantiqueira (Am) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

3 PALEOPROTEROZÓICO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15

3.1 Complexo Região dos Lagos (P�1rl) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15

3.2 Complexo Juiz de Fora (P�1jf, P�1jfa) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16

3.3 Suíte Quirino (P�1q) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

4 MESO/NEOPROTEROZÓICO. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21

4.1 Grupo Andrelândia (MNa) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 214.2 Complexo Embu (MNe). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 224.3 Complexo Paraíba do Sul . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23

4.3.1 Unidade São Fidélis - MNps . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 234.3.2 Unidade Italva - MNpi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 254.3.3 Unidade Itaperuna - MNpit. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

4.4 Complexo Búzios (MNb) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28

5 NEOPROTEROZÓICO/CAMBRIANO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31

5.1 Introdução . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31

– v –

5.2 Episódio orogênico Brasiliano II / Magmatismo Pré- a SincolisionalPrecoce (630-600 Ma) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 335.2.1 Complexo Rio Negro (N�1rn). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33

5.2.1.1 Unidade Rio Negro (N�1r) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 345.2.1.2 Unidade Duas Barras (N�1r) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34

5.2.2 Leucogranito Gnaisse Serra do Paquequer (N�1p) . . . . . . . . . . . . . . . . . 355.3 Episódio orogênico Brasiliano III / Magmatismo Pré- a Sincolisional (570-560 Ma) . . 35

5.3.1 Suíte Serra dos Órgãos (N�2s,N�2ss) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 355.3.2 Suíte Desengano (N�2d) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 365.3.3 Suíte Rio de Janeiro (N�2r) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 385.3.4 Suíte Bela Joana (N�2b) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 415.3.5 Suíte Ilha Grande (N�2i) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 455.3.6 Suíte Natividade (N�2n). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 455.3.7 Suíte Angelim (N�2a) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 455.3.8 Suíte Rio Turvo (N�2rt) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46

5.4 Episódio Orogênico Brasiliano III / Magmatismo Tardi-colisional (560-545 Ma) . . . . 475.4.1 Suíte Serra das Araras (N�3a) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 475.4.2 Suíte Pedra Selada (N�3p) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 485.4.3 Suíte Varre-Sai (N�3v) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48

5.4.4 Suíte Santo Antônio de Pádua (N�3sa) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 495.5 Episódio Orogênico Brasiliano III / Magmatismo Tardi a Pós-tectônico (545-500 Ma) . 49

5.5.1 Suíte Getulândia (��4g) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49

5.5.2 Plútons Toleiíticos Máficos/ Complexo Básico Gleba Ribeira (��5g). . . . . . . . 50

5.5.3 Granitóides pós-Tectônicos Cambrianos (��5) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 515.5.4 Maciço Alcalino de Canaã (��c). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52

6 EVOLUÇAO GEOTECTÔNICA NEOPROTEROZÓICA/CAMBRIANA . . . . . . . . . . . . 55

6.1 A geometria da Deformação Brasiliana . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 556.2 A Cinemática Brasiliana . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 566.3 Interpretação Tectônica e Discussão da Estruturação Regional . . . . . . . . . . . . 566.4 Evolução Geotectônica Brasiliana . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58

7 MESO-CENOZÓICO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63

7.1 Intrusivas Alcalinas Meso-Cenozóicas (KTI) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 637.1.1 Introdução. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 637.1.2 Relações estruturais, petrologia e geocronologia . . . . . . . . . . . . . . . . . 64

8 CENOZÓICO/TERCIÁRIO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65

8.1 Bacias Continentais Terciárias . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 658.1.1 Bacias da Região Oriental do Estado . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 668.1.2 Bacia de Macacu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 668.1.3 Grupo Barreiras (Tb) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 678.1.4 Bacia de Volta Redonda . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 678.1.5 Bacia de Resende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 678.1.6 Bacia de Taubaté. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 67

9 CENOZÓICO/QUATERNÁRIO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69

9.1 Introdução . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 699.2 Ambientes de Sedimentação Continental . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69

9.2.1 Depósitos Colúvio-aluvionares (Qc) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69

– vi –

9.3 Ambientes de Sedimentação Transicional-Marinho . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 709.3.1 Depósitos Praiais Marinhos e/ou Lagunares (Qpm) . . . . . . . . . . . . . . . . 70

9.4 Depósitos Flúvio-Lagunares (Qhfl). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 729.5 Depósitos Praiais Marinhos e/ou Lagunares (Qhml) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 729.6 Evolução Geológica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77

ANEXOS

I Mapa Geológico do Estado do Rio de Janeiro, escala 1:400.000.

II Geotransversa Isotópica Rio de Janeiro – Juíz de Fora, escala 1:250.000.

– vii –

1

INTRODUÇÃO

1.1 Objetivos, Justificativas e Produtos

A execução do Mapa Geológico do Estado doRio de Janeiro, em escala 1:400.000, elaboradodentro do Programa Levantamentos GeológicosBásicos do Brasil, do Serviço Geológico do Bra-sil/CPRM, tem por objetivo disponibilizar em meiodigital, para o gerenciamento governamental, da-dos de informações geológicas e dos recursos mi-nerais com cobertura de todo o estado.

O grande avanço proporcionado aos conheci-mentos geológicos na última década, com a intro-dução de tratamento químico e de métodos geo-cronológicos de alta resolução (U-Pb), associadosa estudos cartográficos e estruturais em escala dedetalhe (divulgados na forma de numerosas Tesese Dissertações), demandava uma integração emnível estadual.

A edição do Mapa Geológico do Estado em es-cala 1:400.000 pelo DNPM (Fonseca, 1998), con-sistiu em uma primeira e bem sucedida tentativa deintegração regional, a qual é aqui ampliada sobuma metodologia distinta, com procedimentos-pa-drões do “Projeto Mapas Geológicos Estaduais” doServiço Geológico do Brasil/CPRM.

Por outro lado, como a maior extensão do estadonão foi objeto de novos trabalhos (sistemáticos)posteriores ao Projeto Carta Geológica do Estadodo Rio de Janeiro em escala 1:50.000 (DRM-RJ,1978-1983), havia uma forte demanda por traba-lhos de revisão cartográfica, integração e reinter-pretação conceitual da evolução geológica.

De acordo com a sistemática do Programa Le-vantamentos Geológicos Básicos do Brasil, emexecução pela CPRM, a base cartográfica do mapageológico, na escala 1:400.000, foi desenvolvidaem duas etapas: I - Revisão geológica das folhas1:250.000 que cobrem o estado e, II - Integração ecompatibilização dos dados geológicos das folhas1:250.000, e migração dos dados para a escala1:400.000.

Portanto, através desse novo mapa geológico,complementado pelo Mapa de Recursos Minerais eo Mapa da Plataforma Continental (em prepara-ção), passou-se a ter um banco digital moderno eatualizado, suportado por bases de dados nacio-nais geridas pela CPRM: de afloramentos descri-tos, de ocorrências minerais e de análises petro-gráficas e litoquímicas. Além disso, as folhas1:250.000 revisadas, que serviram de base ao

– 1 –

Geologia do Estado do Rio de Janeiro

mapa estadual, são acompanhadas de NotasExplicativas, gerando outros produtos que tambémestão sendo disponibilizados em meio digital pelaCPRM.

Esse sistema estadual de informações passará aser gerido e gerenciado pelo próprio Estado do Riode Janeiro através do DRM, permitindo o planeja-mento integrado das ações voltadas para o desen-volvimento setorial, aproveitamento de recursosnaturais e disponibilizando para o setor privado ba-ses para a identificação de novas oportunidadesde investimento.

1.2 Metodologia

1.2.1 Etapa I - Revisão Geológica das Folhas1:250.000 (Rio de Janeiro, Macaé, Cam-pos, Juiz de Fora, Volta Redonda e IlhaGrande)

Essa etapa foi executada de acordo com o pa-drão dos procedimento adotados no Programa Le-vantamentos Geológicos Básicos do Brasil–PLGB/CPRM:

1. Integração e reinterpretação dos dados pre-viamente publicados. Para tanto, foram consulta-dos inúmeros trabalhos de cunho regional anteri-ormente desenvolvidos pela CPRM e o ProjetoCarta Geológica do Estado do Rio de Janeiro em1:50.000 (DRM-RJ) no período de 1978 a 1983,além de trabalhos genéricos ou específicos publi-cados na literatura, Teses e Dissertações (figura1).

2. Revisão de lâminas delgadas, análises litoquí-micas, análises geocronológicas, produtos de sen-soriamento remoto e de aerogeofísica, com execu-ção de mapas de lineamentos extraídos de ima-gens de radar e imagens de satélite, na escala1:250.000.

3. Os dados geológicos foram integradoscomo mapa de serviço na escala 1:250.000, queserviu para o planejamento de perfis geológicos aserem levantados no campo, precedidos da sele-ção e execução do perfil-chave (GeotransversaIsotópica), orientativo para os futuros levanta-mentos de campo. O perfil selecionado, Rio deJaneiro - Juiz de Fora, foi apoiado em análises mi-croscópicas e em datações geocronológicasU-Pb SHRIMP em alvos estratégicos, fornecendouma visão integrada dos problemas estruturais elitoestratigráficos a serem resolvidos com a novacartografia.

4. Após a execução da Geotransversa IsotópicaRio de Janeiro - Juiz de Fora, foram realizadas in-cursões expeditas de campo, para fins de confe-rência e coleta de dados adicionais que, devida-mente selecionados, foram submetidos a análisesno gabinete e laboratório, com vistas à consolida-ção de todas as informações. Para cumprimentodessa atividade foram utilizados, de forma conju-gada, os dados antigos e novos obtidos, cuja inter-pretação e reinterpretação deu origem aos mapas1:250.000. Esses trabalhos envolveram todos osterrenos pré-cambrianos/cambrianos do estado.

5. O resultado dessa revisão é apresentado soba forma do mapa em escala 1:250.000, acompa-nhado de nota explicativa. Na confecção da colunalitoestratigráfica, as relações de idade entre as di-versas unidades foram, sempre que possível, ba-seadas em dados geocronológicos U-Pb, e, emmenor grau, deduzidas a partir das relações decampo e das descrições litoestruturais disponíveisem trabalhos anteriores.

1.2.2 Etapa II - Execução do Mapa Geológico1:400.000 e Texto Explicativo

A integração e compatibilização das cartas1:250.000 geraram o mapa geológico em escala1:400.000, aqui apresentado. Esse mapa, além da suaversão impressa, está disponível em formato digital,permitindo sua distribuição e reprodução emCD-ROM.

O Texto Explicativo do mapa, também impressoe disponível em formato digital, constitui igualmen-

– 2 –

Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

Síntese dos Dados Físicos de Produção

� afloramentos descritos 2.300

� amostras coletadas 1.200

� lâminas revisadas 1.050

� novas lâminas descritas 500

� análises geocronológicasSHRIMP 3

� caminhamento geológico (km) 5.200

� dias/campo/folha 45

� equipe executora (geólogos) 6

� coordenação (geólogo). 1

– 3 –


Figura 1 – Principais Fontes de Consulta Cartográfica.

Figure 1 – Main Cartographic Sources.

45º00´ 43º30´

41º00´

22º00´

23º00´

42º00´

44º00´

MG

RJ

Rio de Janeiro

SP

12

12

10

11

11

13

14

30

9

8

7

6

5

5

19

4

4

4

3

2

2

1

28

21

20

18

17

19

25 25

24

26

29 29

31

16

23

1 - DRM/GEOSOL (1982) – 1:50.000

2 - DRM/CPRM (1983)– 1:50.000

3 - Hembold . (1965) – 1:50.000

4 - Hasui . (1977) – 1:50.000

5 - Heilbron (1993) – 1:100.000

6 - Dios (1995) – 1:50.000

7 - Junho . (1989) – 1:160.000

8 - Machado (1984) – 1:100.000

9 - Estágio de campo – USP – 1:50.000

10 - Heilbron . (1997) – 1:500.000

11 - Junho . (1991) – 1:50.000

12 - Pacciullo (1997) – 1:100.000

13 - Riccomini (1989) – 1:250.000

et alet al

et al

et alet al

14 - Guimarães (1999) – 1:50.000

15 - Valladares (1996) – 1:50.000

16 - DNPM/MME (1965)

17 - DNPM/CPRM (1976)

18 - DRM-RJ/GEOMITEC (1981)

19 - DRM-RJ/GEOSOL (1980,1981)

20 - DRM-RJ/TRISERVICE (1981)

21 - DRM-RJ

22 - DRM-RJ/UFRJ

23 - Heilbron (1993)

24 - Puget (1979)

25 - Junho (1982)

26 - Zorita (1979)

et al.

27 - Hipertt (1990)

28 - Fonseca (1994)

29 - Tupinambá (1999)

30 - Junho (1990)

31 - Fonseca (1986)

32 - Vieira (1997)

33 - Raposo (2000)

34 - Matos . (1980)

35 - Vieira (2000)

36 - Fontes . (1981)

37 - Silva & Ferrari (1976)

38 - Martin . (1997)

Fonseca (1998) - Mapa

Geológico do Estado em

escala 1:400.000

et al

et al

et al

Limite interestadual

State boundary

2

2

22

21

193435

35 19

19

33

19

18

19

20

37

18

36

19

32

18

38

27

1 3

te um produto conceitualmente atualizado. A abor-dagem de cada unidade está dividida em um itemintrodutório, descritivo das feições primárias petro-gráficas e estruturais, seguido de uma abordagemmais conceitual, baseada em modelos e terminolo-gia calcados na tectônica global.

1.3 Principais Fontes de Informação

Para a consecução deste trabalho, foram consul-tados inúmeros trabalhos de cunho regional e es-pecífico, principalmente aqueles do Projeto CartaGeológica do Estado do Rio de Janeiro, com ma-pas geológicos em escala 1:50.000, coordenadopelo Departamento de Recursos Minerais (DRM-RJ) da Secretaria de Estado de Energia, da Indús-tria Naval e do Petróleo, no período de 1978 a 1983,e do Departamento Nacional da Produção Mineral,especialmente Fonseca (1998).

Além disso, utilizou-se o considerável acervode Teses e Dissertações acadêmicas, produzi-das nas duas últimas décadas pelas diversas uni-versidades sediadas no estado e em estados vizi-nhos e por grupos de pesquisas, entre os quaismerece destaque o TEKTOS, Grupo de PesquisaGeotectônica da UERJ. A figura 1 sintetiza osprincipais trabalhos e documentos cartográficosutilizados.

1.4 Contexto Geológico Regional

1.4.1 Introdução

O Estado do Rio de Janeiro, situado na RegiãoSudeste do país (Figura 2), está geotectonica-mente contido na Província Mantiqueira, uma dasprovíncias estruturais definidas por Almeida et al.(1981). Essa entidade cobre uma extensa área(cerca de 700.000km2 ) e é a mais complexa pro-víncia estrutural afetada pelo Ciclo Orogêniconeoproterozóico/cambriano (Brasiliano) na Amé-rica do Sul. A província estende-se do paralelo33�S, no Uruguai, até o sul da Bahia, no paralelo15�S, por cerca de 3.000km de extensão e comlargura média de 200km. Está disposta paralela-mente à costa brasileira, junto às margens orien-tais dos crátons Rio de La Plata e São Francisco(figura 2).

A Província Mantiqueira representa uma entida-de geotectônica com franca orientação nordesteinstalada a oeste do Cráton do São Francisco ao fi-

nal do Neoproterozóico e início do Paleozóico,constituindo, juntamente com a Faixa Brasília, aCunha de Guaxupé e os metassedimentos da de-nominada Faixa Alto Rio Grande, o arcabouço geo-tectônico do Sudeste Brasileiro (figura 3).

Devido à sua posição geográfica privilegiada,flanqueando o continente sul-americano e volta-da para o sudeste do continente africano, a pro-víncia constitui-se em elemento-chave para o en-tendimento da colagem neoproterozóica dos oró-genos brasilianos/pan-africanos que se seguiu àconvergência dos até então dispersos fragmen-tos do Supercontinente Rodínia, durante a amal-gamação do Supercontinente Gonduana Ociden-tal.

A evolução tectônica dos terrenos pré-cam-brianos aflorantes no Estado do Rio de Janeirotem sido há décadas objeto de numerosos estu-dos e intensas discussões no meio acadêmico.Apesar do grande número de trabalhos científi-cos versando sobre diversas áreas do conheci-mento geológico, estes dados são ainda frag-mentários, restando grandes lacunas a serempreenchidas, notadamente as geocronológicas.Isto também reflete-se nos modelos de evoluçãotectônica propostos por diferentes autores.

Até meados da década de 80 estes modeloseram de cunho genérico, fundamentalmenterestritos a agrupamentos regionais de grandesunidades litoestratigráficas e essencialmentefixistas. Este período confunde-se, em linhasgerais, com o período de definição dos grandescompartimentos tectônicos regionais do Su-deste Brasileiro, como faixas móveis e crátons,e de propostas de estruturação e subdivisãogeocronológica para estes grandes comparti-mentos. A partir da segunda metade dos anos80, com o incremento de trabalhos de mapea-mento sistemático e utilização de novos concei-tos e métodos, diversos autores propuseram di-ferentes modelos, já com uma visão atualísticabaseada na tectônica de placas, para explicara gênese e as relações entre as diversas unida-des aflorantes neste estado, a deformação e ometamorfismo impressos nas unidades regio-nais, e o magmatismo granítico abundante emtodo o estado.

Diversos trabalhos de cunho regional postulamque as características tectono-termais da provínciasão resultantes de processos de subducção, se-guido de uma ou mais colisões no Neoproterozói-co, quando da aglutinação ou colagem do Gondua-na Ocidental (e.g. Machado et al., 1996).

– 4 –


Figura 2 – Mapa de Situação do Estado do Rio de Janeiro.

FlorianópolisPorto Alegre

BeloHorizonte

Curitiba

Campo Grande

Cuiabá

Rio Branco PortoVelho

Goiânia

Palmas

Brasilia

Vitória

Rio de Janeiro

São Paulo

Salvador

Recife

Fortaleza

Aracaju

Maceió

João PessoaNatal

São Luís

Teresina

Belém

Macapá

Manaus

Boa Vista

– 5 –


Figure 2 – Location Map of Rio de Janeiro State.

– 6 –

Figura 3 – Topografia Digital da América do Sul (USGS). Províncias Estruturais Brasileiras. Modificado de Almeida

& Hasui (1984). Cinturão Móvel Pampeano, segundo Rapella (2000).

Figure 3 – Digital Topography of South America (USGS). Brazilian Structural Provinces. Modified after Almeida &

Hasui (1984). Pampean Mobile Belt, after Rapella (2000).


RECIFE

BELÉMAM

AM

SF

BPV

SL

MPV

MPVRP

1

2

2

2

3

34 5

5

POR

POR

TPV

RIO DE JANEIRO

(Conceale

dR

iode

La

Pla

ta/

Para

ná

Cra

ton)

PORTO ALEGRE

MONTEVIDEO

BUENOS AIRES

BRASÍLIA

PHANEROZOIC COVERS

POR = PAMPEAN OROGEN

MAJOR BRASILIANO COVERS

AM= Amazonas; RP=Rio de La Plata/Paraná;

SF=São Francisco; SL=São Luís

MPV = MANTIQUEIRA PROVINCE

TPV = TAPAJÓS PROVINCE

BPV = BORBOREMA PROVINCE

1. São Gabriel Orogen

2. Pelotas Orogen

3. Paranabiacaba / Rio Piên Orogen

4. Rio Negro Orogen

5. Araçuaí Orogen

NEOPROTEROZOIC CRATONS/PLATES

CAMBRIAN, PAMPEAN OROGEN

NEOPROTEROZOIC PROVINCES (BRASILIANO)

1.4.2 Arcabouço Tectônico Regional do SudesteBrasileiro

Introdução

O arcabouço geotectônico da Região Sudeste doBrasil é formado por um núcleo estável no Neoprote-rozóico, designado de Cráton do São Francisco(CSF) (Almeida 1977, 1981), circundado por oróge-nos instalados no Neoproterozóico, durante a Oro-gênese Brasiliana/Pan-Africana, cuja estabilizaçãodesempenhou importante papel na aglutinaçãodeste setor do Gonduana (Fuck et al., 1993). Essesorógenos foram inicialmente designados de FaixaBrasília a oeste, Faixa Ribeira a sul-sudeste e FaixaAraçuaí a leste (figura 3). Para Alkmim et al. (1993),estas faixas bordejam a denominada Placa Sanfran-ciscana, cuja porção interna seria composta pelasrochas arqueanas e paleoproterozóicas do CSF esuas coberturas sedimentares neoproterozóicas,que compõem o Grupo Bambuí.

A Faixa Brasília estende-se por aproximadamente1.500km na direção norte-sul, bordejando o CSF(figura 3). É composta por um arranjo de nappes

transportadas para leste e sudeste (Simões & Valeri-ano 1990, Valeriano et al., 1998), durante a colisãodos crátons Amazônico e São Francisco (Brito Ne-ves & Cordani, 1991). Esta deformação foi acompa-nhada de metamorfismo, cujo pico data de aproxi-madamente 610-630Ma (Pimentel et al., 1998). Aidentificação de associações petrotectônicas defundo oceânico (Brod et al., 1991; Strieder & Nilson,1992, Roig & Schrank, 1992), sugere que estacolisão teria sido o ápice do processo de con-vergência experimentado pelas citadas massascratônicas, envolvendo o consumo de litosferaoceânica numa paleozona de subducção comprovável mergulho para oeste (Fuck et al., 1993).

A Faixa Araçuaí, na concepção original de Almei-da (1977), estende-se pelo limite oriental do CSFtambém com orientação norte-sul (Figura 3). É limi-tada a norte pelo próprio CSF e a sul por uma infle-xão para a direção nordeste-sudoeste que constituio trend regional da Faixa Ribeira. O padrão tectôni-co da faixa sugere empurrões com vergência paraoeste, em direção ao CSF (Cunningham et al. 1996;Uhlein et al., 1999), no período de 650 a 550Ma(Siga Jr., 1986). Pedrosa-Soares et al., (1992) e Pe-drosa-Soares & Noce (1998, 1999) sugeriram aoceanização das margens continentais na “Faixa”Araçuaí. Sua inversão, de acordo com estes auto-res, estaria associada à subducção de crostaoceânica para leste.

A Faixa Ribeira, segundo Almeida et al. (1973),constitui uma entidade geotectônica do Neoprote-rozóico. O Estado do Rio de Janeiro localiza-se naporção interna deste cinturão.

Portanto, a compartimentação tectônica dos ter-renos que compõem a geologia deste estado estávinculada à evolução tectono-metamórfica da “Fai-xa” Ribeira. Esta evolução orogênica, consideradapor Heilbron et al. (1999) como a mais nova no ce-nário das colagens brasilianas/pan-africanas dosegmento crustal considerado, foi responsávelpela deformação, metamorfismo, magmatismo earticulação dos diversos terrenos.

A literatura regional ainda está impregnada determinologia pré-tectônica global para descreveros elementos tectônicos constituintes da provínciano estado como “Faixa” Ribeira, “Cinturão” Ribeira,“Cinturão Móvel” Ribeira, “Cinturão” Costeiro,“Cinturão” Atlântico etc. Apesar dessa tradição, op-tou-se por adotar uma terminologia atualística paraos componentes da província. Assim, o termo“orogênese” é aqui usado como um termo coletivopara designar os processos convergentes em umamargem ativa (sensu Sengör, 1990). “Orógeno”,conseqüentemente corresponde às estruturas pro-duzidas pelos processos convergentes nasmargens ativas. Ainda segundo Sengör (1990), ouso do termo cinturão é inadequado, uma vez queesse é formado por distintos orógenos, emresposta à atividade de um grande número deprocessos de convergência de placas.

Um considerável avanço para o entendimentoda evolução tectônica local foi a caracterização dedois eventos orogênicos sucessivos. No âmbito da“Faixa” Ribeira foi a caracterização da OrogêneseBrasiliano I (> 600Ma) na porção oriental do estado,e a Orogênese Rio Doce (ca 560Ma) na porção lito-rânea (Figueiredo & Campos Neto 1993). A essesdois orógenos, mais recentemente somou-se aOrogênese Búzios (ca 520Ma), caracterizada porSchmitt et al. (1999). São refinamentos decorrentesda introdução de métodos geocronológicos preci-sos, os quais levaram à substituição de designa-ções de sentido impreciso, como “Cinturão/Faixa”Ribeira, pelos seus componentes (orógenos): RioNegro, Rio Doce e Búzios (Brito Neves et al., 1999,Campos Neto; 2000; Silva et al., no prelo).

Esse último trabalho, abrangendo um levanta-mento de todo o banco de dados U–Pb da Provín-cia Mantiqueira, confirmou a divisão tripartite, de-monstrando do ponto de vista isotópico, que o Oró-geno Rio Doce corresponderia a uma extensão su-deste do Orógeno Araçuaí. Como conseqüência,

– 7 –


foram caracterizados dois sistemas de orógenosque compõem a colagem neoproterozóica no esta-do: Brasiliano II (630-600 Ma: Orogênese Rio Ne-gro); Brasiliano III: (570-560Ma: Orogênese Ara-çuaí) e (520Ma/Orogênese Búzios).

A figura 4 corresponde a um esboço da repartiçãotectono-magmática adotada no presente estudo,englobando o estado e áreas adjacentes dos esta-dos de São Paulo, Minas Gerais e Espírito Santo.

Todos os domínios sofreram efeitos das orogê-neses neoproterozóicas, caracterizadas pelo me-tamorfismo e fusão parcial das rochas supracrus-tais e infracrustais, pela deformação contracionalde baixo e alto ângulo, seguida de cisalhamentotranscorrente de expressão regional, e pela coloca-ção de diversos corpos granitóides de dimensõesmuito variadas.

Os segmentos mais ocidentais, do Cráton doSão Francisco e Domínio Mantiqueira/Andrelândia,não serão objeto de detalhamento, pois não en-volvem diretamente a área do estado (figura 4).

Domínio Juiz de Fora/Paraíba do Sul

Ocupa uma extensa faixa de orientação nordes-te em toda a porção centro-norte e ocidental doestado, subparalela ao corredor de cisalhamentodo rio Paraíba do Sul. É constituído por gnaisseskinzigíticos, xistos, quartzitos e mármores doComplexo Paraíba do Sul, metamorfizados nas fá-cies anfibolito e granulito, intercalados tectonica-mente em rochas paleoproterozóicas representa-das por ortogranulitos e ortognaisses tonalíticosdo Complexo Juiz de Fora, e ortognaisses graníti-cos a granodioríticos da Suíte Quirino. Faz limite, aNW com o Domínio Mantiqueira/Andrelândia, naZona de Cisalhamento Rio Preto, e a SE com o Do-mínio Serra do Mar, pela Zona de Cisalhamento deParacambi, também designada como Limite Tec-tônico Central por Almeida et al. (1998), corres-pondendo ao limite dos terrenos Ocidental e Ori-ental de Heilbron et al. (2000). Nessa zona limítro-fe, o Domínio Juiz de Fora/Paraíba do Sul é marca-do pelo empurrão, com vergência do topo paraSE, dos paragnaisses Paraíba do Sul sobre os ba-tólitos (arcos) Rio Negro e Serra dos Órgãos, noDomínio Serra do Mar.

O metamorfismo associado ao evento colisionalbrasiliano retrabalhou rochas mais antigas comidades paleoproterozóicas a arqueanas, notada-mente rochas dos complexos Mantiqueira e Juizde Fora, e dos ortognaisses da Unidade Quirino.Estas unidades constituem inliers do embasamento

da província, intercalados tectonicamente com asrochas metassedimentares do Grupo Andrelândia edos complexos Embu e Paraíba do Sul. Corposgranitóides neoproterozóicos do tipo I e do tipo S,tardi a pós-colisionais, intrudem todas as unidades(figura 4).

Domínio Serra do Mar

Ocupa a região centro-oriental do estado (figura4), correspondendo geograficamente à “Micropla-ca” Serra do Mar (Campos Neto 2000). É compos-to por uma sucessão de arcos magmáticos mos-trando marcante polaridade temporal e composi-cional de W para E: 1) arco primitivo do tipo TTG aW (Arco Rio Negro – 630-500Ma); 2) arco maisevoluído, do tipo cordilheirano maturo, mais a E(Arco Serra dos Órgãos – 570-560Ma) e, finalmen-te, na parte mais oriental, um arco sincolisional,caracterizado por magmatismo crustal (Arco Riode Janeiro – 560Ma).

Além da sucessão de arcos, o domínio é aindacaracterizado por supracrustais que sofrerammetamorfismo de baixa P/alta T, na fácies anfibolito,com abundante fusão parcial in situ (ComplexoParaíba do Sul). Essa unidade está exposta ao longode todo o Domínio, o qual sofreu cavalgamento, comvergência de topo para NW, por parte das rochasque integram o Domínio “Região dos Lagos” noslimites SE do domínio.

Além dos granitóides orogênicos, o domínioapresenta um expressivo número de plútonspós-tectônicos, circunscritos, de idade cambria-na.

Domínio Região dos Lagos

Representa o domínio mais oriental da província(figura 4). É constituído por ortognaisses paleo-proterozóicos e por supracrustais (ComplexoBúzios) interpretadas como remanescentes de umback arc. Foi metamorfizado na fácies anfibolitosuperior, em evento colisional com cavalgamentopara NW, sobre o Domínio Serra do Mar, durante osestágios terminais da colagem brasiliana, noCambriano (Schmitt et al. 1999).

Além das províncias pré-cambrianas, o estadoainda engloba parte da Província Costeira, deAlmeida (1977), bem como sua Margem Continen-tal. Essas duas unidades englobam bacias conti-nentais terciárias e suas correspondentes submer-sas, desenvolvidas a partir do Jurássico, a exemploda Bacia de Campos. Caracteriza-se também por

– 8 –


Figura 4. Domínios Tectono-magmáticos do Estado do Rio de Janeiro e Áreas Adjacentes.

Figure 4. Tectono-magmatic Domains from Rio de Janeiro State and Adjacent Areas.


– 9 –

0 50 150km100

REGIÃO DOS

LAGOS

DOMAIN

PHANEROZOIC/

CENOZOIC

COVERS

TECTONO- MAGMATIC DOMAINS

ATLANTIC OCEAN

Strike-slip faults

Thust-related faults

Dated samples sites

1,2,3

State limit

SERRA DO MAR DOMAIN

1.Early pre-to syn-collisional Rio Negro Arc (630-600 Ma)

2.Pre- to syn-collisional Serra dos Órgãos Arc (570-560 Ma)

3. Syn-collisional Rio de Janeiro Arc (560 Ma)

4. Post-tectonic Cambrian granitoids (545-500 Ma)

5. Paraíba do Sul Compex(Neoproterozoic Passive Margin)

1 2 3 4 5

MG,ES,SP=Minas Gerais, Espirito Santo and

São Paulo States

MANTIQUEIRA/

DOMAIN

ANDRELÂNDIA

SÃO FRANCISCO

CRATON/PLATE

JUIZ DE FORA

PARAÍBA DO SUL

DOMAIN

Late-collisional granitoids

1,2,3

MG

ES

SP

– 10 –


Tabela 1 – Dados isotópicos U-Pb (e Pb-Pb evaporação) dos granitóides do Estado do Rio de Janeiro

(modificado de Silva, 1999).

Table 1 – U-Pb (and Pb-Pb evaporation) isotopic data of granitoids from Rio de Janeiro State

(modified after Silva, 1999).

Granitoid Geochemical

Classification

(Age)

(Ma)

Method References

POST-TECTONIC GRANITOIDS

Mangaratiba Granite HKCA 492�11 U-Pb Titanite Valladares (1996)

Nova Friburgo Granite l-Type 540�� Conv. U-Pb Ledent & Pasteels (1968)

Taquaral Granite l-Type 553�2 U-Pb Monazite Valladares (1996)

Nova Friburgo Granite l-Type 540�� Conv. U-Pb Ledent & Pasteels (1968)

Getulândia Granite HKCA 527�3528�1535�3535�1553

U-PB MonaziteU-PB MonaziteU-PB MonaziteU-PB MonaziteUpb Titanite

Machado et al. (1996)Valladares et al. (1995)

SYN-COLLISIONAL GRANITOIDS

Pão de Açúcar Granite(Rio de Janeiro Suite)

S-Type 559�4 SHRIMP Silva (1999)

Corcovado Granite(Rio de Janeiro Suite)

S-Type 560�7 SHRIMP Silva (1999)

Pedro do Rio GranodioritePedrinco QuarryPedra de Santa Tereza(Rio de Janeiro Suite)

CA 569�6559�4

546�15

SHRIMPConv. U-PbConv. U-Pb

Silva (1999)Tupinambá (1999)Tupinambá (1999)

Rio Negro Complex CA 634�10 Conv. U-Pb Tupinambá (1999)

Serra do PaquequerLeucogranite-gneiss

S-Type 620�2559�5589�6

Conv. U-PbPb-Pb Evap.Pb-Pb Evap.

Delhal et al. (1999)Tupinambá (1999)Tupinambá (1999)

Rio Turvo Granite S-Type 579�2551�2

U-Pb MonaziteU-Pb Titanite

Valladares (1996)

SYN-COLLISIONAL GRANITOIDS (BUZIOS OROGENY)

Paraderived leucossomes S-Type 520�� Conv. U-Pb Schmitt et al. (1999a)

Orthoderived leucossomes S-Type 518�5 Conv. U-Pb Schmitt et al. (1999a)

PRÉ-BRASILIANO ORTOGNAISSES

Conceição quarry gneiss(Quirino Suite)

CA 2,169�3 (UI)571�3 (LI)2,185�8 (UI)605�3 (LI)2,981

Conv. U-Pb Valladares (1996)

Machado et al. (1996)

Bom Sucesso gneiss(Região dos Lagos complex)

CA 2,185�8 (UI)605�3 (LI)

Conv. U-Pb Machado et al. (1996)

Araruama Batholith(Região dos Lagos complex)

CA 1,98�18 Conv. U-Pb Zimbres et al. (1990a)

(Região dos Lagos complex) CA 2.000 Conv. U-Pb Valladares et al. (1996)

Rio das Ostras Ortogneiss(Região dos Lagos complex)

CA 1,976�8 (UI)517�11 (LI)1,963�24

Conv. U-Pb Schimitt et al. (1999)

Geochemical classification: CA = calc-alkaline; HKCA=Hight-K calc-alkaline; I-type; S-type;L = lower intercept; U = upper intercept; Conv. = Conventional; Evap. = Evaporation

extensivo magmatismo alcalino. Adicionalmente,constata-se o desenvolvimento de formações su-perficiais terciárias e quaternárias continentais, e ossedimentos quaternários da plataforma continental(a serem abordados no Mapa da Plataforma Conti-nental).

A tabela 1 contém todos os dados geocronológi-cos U-Pb, obtidos pelos métodos convencionais eSHRIMP, bem como os dados Pb-Pb (evaporaçãoem zircão) relativos aos granitóides e ortognaissespré-cambrianos do Estado do Rio de Janeiro.

1.4.3 Geotransversa Isotópica Rio de Janeiro-Juiz de Fora (MG) – Escala 1:250.000

Devido à complexidade da estruturação tecto-no-magmática da geologia pré-cambriana do esta-

do, agravada pela escassez de dados geocronoló-gicos precisos, foi necessária a execução de umageotransversa isotópica orientativa, na escala1:250.000, apresentada em escala reduzida (figura5) e na escala original, no Anexo II.

A seção Rio de Janeiro-Juiz de Fora, ao longo daBR-040, foi a escolhida por ser representativa daestruturação geral desses terrenos e pelas exce-lentes e contínuas exposições nos cortes daquelarodovia. Além disso, a mesma reveste-se de gran-de importância, por seccionar os três batólitos maisimportantes do estado: Serra dos Órgãos, Rio deJaneiro e Rio Negro.

Os dois primeiros foram selecionados para data-ção pelo método U-Pb SHRIMP, por representaremplútons pré- a sintectônicos em relação ao princi-pal evento deformacional da área, constituindo-seem excelentes markers isotópicos desse evento.

– 11 –


Figura 5

2001

PROJEÇÃO UNIVERSAL TRANSVERSA DE MERCATOR

0 5 10 15 20km

Serviço Geológico do BrasilCPRM

Para

ibuna

Riv

er

Para

ibuna

Riv

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RIO

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Novo

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D C AB

GOVERNO DO ESTADO

Rio de Janeiro

N s�2

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am

Orthogneisses and associated

porphyroclastic granitoids

70

70

60

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25

25

5

25

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20

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25

70

51,52

50

49

48

46,47

44,45

43

42

41

40

38,39

36

37

35

34

29

28

27

25,26 23,24

33 30,31,32

21,22

20

18,19

17

16

15

14

13

12

11

9,10

7,8

5,6

4

3

1,2

D

C

B

A

Areal

Matias Barbosa

TRÊS

RIOS

Pedro do Rio

Itaipava

TERESÓPOLIS

PETRÓPOLIS

DUQUE DE

CAXIAS

DO GOVERNADOR

ISLAND

NITERÓI CITY

RIO DE JANEIRO CITY

Rio-Niterói Bridge

BR

-040H

ighway

BR-040

BR

-040

HIG

HW

AY

BR

-040H

ighway

RJ

MG

MG

RJ

JUIZ DE FORA (5Km)

GUANABARABAY

ATLANTIC OCEAN

N c�2

P jf�1

P jf�1

P jf�1

P jf�1

P jf�1

P jf�1

MNpit

P q�1

P q�1

P q�1

P q�1

P q�1

N as�3

ca

MNps

MNps

ca

N a�3

N a�3

N r�1

N p�1

N SS�2

N SS�2

N SS�2

N SS�2

N SS�2

N SS�2

N SS�2

N ra�1

N rc�2

N rc�2

Qa

Qm

MNps

Qa

Pegmatite

Kinzigite Dominantly

calc-silicated

rocks

Granitoids

Budins with

subhorizontal axes

MNpit

MNpit

MNpit

MNpit

MNpit

MNpitMNpit

MNpit

MNps

��c

Qa

Qa

Qa

Qa

3m

Local Shearing

TTG granulitic gneisses with anatectic charnockitic pockets

N c�2

Pjf

N c�2

N 2c�

Seção 3

Seção 1

5

AUTORES/

Reginaldo Alves dos Santos

Luiz Carlos da Silva

Hélio Canejo da Silva Cunha

Paulo César Santarém

Nolan Dehler

AUTHORS

COLABORADORES/COLLABORATORS

Maia

50m

am

N 1r�N 1r�

Tonalitic amphibolites and

porphyroclastic, concordant

granitoids; pegmatites

Orthogneisses and

subconcordant pegmatitic

veins

N10°/75NW shear zones

Pegmatite

Pegmatite

Pegmatite

Pegmatites

Fol.N60E/50NW

Cordierite-garnet-biotite

paragneiss (kinzigite),

(cs) and

amphibolite (am)

calc-

silicate rocks

cs

cs

csam

cs

am

6m

Seção 2

States Limits

44°

22°

44°

24°

42°

24°

22°

42°

ES

RJ

MG

RJ

MG

SP

SP

RJ

VOLTA

REDONDA

LORENA

JUIZ DE FORA

TRÊS

RIOS

CAMPOS

ATLANTIC

OCEAN

NITERÓIRIO DE JANEIRO

A

D

VASSOURAS

VALENÇA

PETRÓPOLIS

TERESÓPOLIS

MACAÉ

CABO FRIO

CACHOEIRO

DO ITAPEMIRIM

Section

Town

City

60

10

10

Contact

Approximate contact

Vertical and inclined foliation

Vertical and inclined mylonitic foliation

Horizontal and inclined stretching lineatio

Minifold axis

Fault shear zone

Strike slip-related fault

Thrust-related fault

Oblique thrust-related fault

Structural lineaments

Dextral and sinistral transcurrence (section)

Thrusting (section)

STRUCTURAL LEGEND

45

��

��

x x

559±4 Ma

569±6 Ma

STUDIED THIN SECTIONS ORDERED AS IN THE PROFILE

Observations

1. Unless otherwise mentioned, the studied granitoids and orthogneisses are

metaluminous, I-type

2. U-Pb SHRIMP dated samples in red

1 Porphyroclastic, coarse grained, biotite syenogranite gneiss 559 ± 4 Ma2 Porphyroclastic, coarse grained hornblende-biotite syenogranite gneiss3 Foliated, medium grained, sillimanite-garnet-two micas syenogranite gneiss4 Biotite-hornblende tonalite5 Biotite-amphibole nepheline syenite6 Biotite-amphibole nepheline syenite7 Quartz amphibolite8 Porphyritic biotite granite9 Foliated (garnet)-biotite granodiorite10 Foliated biotite granodiorite11 Foliated biotite granite12 Foliated hornblende-biotite quartzodiorite13 Foliated hornblende-biotite granite14 Foliated hornblende-biotite granite15 Foliated hornblende-biotite granite16 Foliated sillimanite-biotite S-type granite17 Foliated hornblende-biotite granodiorite18 Epidote-clinopyroxene-quartzofeldspathic gneiss (calc-silicate xenolith)19 Foliated hornblende-biotite porphyritic granite20 Foliated, coarse grained, hornblende-biotite granodiorite 569 ± 6 Ma21 Foliated biotite-hornblende quartzodiorite22 Biotite granite gneiss23 Foliated garnet-hornblende-biotite quartzodiorite24 Foliated hornblende-biotite granite25 Sillimanite-garnet biotite quartzofeldspathic gneiss (metagrywacke)26 Sillimanite-garnet-biotite quartzite27 Mylonitic two micas-sillimanite-garnet S-type granite28 Mylonitic biotite granite gneiss29 Foliated, porphyritic hornblende-biotite granite30 Mylonitic hornblende-clinopyroxene norite31 Mylonitic biotite charnockite gneiss32 Mylonitic hornblende-biotite garnet tonalite gneiss33 Mylonitic garnet-biotite S-type granite34 Mylonitic garnet-hornblende-clinopyroxene norite35 Mylonitic biotite granite36 Foliated biotite granite37 Foliated hornblende-biotite granite38 Foliated hornblende-biotite metaquartzodiorite39 Foliated hornblende-biotite granite40 Foliated, porphyritic biotite granite41 Foliated hornblende-biotite tonalite42 Foliated garnet-two micas S-type granite43 Protomylonitic garnet-biotite charnoenderbite44 Mylonitic hornblende norite45 Altered norite46 Altered norite47 Mylonitic biotite-hornblende enderbite48 Mylonitic biotite charnoenderbite49 Mylonitic garnet-biotite enderbite50 Mylonitic biotite charnoenderbite51 Mylonitic hornblende-biotite enderbite52 Mylonitic biotite granite

RIO DE JANEIRO – JUIZ DE FORA SECTION(Along Br 040 Highway)

UNITS EXPOSED IN SOUTHEASTERN RIO DE JANEIRO COUNTY ANDALONG BR-040 HIGHWAY

1 Qm Quaternary - Coastal marine deposits2. Rio de Janeiro Suite - N�2rp Pão de Açúcar (Sugar Loaf) Granite Coarsegrained, megaporphyritic (porphyroclastic), hornblende-biotite syenogranite gneiss(augen), with thrust-related foliation and local charnockitic patches3. Rio de Janeiro Suite - N�2rc Cosme Velho Granite Foliated garnet-two micasS-type, fine to medium grained, leucogranite gneiss4 Paraíba do Sul Complex - MNps São Fidélis Unit (Cordierite)-sillimanite-garnet-biotite quartzofeldspathic, partially melted paragneiss (metagreywacke);boudinated lenses of metacarbonatic calc-silicate rocks (ca) and amphibolite5. Qa Quaternary/Pleistocene Alluvial deposits6 Rio Negro Complex N�1r Hornblende-biotite tonalitic, thrust-related orthogneisswith interleaved amphibolite bands and intrusive apophyses of Serra dos Órgãosgranitoids7. Serra dos Órgãos Suite N�2ss Santo Aleixo Unit Marginal facies of thebatholith with abundant paragneissic country-rocks xenoliths, in situ migmatitesand S-type leucogranites8. ��c Canaã Alkaline Massif - Nepheline syenite (lichtfieldite)9. Serra dos Órgãos Suite N�2s serra dos Órgãos Unit Foliated hornblende-biotite bearing coarse grained granitoids10. N�2a Serra da Araras Suite Garnet-two micas S-type, coarse grained,porphyritic granite with abundant partially melted remnants of paragneissiccountry-rock11. P�1q Quirino Suite Orthopyroxe-hornblende-biotite granulite-faciesorthogneisses, affected by strong, high-strain directional shear zone deformation,showing local domains of retrogressive amphibolite-facies; interleaved withabundant granulite/amphibolite-facies paragneisses of Paraíba do Sul Complex12. N�2ab Serra das Abóboras Granite Garnet-two micas S-type coarse grainedporphyritic granites with abundant partially melted remnants of the paragneissiccountry-rock13. P�1jf Juiz de Fora Complex TTG banded orthopyroxene-bearing granuliticgneisses of enderbitic to charnoenderbitic composition, with abundantgabbronoritic intercalation14. N�2c Anatectic charnockites Garnet-hornblende charnockites with magmatictextures and discrete overprinted strike-slip-related foliation

PHOTO 04

Rio Negro Complex: highly transposed, banded tonalitic gneiss, interleaved with

fine (dm), dark, amphibolite bands. The light bands are intrusive granitic

apophyses from adjacent Serra dos Órgãos Batholith

PHOTO 05

Paraíba do Sul Complex (São Fidélis Unit): high-grade, gray, cordierite-sillimanite

bearing (kinzigitic) paragneiss (mesossome), with subparallel veins and bands of

garnet bearing granitic leucossomes (white). Possible layer-by-layer, in situmelting (migmatite)

PbU

Pb/ U2 07 2 35

2 06

2 38

0 .08 5

0 .09 0

0 .09 5

0 .10 0

0 .50 0 .60 0 .70 0 .80 0 .90

5 30

5 40

5 60

5 70

5 80

6 10

,

569 � 6 Ma (2 � )

n = 17 � 2 0 88

Serra do ÓrgãosSerra do Órgãos (Granodiorite(Granodiorite))

PbU

Pb/ U2 07 2 35

2 06

2 38

0 .08

0 .09

0 .10

0 .11

0 .6 0 .7 0 .8 0 .9 1 .0

5 00

5 50

6 00

6 50

.

Pão de AçúcarPão de Açúcar GraniteGranite

a ( ��559 4 M 2 )

n = 21 �2 2.24

PHOTO 06

Quirino Suite: granulite-facies mylonitic orthogneiss with dominant enderbitic and

minor noritic composition, interleaved with high-grade mylonitic paragneisses

bands (left). Exposure located within the highest strain zone of the Paraíba do Sul

Shear Zone. (Right) Syntectonic, strike-slip-related intrusion of ultramylonitic

leucogranite (S-C tectonite) from Santo Antônio de Pádua Suite

PHOTO 01

Rio de Janeiro Suite/Pão de Açúcar Granite: polished surfaces of Pão de Açúcar

Granite seen in the façade of the Geological Survey of Brazil (CPRM)

headquarters in Rio. Since 19th

century and until a few decades ago, this rock

has been used as dimension-stone in many buildings around the country. The

megaporphyroclastic (augen), mylonitic texture, is the main field characteristic of

the unit. The dominant asymmetrical microcline porphyroclasts, seen on the

polished surfaces, may be ascribed to solid-state deformation, overprinted on

magmatic flow fabrics. Approximately 2,000 m NE of Pão de Açúcar hill peak,

behind the Rio Sul Shopping building, the megaporphyritic facies occurs as product

of in situ partial melting of high-grade kinzigitic paragneiss (metagraywacke)

remnants . The SE gently dipping foliation regionally observed within the unit is

related to its cooling in a contractional, thrust-related stress field, during the

Brasiliano III collisional peak, at ca 560Ma.

PHOTO 02

Serra dos Órgãos Suite: coarse grained, hornblende bearing, foliated granodiorite

in a high-strain zone, with S/C conjugated foliations overprinted on

quartzofeldspathic aggregates. Arrow in the scale is northward oriented

PHOTO 03Dated outcrop of Serra dos Orgãos Suite: foliated, coarse grained hornblende bearingregional facies

PHOTO 06

Paraíba do Sul Complex (São Fidélis Unit): NW verging asymmetrical folding, in a low

strain zone of dextral oblique contracional deformation affecting a high-grade kinzigitic

paragneiss. The light bands are in situ syntectonic melted leucossomes

2

ARQUEANO

2.1 Complexo Mantiqueira (Am)

Introdução

O embasamento retrabalhado dos metassedi-mentos meso-neoproterozóicos no noroeste do es-tado é composto por ortognaisses tonalíticos ban-dados do Complexo Mantiqueira (Barbosa, 1954,Ebert 1955, 1956a e 1956b) de idade arqueana(Cordani, et al. 1973).

Sua ocorrência é restrita ao extremo-noroeste doestado, próximo às divisas com os estados de Mi-nas Gerais e São Paulo. Sua área de exposição émuito restrita, com cerca de 35km de comprimentona direção NE-SW por 4km de largura. Acha-se in-tercalado em metassedimentos do ComplexoEmbu, a sul, e do Grupo Andrelândia, a norte. A uni-dade é injetada pelos granitóides da Suíte PedraSelada (N�3p).

Relações Estruturais

São ortognaisses de fácies anfibolito, localmentemostrando venulações resultantes de fusão parcialin situ. Caracterizam-se estruturalmente por umafoliação tectônica de baixo a médio ângulo, com

mergulhos predominantes para sul, paralela a umbandamento composicional.

O contato entre a unidade e os metassedimentos doComplexo Embu dá-se através de uma zona de cisa-lhamento de baixo ângulo com vergência para NW erelacionadaà faseprincipaldedeformaçãoBrasiliana.

Petrologia, Geocronologia e EvoluçãoTectono-magmática

Trata-se de hornblenda-biotita ortognaisses to-nalíticos finamente (cm) bandados, com alternân-cia de bandas quartzo-feldspáticas e bandas máfi-cas. Intercalações métricas a decimétricas de anfi-bolitos, geralmente boudinados, são freqüentes,fornecendo à associação afinidades com os terre-nos bimodais arqueanos, do tipo TTG.

Não existem estudos químicos nem isotópicosdessas rochas, sendo sua correlação com o Com-plexo Mantiqueira s.s. baseada apenas em estudosestruturais e petrológicos.

Caso futuros trabalhos geocronológicos com-provem a correlação da unidade com o ComplexoMantiqueira, esta seria a ocorrência mais orientalde um fragmento arqueano, desmembrado do em-basamento do Cráton do São Francisco.

– 13 –


3

PALEOPROTEROZÓICO

3.1 Complexo Região dos Lagos (P�1rl)

Introdução

Foi originalmente descrito como “Unidade Re-gião dos Lagos” por Reis et al. (1980). Gomes et al.(1981) e Ferrari et al. (1981) apresentaram as diver-sas folhas geológicas, na escala 1:50.000, que in-cluem o complexo.

É constituído por ortognaisses bandados/dobra-dos, cinzentos, de composição tonalítica a graníti-ca, com abundantes paleodiques anfibolíticos de-formados. Em alguns locais encontram-se parcial-mente fundidos, com geração de venulações graní-ticas sintectônicas à deformação regional.

Constitui um extenso bloco na região cen-tro-leste do estado, com cerca de 125km de com-primento, com largura variável de 50km no sul e mí-nima de 4km mais a norte.


O complexo caracteriza-se por foliações commergulhos fracos, ora para nordeste, ora para su-deste, e por forte e persistente lineação de estira-mento, com indicação de transporte para NW.Esses elementos teriam tido uma geração pré-neo-

proterozóica (Fonseca et al. 1998), embora Schmittet al. (1999) admitam a possibilidade de uma idadecambriana, obtida através de datações U-Pb con-vencionais.


Petrograficamente são biotita-plagioclásio-mi-croclina ortognaisses tonalíticos a graníticos, local-mente com variações portadoras de hornblenda.São porfiróides, foliados, metamorfizados na fáciesanfibolito, com freqüentes venulações leucossômi-cas de leucogranitos anatéticos sintangenciais.

Várias fases de granitóides intrusivos não defor-mados cortam os gnaisses. Enclaves xenolíticos demetamargas ocorrem em áreas restritas.

Foram identificadas duas gerações de paleodi-ques anfibolíticos. A primeira, mais antiga, caracte-riza-se por finos níveis, descontínuos e dobrados,dispostos concordantemente com a foliação dosortognaisses dominantes do complexo Região dosLagos, como se observa na pedreira paralisada deSão Pedro d’Aldeia. A segunda, mais jovem, ocor-re, por exemplo, na pedreira abandonada da fazen-da de São José do Mutum e guarda ainda caracte-rísticas de um corpo intrusivo, nitidamente discor-

– 15 –


dante da foliação preferencial dos ortognaissesgrossos, encaixantes.

Zimbres et al. (1990a) obtiveram pelo métodoU/Pb em zircão a idade de 1.981 ± 18Ma, conside-rada como a de cristalização do ortognaisse (tabe-la 1). O diagrama apresentou um intercepto inferiorem 488 ± 55Ma, sugerindo os efeitos termais doEvento Brasiliano.

A geração paleoproterozóica dos protólitos dosortognaisses foi recentemente confirmada porSchmitt et al. (1999), que obtiveram idades U-Pbem zircão (Tabela 1) entre ca 2.000 e 1.960Ma (in-tercepto superior) e ca 520Ma (intercepto inferior),essas últimas atribuídas ao retrabalhamento neo-proterozóico.

Fonseca et al. (1994) obtiveram uma idade mo-delo TDM entre 2.700Ma e 2.300Ma, indicando aidade máxima de formação dos protólitos dos or-tognaisses. Idades isocrônicas Rb/Sr e Sm-Nd emtorno de 2.050Ma mostram a época da cristaliza-ção magmática. Os valores de �

Ndforam de (-6) e

(-7), mostrando o envolvimento de manto litosféricona geração dessas rochas.

Fonseca et al. (1979), Fonseca & Poupeau(1984), Zimbres et al. (1990) e Fonseca et al.(1994), dentre outros, sugerem que esse domíniocorresponda a um fragmento da Placa Angolana,acrescida à borda leste da Província Mantiqueirana Orogênese Brasiliana. Schmitt et al. (1999) obti-veram a idade de ca 520Ma para esse evento, re-presentando a colagem final do Orógeno Brasilia-no, por eles designado de Orogênese Búzios.

3.2 Complexo Juiz de Fora (P�1jf, P�1jfa)

Introdução

A unidade foi inicialmente designada como “Sé-rie” Juiz de Fora por Ebert (1956a) abrangendo ostermos catazonais da sua “Série” Paraíba.

No presente trabalho inclui ortognaisses tipoTTG (tonalitos-trondhjemitos-granodioritos) com in-tercalações de gnaisses máficos, toleiíticos (gnais-ses bimodais) e ortognaisses potássicos. Foramcaracterizadas duas unidades: a primeira, domi-nante e metamorfizada em fácies granulito (P�1jf), ea outra em fácies anfibolito (P�1jfa).

Intercalações de paragnaisses, genericamentedesignadas como Unidade Itaperuna por Barbosa& Grossi Sad (1983), foram desmembradas e pas-sam a integrar novamente o Complexo Paraíba doSul, conforme conceito original de Ebert. Ficam

também excluídas desse complexo as rochas char-nockíticas geradas no Ciclo Brasiliano, anterior-mente confundidas com os gnaisses charnockíti-cos do complexo, e passam a integrar a Suíte BelaJoana (N�2b).

Aflora no quadrante noroeste do estado, próximoà divisa com o Estado de Minas Gerais, na forma delentes estreitas e alongadas (até 80km de compri-mento).

O complexo foi subdividido em duas unidades li-toestratigráficas informais:

Unidade P�1jf

É constituída predominantemente de granodiori-tos/tonalitos a hornblenda-biotita- clino e ortopiro-xênio, do tipo TTG, de granulação média a grossa,cinzentos a esverdeados, homogêneos, com finasbandas félsicas alternando com bandas máficas,às vezes com granada, com predomínio da compo-sição enderbítica.

Unidade P�1jfa

Essa unidade encontra-se melhor caracterizadanas proximidades de Volta Redonda. Compreende,basicamente, biotita-hornblenda ortognaisse decomposição tonalítica a granodiorítica, subordina-damente granítica. São rochas meso a hololeuco-cráticas, localmente exibindo estruturas porfiroclás-ticas. Esse conjunto de fácies anfibolito é de difícildiscriminação dos ortognaisses da Suíte Quirino.


A unidade ocorre na forma de uma série de me-galentes alongadas na direção NE-SW, caracteri-zadas por intercalações tectônicas entre rochassupracrustais metamorfizadas em alto grau e mig-matizadas, e, localmente, com os ortognaisses daSuíte Quirino. Quatro dessas faixas ocorrem entreResende, Volta Redonda e Afonso Arinos, a noroes-te de Valença, e uma entre Vassouras e Três Rios,imediatamente a noroeste da Zona de Cisalhamen-to do Rio Paraíba do Sul. Podem alcançar até cercade 80km de comprimento por menos de 5km de lar-gura aflorante.

Essas intercalações efetuam-se principalmentepor zonas de cisalhamento de médio a alto ângulocom movimentação direcional dextral a oblíquadextral, com componentes de empurrão com topopara noroeste e, mais localmente, por empurrõesstrictu sensu com topo para noroeste. Foram obser-

– 16 –


vados também empurrões com vergência de topopara nordeste. A relação de idade entre essas zo-nas de cisalhamento não pôde ser determinada.Localmente há registros de movimentações sinis-trais mais antigas que as zonas dextrais.

Em regiões limítrofes de MG, nos arredores deLeopoldina, ocorrem zonas de cisalhamento con-tracionais com componente oblíqua sinistral, quechegaram a esculpir um megassigmóide de morfo-logia concordante com o movimento sinistral. Trata-se de uma inversão para um domínio de zonas decisalhamento contracionais com componentesoblíquas sinistrais (figura 5, Seção 3).

Na região de Valença os contatos entre os or-tognaisses da Suíte Quirino e os granulitos doComplexo Juiz de Fora dão-se por empurrões, e,aparentemente, tornam-se oblíquos a NE e SW,onde há mudanças nas direções das zonas de ci-salhamento.

É possível que futuros trabalhos comprovemuma relação de cogeneticidade entre a Suíte Quiri-no e o Complexo Juiz de Fora, porém, ao nível atualde conhecimentos, as mesmas foram tratadas dis-criminadamente. Da mesma forma, é possível que,em parte, as intercalações de paragnaisses, aquiincluídos no Complexo Paraíba do Sul, venham aser comprovadas como componentes de um ciclosedimentar anterior (Paleoproterozóico), porém osdados obtidos ainda não permitiram tal enfoque.


A associação dominante inclui enderbito, char-nockito e norito e seus equivalentes de fácies anfi-bolito (ortognaisses tonalíticos e granodioríticos emetagabros). Barbosa & Grossi Sad (1983) classifi-caram os ortognaisses em três associações: bási-ca, intermediária e ácida. À primeira atribuíram umaorigem ígnea, toleiítica e de fundo oceânico. A assi-natura química ortoderivada das seqüências inter-mediárias e ácidas foi determinada em trabalhosmais recentes (e.g. Duarte et al., 1997).

Dados petrográficos, químicos e geocronológi-cos recentes (Duarte et al., 1999; Valladares, 1996,Machado et al., 1996) indicam que corpos plutôni-cos de granada charnockitos das imediações deJuiz de Fora, anteriormente atribuídos ao complexohomônimo, são fusões a seco de rochas preexis-tentes, ocorridas durante o pico do metamorfismobrasiliano (ca 580Ma).

Idades obtidas pelo método U-Pb convencionalem zircão, em amostras do Estado de Minas Gerais

(Machado et al., 1996) forneceram um interceptosuperior de 2.134Ma, interpretado como a idade decristalização da rocha, enquanto o intercepto inferi-or, de 579Ma, foi atribuído ao metamorfismo brasili-ano. Essas idades são correlatas às obtidas para aSuíte Quirino por Valladares (1996) e Machado et

al. (1996), também interpretadas como idades decristalização dos precursores dos ortognaisses (ta-bela 1).

Relacionados a essa fase tangencial neoprote-rozóica ocorrem freqüentes mobilizados de com-posição charnockítica, resultantes da fusão parcialdos gnaises TTG (magmas tipo C, de Killpatrick &Ellis 1992) (figura 5, Seção 3).

Dados Sm-Nd obtidos por Fischel et al. (1998) eMachado et al. (1996) no Estado de Minas Geraisforneceram idades-modelo TDM de 2.130 a2.220Ma, indicando idades máximas paleoprotero-zóicas para os protólitos dos ortognaisses, e confir-mando a idade paleoproterozóica obtida por Ma-chado et al. (1996).

As assinaturas químicas e isotópicas do Com-plexo Juiz de Fora podem ser interpretadas comoprovenientes de uma crosta tipo TTG gerada no Ci-clo Transamazônico. Trata-se das raízes de umarco pré-colisional acrescido à margem oriental doCráton do São Francisco, ligada à convergênciapara W do Cráton do Congo, contra o Cráton do SãoFrancisco.

Posteriormente, durante um nova colisão relacio-nada ao Ciclo Brasiliano, há ca 580Ma, esse arcotransamazônico foi fortemente retrabalhado emcondições de fácies anfibolito a granulito, e empur-rado novamente contra o Cráton do São Francisco,gerando os gnaisses regionais (Alkmim & Fonseca,1998; Cunningham et al., 1998).

3.3 Suíte Quirino (P�1q)

Introdução

A Suíte Quirino foi descrita por Machado (1984)nos arredores das cidades de Vassouras, Para-cambi e Valença, na porção oriental da folha VoltaRedonda (escala 1:250.000). Aflora no quadrantenoroeste do estado, entre as zonas de cisalhamen-to Paraíba do Sul e Valença (Rio Preto).

Posteriormente, a unidade foi estudada por Heil-bron (1991, 1993), Machado et al. (1996), Vallada-res (1996), Valladares et al. (1997a) e Oliveira et al.(1999). Gnaisses correlatos afloram em uma exten-sa faixa de orientação geral NE-SW, desde o limite

– 17 –


nordeste da Folha Volta Redonda, até as imedia-ções da cidade de Getulândia, na porção centralda mesma folha.

Heilbron (1993) estudando as rochas da oportu-namente denominada “Suíte Intrusiva Quirino-Do-rândia”, assinalou o caráter homogêneo destesgnaisses e interpretou o protólito dos mesmoscomo ortoderivado. O caráter intrusivo destas ro-chas foi inferido a partir da observação de xenólitosde quartzitos, rochas calcissilicáticas e anfibolitos,muito semelhantes às encaixantes (Complexo Pa-raíba do Sul).


Os ortognaisses desta unidade têm estruturas in-ternas variáveis, localmente caracterizadas por umbandamento gnáissico espesso (centimétrico), oupor estruturas foliadas relativamente homogêneas(Machado, 1984). O bandamento gnáissico/folia-ção tectônica principal tem atitude preferencial-mente suborizontal com mergulho variável, fato atri-buído a dobras abertas com eixos suborizontais esuperfície axial vertical, de grandes amplitudes ecomprimentos de onda (Machado, 1984). Uma ex-ceção a este padrão estrutural é verificada no interi-or de zonas de cisalhamento direcionais, onde aestrutura planar é essencialmente vertical (Macha-do, 1984, Valladares, 1996). Nestas porções podeocorrer o desenvolvimento de tramas constriciona-is (tectonitos L) (figura 5).

Para Machado (1984), os ortognaisses desta as-sociação afloram em núcleos de estruturas antifor-mais, tendo sido, por este fato, interpretados comoembasamento das rochas supracrustais do Com-plexo Paraíba do Sul. A presença de xenólitos derochas supracrustais, inicialmente interpretadoscomo pertencentes ao Complexo Paraíba do Sul,indica a existência de associações metassedimen-tares mais antigas (pré-neoproterozóicas), aindanão cartografadas na região.

Para Heilbron (1993), os ortognaisses Quirinoafloram na escama tectônica superior da estruturaregional imbricada da Faixa Ribeira, associadosaos metassedimentos do Complexo Paraíba do Sul.O contato basal desta escama é dado por empur-rões com vergência de topo para noroeste, na altu-ra da cidade de Valença (Machado 1984, Heilbron1993). Em termos regionais, os contatos dos ortog-naisses e as rochas de cobertura são invariavel-mente tectônicos (Machado, 1984; Heilbron1993).

A estrutura imbricada, na qual são observáveisníveis da Unidade Quirino tectonicamente interca-lados com o Complexo Paraíba do Sul, deve-se aointrincado arranjo de dobras e falhas do conjunto(figura 5, Seção 1).


A unidade é constituída de hornblenda gnaisses,hornblenda-biotita gnaisses e biotita granitóideshomogêneos, localmente ocorrendo também anfi-bolitos. Todos os litótipos possuem mobilizados fél-sicos, que conferem um aspecto migmatítico aosgnaisses.

Heilbron (1993) reconheceu duas associaçõesprincipais: hornblenda-biotita granitóides de com-posição granodiorítica a tonalítica, e biotita granitói-des de composição monzonítica a granodioríti-ca/granítica, provavelmente mais antigos que osgranitóides a hornblenda.

Valladares (1996), de maneira semelhante a Heil-bron (1993), subdividiu os ortognaisses Quirino emduas seqüências principais: uma granodiorítica,cuja assinatura é similar às séries calcioalcalinaspré-colisionais, sendo, portanto, interpretada comorepresentante de arco magmático pré-colisional; euma granítica, de alto potássio, mais rica em ele-mentos LILE, com assinatura química calcioalcalinae de características pós-colisionais (Valladares,1996).

Os dados litogeoquímicos disponíveis foram ob-tidos por Valladares (1996) e Valladares et al.(1997a). Segundo estes autores, o magmatismoque originou os protólitos dos ortognaisses destasuíte pertencem a duas séries calcioalcalinas dis-tintas, relacionadas à implantação de um arcomagmático. Valladares (1996) assinalou que a sé-rie calcioalcalina alto potássio, relativamente maisrica em elementos incompatíveis, teria se formadopor fusão de crosta espessada.

Os dados isotópicos U/Pb em zircão (Tabela 1)forneceram idades de 2,17 e 2,18Ga (Machado et

al. 1996, Valladares, 1996), interpretadas pelos au-tores como idade de cristalização dos precursoresdos ortognaisses, caracterizando dessa maneiraum arco magmático paleoproterozóico. Idadesmais antigas, arqueanas (2,85 – 2,98Ga), foram in-terpretadas como herança crustal (Machado et al.1996, Valladares, 1996). Outros dados U/Pb obti-dos em titanitas e zircões (interceptos inferiores)forneceram idades no intervalo de 0,6 a 0,5Ga (Ma-chado et al. 1996, Valladares et al. 1997), e foram

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interpretadas como idades do retrabalhamento bra-siliano (metamorfismo) (Valladares, 1996; Machadoet al., 1996). Mais recentemente Schmitt et al. (1999)obtiveram idades U-Pb de ca 1.950Ma confirmandoa existência de importante evento, acrescionário

mais recente que a obtida por Machado et al. (1996).Da mesma maneira os dados U-Pb em outros ortog-naisses da região (Zimbres et al., 1990; Valladares et

al., 1996) indicam uma idade aproximada de2.000Ma para esse evento (tabela 1).

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MESO/NEOPROTEROZÓICO

4.1Grupo Andrelândia (MNa)

Introdução

Ebert (1955) designou de Grupo Andrelândia osmetassedimentos expostos na região da cidadehomônima. Constitui uma estreita faixa compostapor metassedimentos de fácies anfibolito, que ocu-pa o extremo-noroeste do estado, junto à divisacom os estados de Minas Gerais e São Paulo. Foicorrelacionada ao Grupo Andrelândia, exposto noEstado de São Paulo (Paciullo, 1997). A faixa tem32km de comprimento, com largura variando de 4 a10km, daí estendendo-se para os dois estados limí-trofes.

Associações Faciológicas e SignificadoPaleoambiental

Os metassedimentos aflorantes neste domíniocorrespondem a duas das associações faciológi-cas detalhadas regionalmente por Paciullo(1997) e são descritas a seguir, da base para otopo:

Associação faciológica I (a4) – composta poruma seqüência estratificada de biotita gnaisse fino

e xistos com intercalações métricas de quartzitospuros e feldspáticos.

Associação faciológica IV (b1) – formada por ro-chas semipelíticas e granada-biotita gnaisse ban-dado com intercalações de quartzitos.

A evolução da bacia Andrelândia está relaciona-da à fase pré-orogênica da Faixa Brasília, a partirda fragmentação do Supercontinente Rodínia, ten-do evoluído para uma margem passiva neoprotero-zóica (e.g. Paciullo, 1997; Heilbron, 1993; Trouw et

al., 2000).

Evolução Metamórfico-Estrutural,Idade e Correlações

Estruturalmente, os litótipos são caracterizadospor uma foliação tectônica de baixo a médio ângu-lo, com mergulhos predominantes para sul, parale-la a um bandamento composicional. Nesta folia-ção, as lineações de estiramento/mineral e os indi-cadores de sentido de cisalhamento observadossugerem uma movimentação predominantementeoblíqua dextral, com componente de empurrão,embora movimentações direcionais também te-nham sido documentadas. Aspectos estruturais decampo sugerem que a deformação tenha sido ins-

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talada em condições metamórficas da fácies anfi-bolito alto, zona da sillimanita.

Em termos regionais, o metamorfismo princi-pal que afetou os metassedimentos do GrupoAndrelândia, segundo Trouw et al. (1986), é depressão intermediária. Heilbron (1993) propôsuma evolução tectônica semelhante para o suldo Estado de Minas Gerais e para o Rio de Janei-ro. Os metassedimentos do Grupo Andrelândia,correlatos aos dos grupos Araxá e Canastra, fo-ram empurrados para leste, segundo a tectônicada Faixa Brasília e, posteriormente, sofreram en-curtamento N-S correlato à tectônica da Faixa Ri-beira.

As rochas metassedimentares estão migmatiza-das, quando composicionalmente favoráveis.Associam-se, portanto, a corpos relativamente res-tritos de leucogranitos com granada, turmalina, bio-tita e muscovita.

4.2 Complexo Embu (MNe)

Introdução

A caracterização original do Complexo Embu édevida a Hasui (1975), que empregou o termoComplexo Embu para designar os migmatitos dabase do Grupo Açungui em São Paulo.

Ocorre na extremidade noroeste do estado, emuma extensa faixa de direção NE-SW, com 120kmde comprimento e largura máxima de 16km no sul,estendendo-se daí para o Estado de Minas Gerais.Apresenta importantes intercalações de granitosdo tipo S, sendo a mais importante a do granito RioTurvo, com 45km de comprimento (estendendo-separa o Estado de São Paulo) e 8km de largura mé-dia. Outras intercalações correspondem a ortogna-isses granulíticos do Complexo Juiz de Fora(P�1jf).

Embora originariamente reconhecidos apenasem São Paulo, Hasui et al. (1981; in Schobbenhauset al., 1984) estenderam a ocorrência desses metas-sedimentos para o noroeste do Estado do Rio de Ja-neiro.

Na presente integração, a correlação da unidadenos dois estados foi efetuada com base na continui-dade geográfica, estrutural e tectônica, e na ausên-cia de evidências de qualquer descontinuidade tec-tônica aparente. Entretanto, devido à escassez deanálises petrográficas, não foi possível determinar otipo bárico do metamorfismo atuante na porção flu-

minense, ao contrário da porção paulista, caracteri-zada como sendo de média P/T.


Foram reportados metassedimentos pelíticos,gnáissicos ou xistosos, com sillimanita e granada,rochas calcissilicáticas, gnaisses kinzigíticos,gnaisses semipelíticos e, subordinadamente,gonditos. Localmente ocorrem expressivos estra-tos de quartzitos feldspáticos grossos. Os metas-sedimentos, quando composicionalmente favorá-veis, associam-se a granitos do tipo S, individuali-záveis ou não na escala deste trabalho. Do pontode vista da faciologia metamórfica reportadaacima, a unidade é indistinguível, tanto do Com-plexo Paraíba do Sul, quanto do Grupo Andrelân-dia, devendo constituir um segmento de margempassiva de idade neoproterozóica.

Evolução Metamórfico-estrutural,Idade e Correlações

O metamorfismo que afetou os metassedimen-tos é da fácies anfibolito alto, zona da sillimanita,sendo freqüente a presença de bolsões de fusãoin situ e passagem gradativa para granitóides S.Embora na literatura do estado a extensão flumi-nense do Complexo Embu seja, via de regra, con-siderada correspondente ao Complexo Paraíbado Sul, a descoberta de porfiroclastos reliquiaresde cianita da fase metamórfica M1 (Silva et al.,

1991) levanta dúvidas sobre essa correlação. Acaracterização de uma evolução metamórfica sobregime de média pressão para o Complexo Embuem São Paulo indica que esse cinturão foi meta-morfizado sob condições distintas do Cinturão Pa-raíba do Sul, o qual é caracterizado por um regimede alta T / baixa P.

O significado dessas direrenças para a evoluçãoorogênica ainda não está bem definido, requeren-do trabalhos de maior detalhe para sua compreen-são. Entretanto, há uma forte indicação de que, aomenos do ponto de vista do metamorfismo operan-te, o Complexo Embu represente uma extensão doGrupo Andrelândia, conforme cartografado em tra-balhos recentes (Trouw et al., 2000). Entretanto,como a evolução desse último está inserida no con-texto da Faixa Brasília, o significado dessa correla-ção não está bem compreendido.

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4.3 Complexo Paraíba do Sul

Introdução

Apesar das definições originais, datadas aindada primeira metade do século 20, e conferindo-lhesempre um caráter essencialmente supracrustal, oComplexo Paraíba do Sul (CPS) representa umaunidade estratigráfica que sofreu grandes modifi-cações nas caracterizações estratigráficas, petro-gráficas e tectônicas.

Moraes Rego (1933) designou de “gneiss do Pa-rahyba” a um conjunto de rochas contendo cama-das lenticulares de calcários magnesianos. Rosier(1952) utilizou o termo “Complexo do Paraíba” paradefinir o gnaisse com plagioclásio, correlacionávelao “protogneis” de Lamego (1936), observado novale do rio Paraíba do Sul. Nessa mesma região,Ebert (1955) definiu a “Série Paraíba” como sendoconstituída de “quartzito basal, sedimentos clásti-cos, grauvacas, conglomerados, tilitos (?) e calcári-os”. Em 1965, Rosier ampliou a assembléia litológicacom a inclusão de gnaisses diversos e migmatitos,charnockitos, mármores, tactitos e “metaquartzitos”.Lima et al. (1981) empregaram pela primeira vez otermo Complexo Paraíba do Sul para designar oconjunto de gnaisses granadíferos e kinzigitos da re-gião costeira, do vale do rio Doce ao Rio de Janeiro.

Na literatura mais moderna, há uma tendência àhierarquização da unidade como Grupo e a subdi-visão da unidade aqui cartografada como Comple-xo Paraíba do Sul em um Grupo Paraíba do Sul e umGrupo Italva (e.g. Heilbron et al., 2000). Embora emregiões mais restritas seja factível e adequada asua hierarquização como grupo, no presente traba-lho, executado em escala muito regional, não foiainda possível a depuração total do complexo paraa sua correta representação como grupo. Porém,mesmo mantendo em escala estadual a conceitua-ção de complexo, esse teve uma significativa redu-ção em área cartografada. Litótipos anteriormentedesignados de leptinitos, leucognaisses, gnaissesfacoidais e parte dos “migmatitos”, entre outros ter-mos, foram mapeados como granitóides tipo S.Parte dos “gnaisses” mostraram-se produtos orto-derivados.

Após a depuração conceitual e cartográfica fo-ram definidas duas faixas principais de ocorrênciado complexo. Na primeira, exposta nas regiões oci-dental e norte do estado, com grande continuidadefísica, estendendo-se desde a divisa com São Pau-lo até o Espírito Santo, foram distinguidas três uni-dades informais: São Fidélis, Italva e Itaperuna. A

outra faixa, em trabalhos anteriores designada deLumiar - Rio Bonito, com prolongamentos no senti-do de Campos, está situada na região da Serra doMar e contém litótipos aqui agrupados na UnidadeSão Fidélis.

Várias lentes menos expressivas, em especialdessa última unidade, encontram-se dispersas emmeio a rochas ortognáissicas, charnockíticas e gra-nitóides, sendo uma das mais notáveis a definidana região da cidade do Rio de Janeiro.

Em trabalhos cartográficos de escala regional, arepresentação cartográfica e a discriminação entreparagnaisses parcialmente fundidos (migmatitos)e granitóides S é bastante precária. São observa-das freqüentemente passagens gradacionais entreo que se convencionou designar de granito S esuas encaixantes. Portanto, o desenho dessas uni-dades, no presente mapa geológico do estado,deve sofrer, ainda, profundas alterações.


No presente trabalho o Complexo Paraíba do Sulé composto por três unidades estratigráficas infor-mais, estabelecidas com base nos respectivosconteúdos líticos, a saber:

4.3.1 Unidade São Fidélis – MNps

Representa a maior parte da área de ocorrênciado Complexo Paraíba do Sul, sendo constituída es-sencialmente por metassedimentos detríticos, peli-to-grauvaqueanos: granada-biotita-(sillimanita)gnaisses quartzo-feldspáticos (metagrauvacas),com ocorrência generalizada de bolsões e veios deleucossomas graníticos derivados de fusão parcialin situ e injeções. Variedades portadoras de cordie-rita e sillimanita (kinzigitos), comumente apresen-tando horizontes de xistos grafitosos, exibem con-tatos transicionais com os granada-biotita gnais-ses. De ocorrência mais restrita, por vezes são ob-servadas intercalações de quartzitos (qz), rochasmetacarbonáticas e calcissilicáticas (ca), além decorpos de anfibolitos e concentrações manganesí-feras (gonditos?). Em domínios menos deformadospodem ser percebidas localmente estruturas deressedimentação, decorrentes de fluxos turbidíti-cos (metaturbiditos).

Os paragnaisses quartzo-feldspáticos são com-postos predominantemente de quartzo, feldspato

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(plagioclásio) e biotita, com percentagens variadasde granada, e são os de distribuição mais ampla nointerior do CPS. O seu caráter paraderivado é de re-conhecimento relativamente difícil, ainda em esca-la de afloramento, quando eles não se encontramassociados com pelo menos um dos termos porta-dores de excesso de sílica, alumina ou carbonatos,descritos mais adiante. Muitas dessas exposiçõescorrespondem aos chamados “gnaisses banda-dos” ou “gnaisses fitados” da região do vale do rioParaíba do Sul. Costumam apresentar um típico as-pecto migmatítico, tendo sido descritos quasesempre, nos trabalhos anteriores, como metatexi-tos de estrutura estromática a flebítica. Devido aonotável paralelismo entre as bandas de paleosso-ma (biotita-plagioclásio gnaisse) e neossoma(quartzo-feldspático), sucessivamente alternadas,qualquer que seja a origem ou forma particular doúltimo, essas estruturas migmatíticas adquiremuma óbvia conotação sintectônica. As estruturassedimentares comumente preservadas correspon-dem a bandamentos primários e refletem variaçõesnas proporções relativas de areia, argila e carbona-tos. No caso dos ritmos verificados nas alternânciasde gnaisses quartzosos e aluminosos, junto com es-truturas do tipo granodecrescências ascendentes, épossível interpretá-los como fluxos gravitacionaisou, mais especificamente, de correntes de turbidezrelativamente densas.

Ao longo da zona de cisalhamento do rio Paraíbado Sul predominam milonitos com estrutura de fluxobem definida, e os gnaisses são comumente lamina-dos ou bandados. Os porfiroclastos são abundan-tes, milimétricos, com formas sigmoidais, estiradosou arredondados, e constituídos de feldspato trans-lúcido ou branco, na maioria das vezes plagioclásio.O quartzo também aparece estirado, muitas vezesformando níveis descontínuos (figura 5, Seção 2).

Os gnaisses aluminosos granadíferos e kinzigi-tos têm uma área de ocorrência bastante expressi-va ao longo da faixa que se estende próximo e pa-ralelamente ao litoral, conforme foi assinalado porSilva & Ferrari (1976). Faixas menores foram identi-ficadas por Machado Fº et al. (1983) entre Manga-ratiba e Três Rios, a mais proeminente compondoparte da serra das Araras, onde gradacionam paragranitóides tipo S. Em alguns segmentos a monóto-na predominância de gnaisses aluminosos é que-brada apenas pela presença de rochas calcissili-cáticas, e o registro de quartzitos e rochas anfibolí-ticas é ainda mais esparso. Por vezes são portado-res de grafita (kinzigíticos) e derivados de sedimen-tos pelíticos/folhelhos e grauvacas. Esta é também

uma das conclusões de Grossi Sad & Dutra (1988),com base em análises litogeoquímicas dos kinzigi-tos. O seu posicionamento intermediário entre oscampos dos folhelhos e das grauvacas é sugestivode sedimentos originalmente arenosos, mas comum grau relativamente baixo de maturidade textu-ral. São rochas de cor cinza, granulação fina a mé-dia, com uma textura blastomilonítica a miloníticaao longo das zonas de cisalhamento. Os gnaissesestão manchados por porfiroclastos de feldspato epor abundantes cristais de granada. Grafita e silli-manita fibrosa ou prismática fazem parte da assem-bléia mineral, embora ocorram como constituintesmenores. O quartzo é lenticular e a biotita é de umavariedade rica em titânio. Quando presente, o orto-clásio é mais abundante que a microclina, o plagio-clásio tem a composição de oligoclásio e a magne-tita é o principal mineral acessório.

As rochas calcissilicáticas constituem numero-sas e pequenas lentes e boudins, tendo sido identi-ficadas algumas ocorrências maiores em Casimirode Abreu e próximo ao litoral da baía da Ilha Grande(Machado Fº et al., 1983). Ocorrem intercaladas ouassociadas aos corpos de mármores, anfibóliognaisses e biotita gnaisses, e os protólitos devemcorresponder a sedimentos carbonáticos contendoabundantes impurezas siliciclásticas (figura 5).Grossi Sad & Dutra (1988) sugeriram composiçõesoriginais intermediárias entre rochas pelíticas/argi-losas/carbonáticas e grauvacas. São de coloraçãoesverdeada a esbranquiçada, de granulação fina,aspecto sacaroidal e estrutura maciça ou bem folia-da a bandada. A textura é poligonal, com junçõestríplices. A mineralogia básica compreende quart-zo, plagioclásio (variável de oligoclásio a bytowni-ta), carbonato, diopsídio, esfeno e apatita. Algumasvariedades podem conter microclina, anfibólio(hornblenda e actinolita), minerais opacos, epidoto,escapolita, brucita, biotita e clorita, além de grana-da, zircão e pirita.

Os quartzitos constituem corpos descontínuos,intercalados nos gnaisses devido ao dobramentoregional, e as maiores porções encontram-se a su-deste de Carmo, a nordeste de Miguel Pereira e nasserras da Taquara e das Araras. Segundo GrossiSad & Dutra (1988), que os consideraram típicos dadenominada “Formação Itaocara”, os corpos dequartzitos são delgados, quase sempre com es-pessuras aparentes inferiores a 20m, podendo atin-gir centenas de metros. São rochas de granulaçãofina a grossa, coloração cinza-esbranquiçada aamarelada, fraturadas e de brilho vítreo. Por vezesexibem passagens gradacionais para termos ricos

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em micas (quartzo xistos) ou em feldspatos (gnais-ses quartzosos), exemplificando variações laterais everticais de fácies. Representam os metassedimen-tos da série com excesso de sílica e contêm teoresvariáveis de micas (biotita, muscovita e/ou sericita),feldspatos (microclina e plagioclásio, freqüente-mente caulinizados), sillimanita (fibrosa ou prismáti-ca), granada e magnetita, além de zircão, rutilo eapatita como minerais acessórios. Os grãos dequartzo apresentam contornos angulosos, xeno-blásticos e estão imbricados, formando um mosaicode contatos nítidos.

Anfibolitos, de acordo com Silva & Ferrari (1976),são rochas freqüentemente encontradas no interiordo CPS, apresentando o desenvolvimento nítido deuma estrutura planar (xistosidade). Ocorrem inter-calados nos gnaisses, mormente concordantescom a estrutura bandada dos mesmos, bem comonos corpos lenticulares de rochas carbonáticas. Asespessuras dos anfibolitos são variáveis desde al-guns poucos centímetros até várias dezenas demetros, mas comumente são decimétricos. Bran-dalise et al. (1976) descreveram leitos com grandepersistência lateral e estruturas dobradas com es-pessamento das charneiras (dobras similares),considerando-os, ao menos em grande parte,como resultantes do metamorfismo de rochas máfi-cas. Apresentam uma cor cinza-médio a escuro,com tonalidade esverdeada e uma granulação finaa média. Ao microscópio revelam uma textura gra-noblástica a nematoblástica e associações minera-lógicas comumente representadas por anfibólio(hornblenda), plagioclásio (andesina, por vezes emcristais relictos hipidiomórficos e zonados), biotita ealgum quartzo. Os constituintes acessórios são aapatita, titanita e zirconita, e entre os produtos dealteração ocorrem carbonato, epidoto, sericita eclorita.

Sobre a (figura 5) gênese dos anfibolitos, Macha-do Fº et al. (1983) destacaram, entre outros aspec-tos, o elevado conteúdo de titânio e sugeriram umaproveniência a partir de rochas ígneas básicas (ba-saltos de alta alumina) a intermediárias (andesitos)geradas num ambiente tectônico de margem conti-nental.

4.3.2 Unidade Italva – MNpi

Esta unidade é caracterizada principalmentepela presença de mármores, que são um produtoindustrial importante na região, particularmente naslocalidades de Italva, Euclidelândia e Cordei-

ro-Cantagalo. Encontram-se tectonicamente imbri-cados com granada-biotita-sillimanita gnaissesquartzo-feldspáticos, a quartzo-anfibólio- clinopiro-xênio gnaisses (rochas calcissilicáticas). Foram re-feridos como “Calcários de São Joaquim” por La-mego (1940b) e cartografados, nessa mesma re-gião, como Unidade São Joaquim por Batista et al.(1978).

Na região central e setentrional do Estado do Riode Janeiro, várias massas de mármore com dimen-sões até quilométricas encontram-se alinhadas se-gundo duas faixas paralelas. Formam as serras dasÁguas Quentes (faixa ocidental), Vermelha e doPortela (faixa oriental), e na região de Italva (serrado Funil) compõem um grande corpo em forma deferradura.

Os mármores representam o produto, sob condi-ções de metamorfismo de grau forte, de sedimentosquímicos marinhos, tipificando o extremo de uma sé-rie com “excesso de carbonatos”. Podem ocorrermuito puros, a exemplo dos vários corpos de már-mores calcíticos utilizados na indústria de cimentoPortland, com variações para termos dolomíticos, oucontêm impurezas de quartzo, sendo que os dolomi-tos calcíferos predominam sobre os mármores calcí-ticos. São de cor branca, cinza (a cinza- azulado) ouesverdeada (dependendo da quantidade de anfibó-lio e/ou piroxênio), podendo também ser encontra-dos com tonalidades amareladas ou rosadas. A gra-nulação é média a grossa, mas os mármores dolomí-ticos tendem a ter uma granulação fina. Muitas ve-zes constituem corpos maciços, em outros casossão estratificados, evidenciando bem os leitos oucamadas. Ao microscópio mostram uma textura gra-noblástica xenomórfica ou hipidioblástica poligoni-zada e as observações texturais indicam tambémque os mármores sofreram uma cristalizaçãopré-tectônica e uma deformação pós-cristalização.Os termos quartzosos contêm feldspato e mineraismáficos. Grafita ocorre em flocos disseminados epalhetas intersticiais ou inclusas nos carbonatos. Osminerais acessórios dos mármores são o plagioclá-sio e a wollastonita (nas variedades com quartzo),sericita, apatita, titanita, magnetita e pirita. Anfibóliotremolítico, piroxênio diopsídico, serpentina e olivinaforsterítica ocorrem em mármores dolomíticos.Alguns corpos de mármore exibem grandes lentesde calcita romboédrica.

Nas regiões de contato, concordante mas prova-velmente de natureza tectônica, com as rochasgnáissicas associadas, Silva & Ferrari (1976) ob-servaram freqüentes zonas laminadas, normalmen-te com espessura inferior a 20cm, constituídas de

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rochas calcissilicáticas. Em vários locais, como naserra do Portela e em Italva, foi constatada uma es-treita associação dos mármores com anfibólio gna-isses, mas o conteúdo mineralógico dos últimos, en-volvendo minerais como hornblenda comum e alla-nita, parece afastar uma hipótese de paraderivaçãodos mesmos.

No contexto dos gnaisses do CPS também sãofeitas referências à presença de “para-anfibolitos”(Brandalise et al., 1976), que notaram essa associ-ação na serra das Águas Quentes (entre Euclide-lândia e Itaocara) e na rodovia Itaocara - Jagua-rembé. Os corpos anfibolíticos ali descritos são decor verde-escuro a negro, concordantes com obandamento gnáissico, e resultariam do metamor-fismo sobre margas. Os gnaisses desses locaistambém contêm anfibólio, além de massas decomposição carbonática, sob a forma de lentes demármore de dimensões variáveis. Outras descri-ções de boudins e lentes de anfibolitos de origemcomprovadamente sedimentar são encontradasem Machado Fº et al. (1983), que os caracteriza-ram como portadores de estrutura linear a maciça,granulação em geral média a fina e coloração ver-de-escuro a cinza-escuro.

4.3.3 Unidade Itaperuna – MNpit

Esta unidade foi cartografada, inicialmente, porBarbosa et al. (1981) e incluída no Agrupamento Idos trabalhos do DRM, juntamente com as unida-des Raposo e Comendador Venâncio. Posterior-mente, Grossi Sad & Barbosa (1985) incluíram asduas últimas unidades no Complexo Juiz de Fora econsideraram a unidade Itaperuna de idade inter-mediária entre este complexo e o Complexo Paraí-ba do Sul, mais novo. Por outro lado, Fonseca(1998) separou os Gnaisses Raposo em relação aoComplexo Juiz de Fora, considerando-os como pa-raderivados e mais velhos que o Complexo Paraíbado Sul, portanto, aproximadamente na mesma po-sição estratigráfica da Unidade Itaperuna de Gros-si Sad & Barbosa (1985).

No presente trabalho é apresentada uma novaconceituação, incorporando à Unidade Itaperunapartes das unidades Raposo e Comendador Ve-nâncio, anteriormente atribuídas ao Complexo Juizde Fora por Barbosa et al. (1981). Ocorre particular-mente ao norte da ZCPS e é uma das unidadesmais controvertidas do CPS. Até recentemente, al-guns autores (Fonseca, 1998, Campos Neto & Fi-gueiredo, 1993, Figueiredo & Campos Neto 1995,

Barbosa et al. 1981) consideravam-na como umaunidade do Complexo Juiz de Fora, uma vez queela é constituída de granulitos associados a ender-bitos e charnockitos. Entretanto, esses granulitosestão amplamente associados a rochas calcissili-cáticas, quartzitos e até mármores. Em alguns seg-mentos, as rochas calcissilicáticas chegam a pre-dominar. Corpos de mármore que se associam agnaisses aluminosos, quartzitos e rochas calcissili-cáticas no lado SE da ZCPS, passam a ocorrer en-tre granulitos, rochas calcissilicáticas e charnocki-tos/enderbitos do lado NW da mesma ZC. Essasobservações permitem supor que as rochas dessesetor fazem parte do mesmo CPS, submetidas ali, aprocessos distintos daqueles a que foram submeti-das as rochas do CPS ao sul da ZCPS. Isto é, pro-cessos de granulitização e de fusão a baixa fugaci-dade de H2O e altas temperaturas e pressões. Nagrande maioria dos trabalhos anteriores, as áreasde ocorrência de paragranulitos eram considera-das de idade arqueana.

Nos projetos executados pela CPRM para oDNPM (Silva & Ferrari, 1976; Fontes et al., 1981), asrochas dessa unidade foram incluídas na Associa-ção Paraíba do Sul. Silva & Ferrari (1976) descreve-ram em detalhe as rochas calcissilicáticas e os piro-xênio-granada gnaisses, comprovando sua origema partir de rochas sedimentares. Muitas dessas ro-chas foram granulitizadas e milonitizadas, e, outras,foram granulitizadas, submetidas a processos de fu-são a seco e depois milonitizadas. Nesses proces-sos deformacionais ocorreram softenning e diaftore-se com transformação da paragênese anídrica parahidratada, resultando gnaisses miloníticos de com-posição granítica e tonalítica que foram definidospor Barbosa et al. (1981) como Unidade Raposo.

Rochas dessa unidade foram incluídas por Go-mes et al. (1978) nas unidades São José de Ubá,Monte Verde e Vista Alegre. No trabalho de Barbo-sa et al. (1981), foram consideradas como partesdas unidades Comendador Venâncio, Itaperuna eRaposo.

Na presente integração, a Unidade Itaperuna(MNpit) é constituída essencialmente de paragra-nulitos, rochas calcissilicáticas (às vezes predomi-nantes), fusões quartzo-feldspáticas e, mais rara-mente, quartzitos e mármores. Os paragranulitossão rochas de granulação fina a média, textura gra-nular, coloração cinza-esverdeada. Muitas vezes,quando alterados, mostram uma textura miloníticaa flaser que os distingue das rochas calcissilicáti-cas, quase sempre maciças. São constituídos, emgeral, de plagioclásio, quartzo, hiperstênio, diopsí-

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dio, biotita e hornblenda. Acessoriamente apresen-tam opacos, apatita e zirconita, e carbonato e clori-ta como produtos de alteração. Predominam oquartzo e o plagioclásio.

A sudeste de Itaperuna ocorre uma extensa faixade rochas quartzosas miloníticas com cerca de25km de comprimento por 1 a 4km de largura.Quando alteradas essas rochas lembram quartzi-tos, porém, microscopicamente se caracterizamcomo rochas de caráter trondhjemítico, essencial-mente com quartzo e plagioclásio, com textura poli-gonal cortada por uma série de finas lâminas dequartzo. Esse conjunto está sendo incluído proviso-riamente na Unidade Itaperuna (MNpit) porém,existe a possibilidade de se tratar de uma pequenajanela do embasamento tipo TTG do Complexo Juizde Fora. Essa dúvida só poderá ser dirimida comfuturos trabalhos geocronológicos.

Associadas ao conjunto de paragnaisses ocor-rem rochas charnockíticas/enderbíticas de granu-lação média a grossa, textura granular, coloraçãocinza-esverdeada e com plagioclásio andesínico,quartzo xenoblástico (às vezes de grandes dimen-sões), ortoclásio de grã fina e diopsídio em grandescristais, por vezes alterados para anfibólio e con-tendo inúmeras inclusões de opacos. Cristais degranulação fina de quartzo e ortoclásio podem serprodutos de subgranulação dinâmica. Quandopassíveis de serem separados do conjunto de ro-chas da Unidade Itaperuna, alguns charnocki-tos/enderbitos foram individualizados na carta geo-lógica como N�2b e considerados como uma fáciesde granulação mais fina da Suíte Bela Joana.

Produtos da milonitização e diaftorese dessasrochas charnockíticas/enderbíticas e de granulitosda Unidade Itaperuna (MNpit) transformados emrochas de composições granítica a tonalítica comgranada, foram tentativamente individualizadoscomo Granitóides da Suíte Natividade.


Durante a orogênese brasiliana um regime de ci-salhamento tangencial associado à colisão conti-nental impôs uma estruturação regional de direçãoNE-SW. As principais feições então originadas en-volvem a obliteração e lenticularização de leitos ebandas, truncações tectônicas, dobras intrafoliais,duplexes, estiramento mineral, foliações miloníti-cas com subgranulação e recuperação dos mine-rais, sigmóides e sombras de pressão. As foliaçõesgeradas pela deformação tangencial exibem do-

bramentos superpostos, abertos a fechados, deamplitudes métricas a decaquilométricas e com ei-xos de direção NE-SW, a exemplo das verificadasnas regiões de Cambuci e Italva.

O arcabouço estrutural definido durante o Oró-geno Brasiliano foi completado com deformaçõesimpressas durante um regime compressivo trans-corrente, novamente simples e dúctil. A mais impor-tante zona de cisalhamento de alto ângulo, com até10km de largura de rochas miloníticas, e contínuapor mais de 300km segundo a direção NE-SW, estásituada mormente no vale do rio Paraíba do Sul eatravessa todo o estado – o corredor Paraíba do Sul(figura 5). A partir dessa zona principal são obser-vadas inúmeras zonas de cisalhamento secundári-as e assintóticas, que demonstram a movimenta-ção dextral dos blocos crustais e se ramificam emfeixes para NNE e SSW. Nessa mesma região, vári-as escamas de cavalgamento paralelas ao linea-mento principal são sugestivas de uma estruturaem flor positiva. Os traços retilíneos das transcor-rências, em planta, são indicativos de ausência deeventos deformacionais compressivos subseqüen-tes. As feições estruturais de alto ângulo, em meso-escala e ao microscópio, são as mesmas referidaspara a deformação tangencial. O perfil da figura 5mostra um aspecto da estrutura regional do com-plexo.

Desta forma, os critérios atuais de cartografiageológica depararam-se novamente, e conformejá era previamente conhecido, com um arranjocomplexo da estratigrafia interna do CPS. As ten-tativas de realizar correlações e empilhamentosestratigráficos, bem como de estabelecer topo ebase das seqüências, não mais encontram respal-do fatual devido às freqüentes imbricações tectô-nicas, principalmente as tangenciais, agravadaspela superposição de dobramentos e vigorososmovimentos transcorrentes. A isso somam-se, ain-da, as profundas transformações associadas àsdeformações em domínios dúcteis e ao metamor-fismo regional de grau forte, que conduziu à volu-mosa geração de paragranulitos sintectônicos.

Toda a extensão exposta do CPS indica condi-ções metamórficas da fácies anfibolito alto a granu-lito. Em estreita associação com a tectônica trans-pressiva, ocorreu uma generalizada fusão parcialin situ, que produziu volumosos magmatismos sin-colisionais tipo S, e tipo C (charnockitos), cartogra-fáveis ou não em escala de semidetalhe. Estima-seque a maior parte desses corpos, muitas vezes deformas estratóides e situados no interior da Unida-de São Fidélis, ainda não se encontra cartografada.

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A estabilidade da associação cordierita-sillima-nita nas rochas metapelíticas, permite considerar ometamorfismo operante no cinturão como de altaT/baixa P. Essa característica metamórfica é o crité-rio mais consistente para discriminar sua evoluçãoda de outros complexos, (Búzios e Embu) e do Gru-po Andrelândia. Embora as três bacias provavel-mente tenham evoluído sob condições orogênicasdistintas, elas têm uma origem similar, representan-do riftes meso a neoproterozóicos, ligados à fasepré-orogênica do Ciclo Brasiliano.

Outra questão importante sobre a evolução docomplexo é a idade precisa de abertura dessa ba-cia, devido à ausência de marcadores magmáticosadequados.

Determinações U/Pb em zircões detríticos dequartzitos do Complexo Paraíba do Sul, a SSE deVolta Redonda, foram realizadas recentemente porValladares et al. (1997). A datação de zircões com1,5-1,6Ga sinaliza para uma idade máxima meso-proterozóica para a abertura dessa bacia, enquantoa idade máxima de sedimentação seria em torno de2,0 a 2,3Ga ou seja, os metassedimentos teriam seoriginado por erosão de rochas com idades compa-tíveis àquelas que compõem o embasamento da fai-xa. Estes dados não invalidam a hipótese de sedi-mentação mais jovem, durante o Ciclo Brasilia-no/Pan-Africano, mas também não excluem a possi-bilidade de representarem sedimentos mais anti-gos, depositados em uma bacia transamazônica.

Até o presente, a idade mais jovem para a aber-tura da bacia Paraíba do Sul foi obtida através dedatação SHRIMP do Granito Pão de Açúcar, noqual o núcleo de um zircão detrítico herdado da ro-cha-mãe forneceu idade de 1.340 ± 9Ma (Silva et

al., no prelo).Carece ainda de demonstração a sedimentação

inequivocamente atribuída ao Brasiliano, emboraos dados disponíveis não excluam esta hipótese.Neste aspecto cabe salientar a importância das ro-chas com idades paleoproterozóicas na Faixa Ri-beira (Machado, 1984, Heilbron, 1993, Valladares,1996; Machado et al., 1996). Os ortognaisses daSuíte Quirino (Machado, 1984) forneceram idadesU/Pb paleoproterozóicas (Machado et al., 1996;Valladares, 1996). Estas rochas foram considera-das, por apresentarem enclaves de metassedi-mentos, como intrusivas em rochas do Grupo Paraí-ba do Sul (Heilbron, 1993). Este fato pode ser inter-pretado como indicativo da presença de metasse-dimentos mais antigos, pré- ou sin-OrogêneseTransamazônica, agora intercalados tectonica-mente pela intensa deformação neoproterozóica.

4.4 Complexo Búzios (MNb)

Introdução

Fonseca et al. (1979) designaram de Seqüênciade Búzios aos paragnaisses deste complexo ex-postos no cabo Búzios.

No presente estudo, tendo em conta a similarida-de tectono-estrutural e litológica com os metassedi-mentos expostos no cabo Búzios, tal unidade foi am-pliada para NE, no sentido de Carapebus. Optou-se,também, de acordo com Schmitt et al. (1999a), porincluir no Complexo Búzios as rochas supracrustaisda serra de Sapetiba (São Pedro d’Aldeia) e da re-gião entre Maricá, Saquarema e Casimiro de Abreu.Essa porção do complexo foi designada anterior-mente de Unidade Palmital (Reis, 1980).


Rodrigues et al. (1997) caracterizaram em detalheos paragnaisses de Búzios, identificando três asso-ciações litológicas: metapelítica, calcissilicática eanfibolítica. A primeira consiste em sillimanita-biotitaxisto, sillimanita-cianita-K-feldspato gnaisse, biotitagnaisse, granada-biotita gnaisse, granada-quartzognaisse e quartzito feldspático. A segunda compre-ende duas formas de ocorrência: níveis de até 20cmde espessura, boudinados e intercalados nas asso-ciações pelítica e anfibolítica, e níveis de bioti-ta-diopsídio gnaisse com espessura de no máximoseis metros. A terceira associação é constituída deanfibolito, diopsídio-anfibólio gnaisse e grana-da-anfibólio gnaisse.

Apesar do metamorfismo de alto grau, no presen-te trabalho foram descritas estruturas sedimentaresbem preservadas em zonas de baixo strain. EmCabo Frio (forte São Mateus) alguns domínios gnáis-sicos são constituídos pela alternância de ‘bancos’de espessura decimétrica compostos por metareni-tos feldspáticos e bancos de espessura centimétri-ca a decimétrica de metapelitos/grauvacas. Essasestruturas rítmicas representam depósitos turbidíti-cos metamorfizados. Os efeitos do metamorfismo dealto grau são sentidos de forma distinta, com as ban-das pelíticas/grauvaqueanas geralmente mostran-do efeito de fusão parcial, ao passo que as bandasquartzíticas foram poupadas do fenômeno.

A esses níveis turbidíticos acham-se associadosanfibolitos, geralmente granadíferos, podendo re-presentar horizontes vulcano-clásticos.


– 28 –


Coube a Heilbron et al. (1982) apresentarem umdetalhado tratamento estrutural do cabo dos Búzi-os, onde estabeleceram uma estratigrafia local, in-cluindo o Complexo Região dos Lagos. Mais re-centemente, Schmitt et al. (1999) apresentaramum detalhamento estrutural como suporte para es-tudos geocronológicos, demonstrando uma evo-lução comum, tanto para a seqüência supracrus-tal, como para os ortognaisses. Caracterizaramum evento tangencial precoce com transporte tec-tônico para NW, possivelmente de idade cambria-na.

Fonseca et al. (1984) haviam sugerido que a re-gião corresponderia a um bloco ‘cratônico’, desig-nado Cráton de Cabo Frio, correlacionável “à extre-midade ocidental do Cráton do Congo”, na África.Por sua vez, Fonseca (1994) sugeriu que os parag-naisses provavelmente foram depositados em am-biente de arco continental ou margem continentalativa.

Zimbres et al. (1990) preconizaram também umacorrelação da região de Cabo Frio com o “Crátonde Angola”, na África, ao se referirem à “UnidadeRegião dos Lagos” de Reis et al. (1980), através deanálises radiométricas (tabela 1).

Fonseca (1994) designou esse domínio de“Fragmento Tectônico de Cabo Frio” obtendo ida-des entre 1.600 e 1.200Ma, interpretadas como ida-de da fonte dos sedimentos, e entre 600 e 500Ma,como época do metamorfismo. Essa autora citou,ainda, que os paragnaisses seriam metapelitoscom intercalações calciossilicáticas, quartzíticas eanfibolíticas, metamorfizados na fácies anfibolitoalto, de pressão intermediária (paragênese grana-da-sillimanita-cianita).

A estabilidade da paragênese sillimanita-cianitanos metapelitos, bem como de granada-hornblen-da-andesina na seqüência máfica, são cruciais paraa caracterização do metamorfismo operante na as-sociação como sendo de média P/T. Presentemen-te, além do critério estrutural, constitui o argumentomais consistente para a discriminação da mesmaem relação ao Complexo Paraíba do Sul.

Idades mais precisas para a evolução da unida-de foram obtidas mais recentemente (Schmitt et al,.1999a) através da datação U-Pb de veios anatéti-cos sintangenciais, tanto nos orto quanto nos pa-ragnaisses, os quais forneceram resultados de ca

520Ma. Esses dados foram interpretados no con-texto da colagem final brasiliana na região, relacio-nada à Orogênese Búzios, na qual o Complexo Bú-zios representaria um ambiente de back arc

(Schmitt et al., 1999b).


– 29 –

5

NEOPROTEROZÓICO/CAMBRIANO

5.1 Introdução

O Estado do Rio de Janeiro é caracterizado porabundante granitogênese neoproterozóica, asso-ciada à deformação e metamorfismo da seqüênciametassedimentar do Complexo Paraíba do Sul, re-sultantes do Ciclo Orogênico Brasiliano. Granitói-des metaluminosos pré- a sincolisionais alcançamsua mais importante expressão nos batólitos Serrados Órgãos e Rio Negro, incluindo associaçõescalcioalcalinas expandidas (Complexo Rio Negro).Magmatismo peraluminoso, sincolisional, do tipo S,representado por granitóides intensamente defor-mados e estirados segundo o trend NE-SW, está re-lacionado dominantemente ao Batólito/Arco Rio deJaneiro (figura 6), ocorrendo também no domínioJuiz de Fora. São associados aos metassedimen-tos do Complexo Paraíba do Sul, dos quais derivampor processos de fusão parcial.

Também ocorrem inúmeros plútons calcioalcali-nos de natureza milonítica, controlados pelaszonas de cisalhamento direcionais, e corpos nãodeformados, cuja distribuição aparentementeindepende da estruturação principal do orógeno,ou seja, não estão compartimentados pelasestruturas N45�E, além de uma geração tardia deposicionamento pós-tectônico.

Trabalhos pioneiros e sistemáticos nos granitóidesdo estado incluem os de Rosier (1957, 1965), Helm-bold et al. (1965) e Barbosa & Grossi Sad (1985).Dentre os trabalhos de síntese regional sobre estasrochas destacam-se Machado & Pellogia (1987), Ma-chado & Demange (1994a e 1998), Machado (1997)e Heilbron (1995). Outros trabalhos de síntese, ver-sando principalmente sobre os granitóides tardios,incluem Pires et al. (1982), Penha & Wiedemann(1984), Machado Filho et al. (1983), Junho & Wiede-mann (1987), Junho (1991, 1993), Wiedemann(1993), além de muitos outros que discutem aspectospetrográficos e litogeoquímicos de maciços isolados,principalmente no Domínio Serra dos Órgãos.

Várias propostas de agrupamento das rochasgranitóides envolvem tanto características estrutu-rais quanto geoquímicas e geocronológicas, entreas quais pode-se mencionar Machado & Demange(1992, 1994a, b), Figueiredo & Campos Neto(1993), Campos Neto & Figueiredo (1995), Heilbron(1995), Machado (1997), Tupinambá (1999), Silva(1999), Silva et al. (no prelo), Campos Neto (2000) eTrouw et al. (2000). Neste contexto vale destacar otrabalho de Machado (1997), que consiste na sínte-se mais completa da granitogênese do estado.

Apesar dos numerosos trabalhos, a evolução dosistema de orógenos brasiliano entre ?1.000Ma

– 31 –


Figura 6 – No Estado do Rio de Janeiro, o estudo detalhado da ubiq granitogênese brasiliana

constituiu-se na mais completa tarefa para a elaboração do mapa geológico estadual. O Batólito

Rio de Janeiro (no primeiro plano) é testemunho privilegiado da colagem dos orógenos

Brasilianos/Pan-Africanos, ao sul das margens continentais da América do Sul e África. A datação

precisa desse arco sincolisonal em ca 560Ma proporcionou a estimativa mais consistente para

a idade da amalgamação do Supercontinente Gonduana (Silva 1999; Silva et al., no prelo).

(Foto de Ary Bassous/TYBA).

üa

Figure 6 – Detailed studies of the widespread Brasiliano granitic magmatism in Rio de Janeiro

State, were the most complex task during the elaboration of the official map of the state. The Rio

de Janeiro Batholith (in the first plan) is a privileged testimony to the collage of the Brasiliano/Pan-

Africans orogens at the southern continental margins of South America and Africa. The precise dating

of this syn-collisional arc (ca 560Ma) propitiated the best constrained estimate for the age of the SW

Gondwana Supercontinent amalgamatin (Silva 1999; Silva et al., in press).

(Photo by Ary Bassous/TYBA).

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(estágio de rifte e drift apart deste segmento do Su-percontinente Rodínia) e ca 500Ma (granitóidespós-tectônicos), ainda é matéria de debate. Em es-pecial, devido à escassez de datações radiométri-cas por métodos precisos.

Diversas tentativas de subdivisão do intervalotêm sido divulgadas, levando em conta as caracte-rísticas e idades dos granitóides, nos estágios pré-,sin- e pós-colisional e pós-tectônico. Os intervalospropostos foram de 570 a 590Ma para o estágiopré-colisional, 530 a 560Ma para o sincolisional, e450/480 a 520Ma para o pós-colisional (Figueiredo& Campos Neto, 1993; Wiedemann, 1993).

Intervalos mais antigos são ainda propostos porMachado (1997), que admite o intervalo de 650-620Ma, 600-590/560Ma e 560 a 530Ma para os es-tágios pré-, sin-, e pós-colisional, respectivamente.

O magmatismo tem sido atribuído à implantaçãode dois arcos magmáticos. Um mais jovem, deno-minado de Arco magmático Rio Doce, gerado entre590 e 560Ma, e outro mais antigo, denominado deArco magmático Rio Paraíba do Sul, implantado nointervalo de 580/590 a 620/650Ma (Figueiredo eCampos Neto, 1993; Wiedemann, 1993; Machado,1997; Machado & Demange 1998).

Recentemente, Tupinambá (1999) propôs a de-nominação de Arco Rio Negro para os ortognaisseshomônimos que compõem o Domínio Serra do Mar(figura 4). Este arco, gerado há ca 630Ma segundoo autor, teria um intervalo temporal semelhante aoproposto para o arco Rio Paraíba do Sul.

Um estudo recente de compartimentação tecto-no-magmática baseado em datações U-Pb con-vencionais e SHRIMP, além de Pb-Pb por evapora-ção (tabela 1) permite o estabelecimento de umaestratigrafia granítica para o estado, relacionadaaos sistemas de orógenos Brasiliano II e III)

Esta repartição tectônica é aqui adotada e estáassociada a uma evolução magmática complexa,através da acresção de sucessivos arcos magmáti-cos, de W para E: Rio Negro/Serra dos Órgãos/ Riode Janeiro.

5.2 Episódio Orogênico Brasiliano II/MagmatismoPré- a Sincolisional (630-600Ma)

5.2.1 Complexo Rio Negro (N�1rn)

Introdução

O Complexo Rio Negro foi inicialmente correlaci-onado à Série Serra dos Órgãos por Rosier (1957),tendo sido posteriormente subdividido em distintasunidades gnáissicas, migmatíticas e graníticas (Pe-nha et al., 1979; Matos et al., 1980; Barbosa & Gros-si Sad, 1985, entre outros).

A designação original de Rio Negro provém daUnidade Rio Negro de Matos et al. (1980), cartogra-fada na região de Cordeiro-Cantagalo. Segundoesses autores, seria constituída por “migmatitos detramas heterogêneas que gradam para tipos homo-gêneos ou granitóides (diatexitos)”. Do ponto devista petrográfico, descreveram “hornblenda-bioti-ta-plagioclásio gnaisses com ou sem granada, gra-nada-muscovita-biotita-plagioclásio gnaisse e pla-gioclásio anfibolito”.

O presente estudo constatou que na localidade-tipo desse complexo, na fazenda Gerais do Lima,na margem direita do rio Negro (Matos et al., 1980),trata-se de uma associação de paragnaisses doComplexo Paraíba do Sul, em adiantado grau defusão parcial in situ. Ocorrem também termos maishomogêneos, característicos de granitos tipo S.

Posteriormente, Pinto et al. (1980) projetaramessa unidade para SW, bordejando tratos setentrio-nais do maciço Serra dos Órgãos, passando porDuas Barras, Sumidouro, São José do Vale do RioPreto e Areal, seguindo no rumo SW. Para esses au-tores, a “Unidade Rio Negro “compreende rochasextensamente migmatizadas, cujo paleossoma ge-ralmente é um biotita gnaisse bandeado”, que evo-lui para um tipo mais homogêneo designado de“gnaisse granítico ou granito” de composição grano-diorítica a quartzo-diorítica. Assim, a definição origi-nal foi modificada, passando a incluir ortognaisses.

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� Brasiliano III Orógeno Araçuaí (545-500Ma) granitóides tardi após-tectônicos

�4, �5, �5, � 5

� Brasiliano III Orógeno Araçuaí (560-545Ma) granitóides sin a tardi-colisionais

�3

� Brasiliano III Orógeno Araçuaí (570-560Ma) granitóides pré- a sinco-lisionais

�2

� Brasiliano II Orógeno Rio Negro (630-600Ma) granitóides pré- a sincoli-sionais

�1

Finalmente, Tupinambá (1999) restringiu a de-signação de Complexo Rio Negro à fração ortoderi-vada (ortognaisses), a qual, juntamente com os plú-tons gabróides associados, constituiria o “Arco RioNegro”, de idade neoproterozóica.

A discriminação cartográfica aqui adotada se-gue a proposição de Pinto et al. (1980), posterior-mente confirmada em trabalhos de detalhe por Tu-pinambá (1999), incluindo apenas os ortognais-ses calcioalcalinos de fácies anfibolito (os quaisnão ocorrem na localidade-tipo). Sua definição éaqui expandida, incluindo associações similaresnão abordadas em Tupinambá (1999), em especi-al: 1) Complexo Trajano de Moraes. Correspondea uma pequena faixa NE-SW, aflorante nas vizi-nhanças da cidade homônima, no setor nordesteda folha Rio de Janeiro; 2) Gnaisse Archer, local-mente exibindo restos de gnaisses granulíticos decomposição enderbítica, como observado na pe-dreira abandonada de Nova Iguaçu, situada emComendador Soares; 3) Ortognaisse Tingüi; 4)Complexo Capim Angola; 5) Metagabros Córregodo Oliveira e Fazenda Fortaleza, 6) Unidade SantoAleixo.

Em contrapartida, os leucogranitos tipo S da lo-calidade-tipo foram aqui designados como Leuco-granito Gnaisse Serra do Paquequer – N�1p (junta-mente com a Unidade Bom Jardim, anteriormenteatribuída ao Complexo Serra dos Órgãos, e o Leu-cognaisse descrito por Tupinambá, 1999).

Foram individualizadas duas unidades litoestra-tigráficas nesse complexo: Rio Negro (N�1r) e DuasBarras (N�1rd).

5.2.1.1 Unidade Rio Negro (N�1r)

Ocorre na forma de extenso e estreito envelopena porção mediana e meridional do Batólito Serrados Órgãos, com direção NE-SW, e estende-se porcerca de 160km, com média de 4km de largura. Éconstituído por gnaisses cinzentos bandados, decomposição tonalítica e trondhjemítica (TTG), comtexturas porfirítica recristalizada e augen. Os gnais-ses mostram forte foliação de baixo a médio ângu-lo. Intercalações de metagabros, metaquartzo dio-ritos e paleodiques anfibolíticos são comuns, en-quanto que gnaisses granulíticos de composiçãoenderbítica ocorrem localmente (gnaisses Archer eTingüi). Intrusões e apófises de granitóides do Ba-tólito Serra dos Órgãos, adjacente, e de leucograni-tos S, são observadas. A unidade engloba tambémos seguintes plútons cronocorrelatos: GnaisseArcher (N�1ra), Gnaisse Tingüi (N�1rt), Complexo

Trajano de Moraes (N�1rtm) e Complexo CapimAngola (N�1rc).

5.2.1.2 Unidade Duas Barras (N�1rd)

Ocorre em duas faixas, a primeira com cerca de120km de comprimento e menos de 1km de larguramédia que contorna a borda sul do Batólito Serrados Órgãos. A segunda, situada na borda norte dobatólito, na região de Duas Barras, tem cerca de35km de comprimento por 1-2km de largura aflo-rante. É uma fácies homogênea, foliada, de granu-lação grossa, porfirítica e de composição tonalíticaa trondhjemítica, injetada por leucogranitos tipo S.


Ocorre na forma de extensas e estreitas lentesalongadas segundo a direção NE-SW, paralela-mente à foliação interna do plúton e das encaixan-tes. A foliação interna é caracterizada por uma su-perfície planar com mergulhos suaves a modera-dos (thrust-related) para NW e está relacionada aum evento regional transpressivo que transpôs aspretéritas estruturas magmáticas do plúton.

O complexo é freqüentemente injetado por apófi-ses e venulações de granitóides da Suíte Serra dosÓrgãos e pelo Leucogranito Gnaisse Serra do Pa-quequer, as quais truncam a foliação metamórficatangencial pretérita (figura 5).


Trata-se de uma suíte expandida, de composi-ção variando de metagabro a hornblenda-biotitametagranodiorito, predominando amplamente ostermos tonalíticos.

Os metagabros e dioritos são calcioalcalinos(Córrego do Oliveira, Fazenda Fortaleza, Córregoda Prata) e apresentam texturas cumuláticas (Tupi-nambá, 1999); variam de foliados a isotrópicos, esão associados a trondhjemitos, eventualmentecom assimilação, representando material juvenil dearco magmático.

Quimicamente representam uma suíte calcioal-calina expandida (sentido Pitcher, 1983) com com-posição variando de gabróica a granítica, classifi-cada como de médio-K, pré-colisional (Tupinambá,1999), mas que inclui termos trondhjemíticos, de-pletados em elementos litófilos de raio iônico gran-de (LILE), sendo aqui caracterizada como uma as-sociação do tipo TTG.

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Uma análise U-Pb convencional em zircões deum tonalito gnaisse da pedreira Duas Barras (tabela1), indicou uma idade de 634 ± 10Ma, a qual foi in-terpretada como a idade de cristalização do plúton(Tupinambá, 1999). Essa idade é compatível com oclímax do episódio orogênico Brasiliano II em toda aProvíncia Mantiqueira (Silva et al., no prelo).

5.2.2 Leucogranito Gnaisse Serra doPaquequer (N�1p)

Introdução

Essa unidade constituída por leucogranitos folia-dos e gnáissicos do tipo S foi originariamente des-crita por Barbosa & Grossi Sad (1985) como Gnais-se Granitóide da unidade Rio Negro. A mesma foiposteriormente detalhada por Tupinambá (1999)que a discriminou do Complexo Rio Negro.

Na região de Miguel Pereira foi designada de Ba-tólito Serra das Araras (Machado & Demange,1994). No presente trabalho os granitóides daquelebatólito foram discriminados como outra fase graní-tica, mais jovem, a Suíte Serra das Araras (N�3a).

Os trabalhos sistemáticos de mapeamento aquidesenvolvidos levaram à correlação dessa unidadecom os leucognaisses descritos como Unidade BomJardim, da Suíte Serra dos Órgãos (de Tupinambá,1999). Conseqüentemente, ambas as unidades sãoaqui tratadas conjuntamente, sob a designação deLeucogranito Gnaisse Serra do Paquequer.

Ocorre na forma de diversas lentes com até20km de comprimento por 2-4km de largura, nasporções central e norte do Batólito Serra dosÓrgãos, estendendo-se até a cidade de Cantagalo.Nessa última localidade está associado aos parag-naisses parcialmente fundidos do Complexo Paraí-ba do Sul, sua mais provável rocha-fonte.

A discriminação cartográfica dessa unidade éainda precária, necessitando de trabalhos adicio-nais em escala de semidetalhe para sua melhor ca-racterização.


Apresenta foliação discreta a moderada, discor-dante da foliação das encaixantes. É intrusivo nosortognaisses do Complexo Rio Negro e apresentacontatos ora abruptos, ora gradacionais (fusão in

situ), com os paragnaisses do Complexo Paraíbado Sul. Os granitóides do Batólito Serra dos Órgãosmostram localmente contatos intrusivos com omesmo.


São leucogranitóides tendo muscovita comoprincipal acessório, ocorrendo ainda biotita, grana-da, sillimanita e localmente, relictos de anfibólio.

Lentes de mármore e megablocos de restitos pa-ragnáissicos bandados e parcialmente fundidos(estruturas migmatíticas) ocorrem freqüentemente.

Tais características sugerem sua classificaçãocomo granito do tipo S.

Datações Pb-Pb por evaporação (tabela 1) reve-laram idades variando de ca 589 a 600Ma para ostermos dos leucognaisses da “Faixa Bom Jardim”,exposta no interior do Batólito Serra dos Órgãos(Tupinambá, 1999). O mesmo autor atribuiu a idadede 620 ± 17Ma (intercepto inferior), obtida por De-lhal et al. (1969), a essa fácies.

Como a idade precisa do magmatismo Serra dosÓrgãos foi determinada através de estudos U-PbSHRIMP em ca 570Ma (Silva 1999), esses leuco-gnaisses foram discriminados dessa unidade.Como conseqüência, foram alternativamente inter-pretados como granitóides associados à fase sin-colisional que sucedeu à instalação do Arco RioNegro (Orogênese Rio Negro).

5.3 Episódio Orogênico Brasiliano III / MagmatismoPré- a Sincolisional (570-560Ma)

5.3.1 Suíte Serra dos Órgãos (N�2s, N�2ss)

Introdução

A Suíte Serra dos Órgãos foi primeiramente refe-rida como Gnaisses granitóides da Série Serra dosÓrgãos (Rosier, 1957).

A unidade foi objeto de recente detalhamento es-trutural, litogeoquímico e geocronológico por Tupi-nambá (1999), o qual discriminou cartograficamen-te quatro “faixas” com distintas associações petro-gráficas.

Trata-se do maior batólito granítico exposto noestado, apresentando uma forma extremamentealongada, com ca 140km de comprimento por20km de largura média. O batólito é envolvido nasbordas W e S pelos ortognaisses do Complexo RioNegro, no qual é intrusivo, e na borda norte peloLeucogranito Gnaisse Serra do Paquequer. Na por-ção nordeste é intrusivo nos paragnaisses do Com-plexo Paraíba do Sul.

No presente estudo, devido à falta de detalha-mento cartográfico suficiente, optou-se por discri-

– 35 –


minar da unidade principal (Unidade Serra dosÓrgãos – N�2s) uma fácies marginal do batólito(Unidade Santo Aleixo – N�2ss), onde a fácies regi-onal, de composição granodiorítica, é muito enri-quecida em xenólitos das supracrustais encaixan-tes (parcialmente fundidos), constituindo um mig-matito de injeção (figura 5). Não são raros, noshornblenda granodioritos regionais, porfiroblastospós-tectônicos de granada crescidos às expensasda assimilação dos gnaisses aluminosos. Somenteatravés de mapeamento de semidetalhe será pos-sível obter-se uma discriminação cartográfica con-sistente para essas porções do batólito. Injeçõesde leucogranito S ocorrem com freqüência.


O batólito apresenta disposição alongada na dire-ção NE-SW, paralelamente à foliação interna do plú-ton e concordante com a principal direção tectônicaimpressa regionalmente nas encaixantes, e está re-lacionado à deformação transpressiva, caraterísticada etapa final de implantação do Ciclo Brasiliano. Afoliação interna, de baixo ângulo (thrust-related)mostra vergência para SE, sendo caracterizada pelasobreposição de deformação no estado sólido so-bre a foliação de fluxo magmático.


São granitóides à hornblenda e biotita, equigra-nulares, de granulação grossa, foliação descontí-nua, dada por aglomerados centimétricos de bioti-ta e hornblenda (figura 5, fotos 03 e 04).

A composição varia de tonalítica a granítica. Aprimeira tentativa de discriminação química e car-tográfica das distintas fácies que compõem a suíteé devida a Tupinambá (1999). O autor subdividiu obatólito em quatro “faixas”, as quais, na escala dopresente mapa, não foram discriminadas. Três dasquatro subdivisões: as faixas Pedrinco, Pedra San-ta Tereza e Chevrand são constituídas por granitói-des calcioalcalinos.

O único enfoque litogeoquímico abrangente da suí-te é devido a Tupinambá (1999), sendo a mesma ca-racterizada como calcioalcalina de alto-K e interpre-tada como de natureza sincolisional. Entretanto, eli-minando-se as análise químicas referentes à “FaixaBom Jardim” daquele autor, as demais análises indi-cam sua natureza calcioalcalina de médio potássio.Essa classificação confirma sua natureza composi-cional expandida, típica das séries calcioalcalinas

associadas ao magmatismo pré- a sincolisional dotipo cordilheirano, na classificação de Pitcher(1983).

A quarta “faixa”, denominada por Tupinambá(1999) de Bom Jardim, é constituída por leucogra-nitos granadíferos, aqui interpretados como do tipoS e, conseqüentemente, correlacionada aos leuco-granitos Serra do Paquequer (N�1p), ligados à evo-lução do Arco Rio Negro, predecessor do magma-tismo Serra dos Órgãos.

Existem apenas três datações geocronológicasreferentes à suíte (tabela 1). Tupinambá (1999), uti-lizando metodologia U-Pb convencional, em tonali-tos de duas localidades distintas, obteve duas ida-des menos precisas, em zircões fortemente discor-dantes, de 559±4Ma e 546�15Ma. Portanto, o re-sultado SHRIMP de ca 570Ma deve corresponder àmelhor estimativa para a idade de cristalização dasuíte. Duas datações pela sistemática Sm-Nd re-portadas por Tupinambá (1999), revelaram valoresde �Nd fracamente negativos (-5,9 a -4,2, para t =560Ma) e idade-modelo TDM de ca 1.800Ma, suge-rindo mistura de magmas juvenis (neoproterozói-cos) e de litosfera paleoproterozóica, típica de gra-nitóides de arcos continentais evoluídos.

Silva (1999) obteve, pelo método U-Pb SHRIMPem zircões da fácies granodiorítica, uma idade pre-cisa de 569±4Ma em um agrupamento concordan-te de 17 zircões (figura 7).

A idade de ca 570Ma é também compatível coma sua natureza pré-colisional, relativamente ao even-to sincolisional da Suíte Rio de Janeiro (ver abaixo),datada precisamente em ca 560Ma (Silva, 1999).

5.3.2 Suíte Desengano (N�2d)

Introdução

A Suíte Desengano, como a maior parte dos gra-nitos S do estado cartografados em escala regionalno presente estudo, foi cartografada em trabalhosanteriores como metassedimentos do Complexo Pa-raíba do Sul, integrando o denominado ComplexoSão Fidélis-Pão de Açúcar (Fonseca et al., 1998).

Ocorre na região nordeste do estado, estenden-do-se na direção NE por cerca de 200km, desde Nite-rói até as proximidades de Italva. É composto por cer-ca de uma dezena de lentes estreitas (1-4km) e alon-gadas (até 100km) inseridas nos paragnaisses pelíti-cos e grauvaqueanos do Complexo Paraíba do Sul.

Os granitóides formam uma extensa sucessão depães de açúcar no vale do Desengano, destacan-do-se dos paragnaisses, restritos às porções mais

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SHRIMP, mostrando a idade de 569 +/-6Ma, obtida em 17 spots analíticos, interpretada como a

idade da cristalização sincolisional do plúton. Em destaque um dos zircões datados (Silva, 1999).

Figura 7 – Pedro do Rio Granodiorite (Serra dos Órgãos Suíte). -SHRIMP Wetherill Concordia

diagram displaying the age of 569 +/-6 Ma, performed on 17 analytical spots and interpreted as the

age of the pre- to syn-collisional crystallisation of the pluton (Silva, 1999)..

baixas do vale. No extremo-norte desse domínio, osgranitóides passam a apresentar freqüentes man-chas de granada charnockito, passando gradativa-mente para corpos charnockíticos isolados e mesmopara os granada charnockitos da Suíte Bela Joana.

Na suíte foram englobados os granitos Santa Te-reza, Quartéis, Carapebus, Serra da Concórdia eCassarotiba.


São plútons sintectônicos associados a um regi-me transpressivo dextral, de direção NE-SW apre-sentando discreta a forte foliação milonítica sobre-posta à textura magmática. Não existem trabalhosde detalhe nessa unidade.


São granitos à granada e biotita ou a duas micas,com uma variada gama de texturas, predominandovariedades grossas a porfiríticas.

São granitóides relativamente heterogêneos devi-do à presença de numerosos restitos de paragnais-ses. A discriminação cartográfica entre as fáciesgranitóides e as encaixantes, via de regra é bastan-te precária em trabalhos em escala regional. Porisso são necessários trabalhos em escala de semi-detalhe para estabelecer mais precisamente os li-mites entre os domínios graníticos (mais de 90% defusão) e os paragnaisses com distintas taxas de fu-são parcial.

Não existem dados químicos nem geocronológi-cos; pelas suas características petrológicas e estru-turais, a unidade foi correlacionada à Suíte Rio deJaneiro, integrante do Batólito Rio de Janeiro. Osgranitóides caracterizam um arco sincolisional dedimensões regionais, o Arco Rio de Janeiro, relacio-nado à Orogênese Araçuaí, durante o Episódio Bra-siliano III (Silva et al., no prelo).

5.3.3 Suíte Rio de Janeiro (N�2r)

Introdução

A Suíte Rio de Janeiro, como originariamente de-finida por Silva (1999), inclui granitóides foliados eortognaisses, dominantemente peraluminosos,caracterizados pelo autor como de derivaçãocrustal (granitos tipo-S): granitos Pão de Açúcar(pa), Corcovado (co) e Cosme Velho (cv). Ocupa amaior extensão da região metropolitana do Rio de

Janeiro, estendendo-se daí por cerca de 20km nadireção NE, com uma largura de cerca de 10km (fi-gura 8).

Os granitos Pão de Açúcar e Corcovado foramoriginariamente interpretados e mapeados comoparagnaisses (Gnaisses Facoidais) por Helmboldet al. (1965), sendo posteriormente relacionados aoComplexo São Fidélis-Pão de Açúcar (Fonseca et

al., 1998). O caráter magmático dessas unidadeshavia sido previamente reconhecido em trabalhosde detalhe (Silva & Silva, 1987; Silva et al. 1991, He-ilbron et al., 1993). A essas fácies foram correlacio-nados o denominado Plúton Niterói, de Machado &Demange (1992) e o Granito Cosme Velho, desig-nado de Leptinito por Helmbold et al. (1965).

Granitos Pão de Açúcar (pa) eCorcovado (co)

Constituem os principais plútons expostos na re-gião sudeste do município do Rio de Janeiro, esten-dendo-se daí para Niterói (Figura 8). São plútons fo-liados, com forte e contínuo fabric tangencial. A fá-cies dominante é o Granito Corcovado, caracteriza-do por biotita e granada como acessórios principa-is. O Granito Pão de Açúcar é uma fácies subordi-nada, tendo biotita, e localmente hornblenda, comoprincipais acessórios. Bolsões e manchas irregula-res, portadoras de ortopiroxênio, ocorrem em algu-ns domínios

Leucogranito GnáissicoCosme Velho (cv)

É um biotita e biotita-muscovita leucogranitocom granulação média a grossa e forte foliação tan-gencial.

Todas as fácies apresentam restitos paragnáis-sicos do Complexo Paraíba do Sul relativamentepreservados, podendo também mostrar passa-gens gradativas aos paragnaisses regionais, ouocorrer como veios ou bolsões de fusão parcial in

situ em meio às encaixantes.A figura 9 mostra a distribuição dessas fácies na

região sul do município do Rio de Janeiro, segundomapa modificado de Helmbold et al. (1965) e Heil-bron et al. (1993), que apresentaram também umdetalhado estudo estrutural da região.


A foliação interna, de baixo ângulo (thrust-related)é caracterizada pela sobreposição de deformação

– 38 –


– 39 –


Figura 8 – Granito Pão de Açúcar. Importante componente da Suíte Rio de Janeiro, na foto com

indicação aproximada do local de coleta da amostra datada. O detalhe (abaixo) mostra a textura

megaporfirítica (augen) característica da unidade, (Foto de Ary Bassous/TYBA).

Figure 8 – Pão de Açúcar Granite. Important component of Rio de Janeiro Suite showing the

approximated location of the collecting site of the dated sample. The inset (bellow) displays

the megaporphyritic (augen) texture characteristic of the unit. (Photo by Ary Bassous/TYBA).

– 40 –


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no estado sólido sobre a foliação de fluxo magmáti-co. Está relacionada às fases deformacionais D1/D2(Heilbron et al. 1993) - figura 5 (foto 01).


Apresentam texturas megaporfiríticas recristali-zadas, com augen de K-feldspatos podendo atin-gir 5-10cm de comprimento médio (figura 5, Foto01). O único estudo químico disponível para a suíteé devido a Machado & Demange (1992), que clas-sificaram o Plúton Niterói como uma associaçãocalcioalcalina, a qual deve corresponder à fáciesPão de Açúcar. A presença de manchas charnockí-ticas nesse granito, possivelmente associadas aprocesso de charnockitização in situ (Heilbron et

al., 1995), sugere a influência de magmas peralu-minosos tipo-S na gênese desses granitos, umavez que os charnockitos magmáticos da região têmorigem S (Silva et al., no prelo). Além disso, a maiorextensão aflorante da unidade, equivalente aosgranitos Corcovado e Cosme Velho, corresponde agranitóides peraluminosos, do tipo-S, devido à suacomposição modal rica em granada e a duas mi-cas.

As fácies Pão de Açúcar e Corcovado foram re-centemente datadas pelo método U-Pb SHRIMP(Tabela 1), fornecendo idades de cristalização deca 560Ma (Silva 1999). A Figura 10 mostra um doszircões datados, referente ao Granito Pão de Açú-car, e a Figura 11, por sua vez, a respectiva Con-córdia. A Figura 12 mostra a Concórdia obtidapara o Granito Corcovado, bem como um dos zir-cões empregados na datação.

Por tratar-se de granitóides do regime sincolisio-nal, esse resultado fornece a idade precisa da coli-são à qual está vinculada a geração dos granitos.Além disto, pela existência de idades similares emuma extensa faixa de granitos crustais estenden-do-se do Rio de Janeiro ao sul da Bahia, foi possívela caracterização de uma extensa estrutura designa-da Batólito Rio de Janeiro, que caracteriza um arcosincolisional de dimensões regionais, o Arco Rio deJaneiro, relacionado ao Episódio Brasiliano III (Silvaet al., no prelo).

5.3.4 Suíte Bela Joana (N�2b)

Introdução

A unidade foi mapeada como pertencente aoComplexo Charnockítico, integrante da Associação

Paraíba do Sul (Silva & Ferrari, 1976), que englobavaa presente unidade e outras rochas da fácies granu-lito ocorrentes mais a noroeste. Batista et al. (1978)passaram a designá-la como Unidade Bela Joana, eGrossi Sad et al. (1980), de Seqüência Charnockíti-ca. Fonseca et al. (1998) utilizaram o termo SuíteEnderbítica Bela Joana, correlacionando-a ao Com-plexo Juiz de Fora. Porcher (1997) denominou-a deGnaisses Charnockíticos.

Ocorre sob a forma de dois corpos alongados, dedireção NE-SW, situados nos quadrantes norte enordeste do estado. A faixa mais expressiva alcança125km de extensão, com desenvolvimento até o limi-te do estado, daí estendendo-se continuamente parao Estado do Espírito Santo, e tem largura máxima decerca de 24km, incluindo a intercalação de uma faixade granitóides tipo-S da Suíte Desengano. Uma sériede faixas menos expressivas ocorre na região de Ita-peruna, que estendem-se para o Espírito Santo.


Trata-se de granitóides com texturas e estruturasmagmáticas bem preservadas, porém mostrandosuperposição de deformação no estado sólido, re-lacionada a seu posicionamento sintectônico à de-formação tangencial regional. Em zonas de altostrain adquirem estruturas microbandadas, gnáis-sicas, motivo pelo qual têm sido confundidos comos ortognaisses granulíticos do Complexo Juiz deFora, podendo apresentar contatos transicionaiscom os granada granitos S da Suíte Desengano.

Freqüentemente são cortados por uma segundageração de leucogranitos S (leptinitos, de Batista et

al. 1978).


São granitóides de cor cinza-escuro a esverdea-do, de granulação média a grossa, freqüentementeporfiríticos, com fenocristais euédricos de feldspa-to de até 2cm. São constituídos de quartzo, felds-pato esverdeado, orto e clinopiroxênio em peque-nos prismas pretos a esverdeados, granada róseae pouca biotita. São isotrópicos, apresentando,próximo aos contatos, foliação cataclástica que im-prime uma textura gnáissica. Petrograficamente, ostermos mais freqüentes são os charnoenderbitoscom variações para charnockitos e noritos.

Rêgo (1989) caracterizou a suíte como uma asso-ciação charnockítica com gabro-noritos, enderbitose charnockitos, incluindo também gabro-noritos e

– 41 –


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Figura 12 – Granito Corcovado. Diagrama Concórdia (Wetherill) SHRIMP, mostrando a idade de 560 ± 7 Ma,

obtida em 19 spots analíticos e interpretada como a idade da cristalização sincolisional do plúton.

Em destaque um dos zircões datados (Silva 1999).

Figure 12 – Corcovado Granite. SHRIMP Wetherill Concordia diagram displaying the age of 560 7 Ma,

performed on 19 analytical spots and interpreted as the age of the syn-collisional crystallisation of the pluton.

The inset exhibits one of the dated zircons (Silva 1999).

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leuconoritos como enclaves, com predominânciados termos intermediários. Foram quimicamente ca-racterizados como tendo afinidades calcioalcalinas,cuja origem seria, portanto, mantélica, relacionada àsubducção de crosta oceânica.

Não existem datações precisas da unidade, cons-tando apenas uma datação Rb-Sr (Siga Jr. & Tassina-ri, 1989), que forneceu a idade de 603 ± 50Ma e razãoinicial de Sr indicativa de formação a partir de proces-sos de fusão parcial de materiais crustais.

Trabalhos litogeoquímicos em outras ocorrênciasde granada charnockitos do estado (Jord- Evange-lista, 1996; Duarte et al., 1999) confirmaram sua na-tureza crustal, peraluminosa, enquanto os termosmáficos gabro-noríticos foram caracterizados comoxenólitos (Jord-Evangelista, 1996; Duarte et al.,

1999).As características químicas e anatéticas dessas

rochas levaram Silva et al. (no prelo) a classificá-lascomo uma variedade de granitóides do tipo C (sen-

su Killpatrick & Ellis, 1992), porém resultante da fu-são de paragnaisses aluminosos (do Complexo Pa-raíba do Sul) e não da fusão de ortognaisses, comopreconizado por Killpatrick & Ellis (1992).

De acordo com Machado & Demange (1998), asuíte pertence ao grupo de granitóides neoprotero-zóicos pré-F2, do “Cinturão Paraíba do Sul”, afeta-dos pelo metamorfismo e pela foliação regional (F2).

Apesar dessas inferências, a integração regionalaqui sintetizada permite correlacionar a unidadeaos demais granitóides sincolisionais do EventoBrasiliano III, e inferir-se uma idade aproximada de560Ma, a qual deve ser testada em futuros traba-lhos geocronológicos.

5.3.5 Suíte Ilha Grande (N�2i)

Introdução

As primeiras referências a rochas charnockíticasno litoral sudoeste do estado são devidas a Ebert(1968) que descreveu uma ocorrência de charno-ckito em Ubatuba. Essas rochas, como no caso daSuíte Bela Joana, eram interpretadas como gnais-ses granulíticos do embasamento, sendo sua natu-reza magmática reconhecida mais recentemente.

Na presente integração, a suíte engloba tambémo Charnockito Ubatuba (N�2iu).

Sua ocorrência é restrita ao litoral sudoeste doestado. Na Ilha Grande constitui um plúton com20km de comprimento por 6km de largura, alterna-do com faixas paralelas de granitóides da SuíteSerra dos Órgãos. No continente constitui um corpo

com 24km de comprimento por 2km de largura in-tercalado nos metassedimentos do Complexo Pa-raíba do Sul, e uma ocorrência menor (7kmx2km)no pontão W da restinga de Marambaia.


São granitóides com texturas magmáticas bempreservadas, com sobreposição de foliação no es-tado sólido, paralela ao alongamento NE-SW dosplútons. Essa feições são indicativas da naturezasintectônica, sincolisional, dos corpos.


As rochas dessa suíte são composicionalmenteindistinguíveis da Suíte Bela Joana, a não ser pelapresença mais rara de granada. Inclui variações decharnockito a enderbito, passando por quartzomonzonito.

Representam variedades de granitos tipo-C(sensu Killpatrick & Ellis, 1992), conforme admitidopara a Suíte Bela Joana por Silva et al. (no prelo),com os quais são correlacionados.

Não existem dados petrográficos ou isotópicosdisponíveis para a suíte.

5.3.6 Suíte Natividade (N�2n)

Introdução

A unidade tem ocorrência restrita ao extremo noro-este do estado na forma de diversos corpos alonga-dos segundo a direção NE, o maior com cerca de28km de extensão e 2-4km de largura. Os plútons es-tão alojados nos metassedimentos do Complexo Pa-raíba do Sul. Parte da unidade foi anteriormente ma-peada como metassedimentos (Barbosa et al., 1981).

Da mesma forma que a Suíte Angelim, devido àfalta de detalhamento cartográfico a Suíte Nativida-de engloba fácies metaluminosas à hornblenda(granito tipo-I) e fácies granadíferas, peralumino-sas, do tipo-S. Não existem controles estruturaisprecisos nem dados químicos e geocronológicos.

5.3.7 Suíte Angelim (N�2a)

Introdução

Esta suíte foi originariamente designada deComplexo Diatexítico II / Unidade Angelim por Ba-tista et al. (1978). Parte da suíte foi designada como

– 45 –


Unidade Santo Eduardo, do Complexo Paraíba doSul, por Grossi Sad et al. (1980).

Tal como os demais granitóides do regime colisio-nal, essa suíte ocorre em lentes alongadas na dire-ção NE e encaixadas nas supracrustais do Comple-xo Paraíba do Sul. A faixa principal estende-se dasproximidades de São José do Ribeirão até as proxi-midades da divisa com o Estado do Espírito Santo,totalizando cerca de 135km, com largura média de2-3km. Outra lente menor ocorre a norte da serra deSanto Eduardo, estendendo-se daí para o norte e ul-trapassando o limite com o Estado do Espírito Santo.

Embora tenha sido mantida a cartografia propos-ta para a unidade no trabalho de Fonseca et al.

(1998), o presente estudo revelou que parte dessaunidade não corresponde à série calcioalcalina ca-racterizada por Rêgo (1989), mas a uma associa-ção peraluminosa tipo-S, a qual não pôde ser dis-criminada na escala de trabalho.


A suíte é caracterizada por granitóides com fa-

bric planar, marcada pelo alinhamento de pórfirosesbranquiçados de feldspato e pelos minerais má-ficos. Muitas vezes apresentam-se milonitizados,particularmente nos contatos com o Complexo Pa-raíba do Sul.


São rochas de granulação média a grossa e colo-ração variando de cinza-claro a cinza-escuro, folia-das. A composição dominante é tonalítica, variandoaté termos graníticos e granodioríticos. As fácies maiscomuns são biotita tonalitos, hornblenda-biotita tona-lito e plagioclásio-hornblenda-granada granodiorito.A granada nunca ultrapassa 5%. A microclina even-tualmente ocorre na forma de megacristais pertíticos.Xenólitos de rocha calcissilicática e paragnaissesaluminosos do Complexo Paraíba do Sul ocorrem lo-calmente.

De acordo com Machado & Demange (1998), asuíte é correlacionável aos granitóides pré-F2.

Rêgo (1989; in Machado & Demange, 1998) deta-lhou essas rochas do ponto de vista litogeoquímico,caracterizando-as como de afinidade calcioalcalina,relacionada à subducção de crosta oceânica.

Além dessa fácies calcioalcalina, tonalítica do-minante, foram caracterizados domínios peralumi-nosos granadíferos, de composição potássica eclassificados como granitos tipo S, que em alguns

domínios transicionam para os granitóides da SuíteDesengano.

5.3.8 Suíte Rio Turvo (N�2rt)

Introdução

Trata-se de uma suíte peraluminosa do tipo-S,descrita como Granito Rio Turvo, que é sintectônicoà fase deformacional principal (Machado et al.,1989). Posteriormente, Almeida et al. (1993) amplia-ram o conceito para abranger todos os granitóidesfoliados encaixados nos metassedimentos. Foi obje-to de detalhamento estrutural e cartográfico por Heil-bron et al., (1993) e do ponto de vista isotópico porValladares (1996).

Ocorre na forma de plútons alongados na dire-ção NE-SW, no limite nordeste do estado, entre ascidades de Resende e Barra Mansa, encaixado nosmetassedimentos do Complexo Embu/GrupoAndrelândia. O plúton principal tem 48km de com-primento, estendendo-se para SW para o Estadode São Paulo, com uma largura média de 8km.Além desse ocorre mais um corpo alongado, com40km de comprimento e cerca de 1km de largura.


Segundo Valladares (1996) os corpos estudadosapresentam contatos gradacionais com os metasse-dimentos encaixantes, dos quais derivam através defusão parcial. Segundo essa autora, ocorrem tam-bém em associação com os ortognaisses da SuíteQuirino, com os quais apresentam contatos bruscos.

São corpos sintectônicos, com forte foliação mi-lonítica. Heilbron (1993) descreveu foliações S-Centre outros indicadores cinemáticos, o que lhepermitiu hierarquizar a suíte como �2.


Machado et al. (1989) e Valladares (1996) classi-ficaram a suíte como composta por leucogranitosperaluminosos do tipo-S, sintectônicos à fase de-formacional principal. São muito ricos em restitosde paragnaisses encaixantes.

São granitóides porfiríticos, com pórfiros recris-talizados de feldspatos e matriz a quartzo, plagio-clásio, biotita, muscovita, granada e sillimanita (Val-ladares, 1996).

A suíte foi datada através do método U-Pb emmonazita, em 579 ± 2Ma, a qual foi intepretada pela

– 46 –


autora como idade de cristalização (Valladares,1996). A mesma autora considerou que a sua intru-são representaria também a idade do pico do meta-morfismo associado à deformação d1/d2 de Heil-bron (1993).

No presente trabalho a suíte foi hierarquizadacomo granitóides sincolisionais, do domínio Juiz deFora/Paraíba do Sul (�2), possivelmente associadaao pico termal responsável pela cristalização daSuíte Rio de Janeiro, precisamente datada em ca

560Ma (Tabela1).

5.4 Episódio Orogênico Brasiliano III / Magma-tismo Tardi-colisional (560-545Ma)

5.4.1 Suíte Serra das Araras (N�3a)

Introdução

As rochas dessa unidade têm sua principal áreade distribuição ao longo da região norte do estado,numa faixa de direção NE-SW com aproximada-mente 300km de extensão, desde a cidade de Ita-peruna, a nordeste, até o extremo-sudoeste do es-tado, na cidade de Angra dos Reis, passando pelarepresa do ribeirão dos Lajes. A largura dessa faixaé irregular, tendo maior expressão na porção sudo-este, onde forma a Serra das Araras. Ela prosse-gue, com o nome de granito Parati-Mirim, para oes-te da baía da Ilha Grande, ao sul da cidade de Para-ti, até a fronteira com o Estado de São Paulo, comlargura em torno de 10km e extensão de aproxima-damente 20km. Mais duas faixas acham-se mapea-das no Estado do Rio de Janeiro. A primeira, ao nor-te da cidade de Barra Mansa, com 50km de compri-mento e largura irregular, em torno de 15km, borde-ja a fronteira entre os estados do Rio de Janeiro eSão Paulo. A segunda localiza-se entre as margensdo rio Paraibuna e a cidade de Rio das Flores; pos-sui largura menos expressiva, porém com extensãoem torno de 40km.

Além de Machado et al. (1989) responsáveispela definição original desse conjunto de granitói-des, diversos autores como Heilbron et al. (1994),Machado & Demage (1994a, 1998), Porcher(1997) e Corrêa Neto et al. (1993, 1994), vêm con-tribuindo para a evolução dos conhecimentos pe-trográficos, químicos, petrológicos, estruturais,geocronológicos e geotectônicos das rochas des-sa unidade.

No presente trabalho a Suíte Serra das Araras in-clui duas fácies: Granito Serra das Araras e Granito

Serra das Abóboras. Ainda como corpos correlatosocorrem os granitos: Quebra Cangalha, Lagoinha,Serra do Ipiranga, Serra das Abóboras, Serra daConcórdia, Serra das Frecheiras, Ribeirão Laranjei-ra e Parati-Mirim. O Granito Rio Turvo, eventual-mente correlacionável, foi aqui abordado como Suí-te Rio Turvo (N�3rt).


A suíte tem sido posicionada como sin-F2 (Ma-chado, 1997). São corpos com expressão batolíti-ca, estrutura foliada e posicionamento em níveismesozonais, da fácies anfibolito médio e superior.

De um modo geral no centro do batólito são co-muns estruturas de fluxo ígneo, enquanto que nasbordas predominam estruturas deformacionais re-sultantes de cisalhamento transcorrente, com dire-ção NE-SW.

Em outras palavras, ocorre uma obliteração pro-gressiva da textura ígnea magmática original, de-nominada pre-full crystallization fabric, para umtipo extremamente foliado, onde é marcante a pre-sença da foliação gerada em estado sólido (crystal

plastic strain fabric).A transição das estruturas magmáticas para tectô-

nicas é caracterizada pela presença de megacristaisde microclina, que evoluem para facóides estirados,elipsoidais, com recristalização dinâmica incipienteem suas bordas e caudas desenvolvidas.

Os limites setentrionais da unidade são marca-dos por falhas transcorrentes dextrais, enquantoque nas bordas meridionais ocorrem falhas oblíquascom mergulhos para NW. Os contatos são com ro-chas de idade mesoproterozóica/neoproterozóicasde alto grau, como é o caso dos paragranulitos e asmetagrauvacas do Complexo Paraíba do Sul, as últi-mas representadas por granada-biotita-sillimanitagnaisses, cordierita-sillimanita gnaisses e xistos gra-fitosos. Contatos ocorrem também com rochas tona-líticas, trondhjemíticas e graníticas do tipo TTG doComplexo Rio Negro.


São granada-biotita granitos foliados do tipo-S,predominantemente leucocráticos, com grã médiaa grossa, exibindo variedades porfiríticas. São mui-to ricos em restitos de paragnaisses e, localmente,ocorrem blastomilonitos com níveis de calcissilicá-ticas deformadas. Também são freqüentes encla-ves de possíveis paleodiques anfibolíticos, além de

– 47 –


injeções tardias de composição granítica. SegundoCorrêa Neto et al. (1993, 1994), as rochas granitói-des da serra das Araras variam de sienogranitos,monzogranitos e chegam até granodioritos, haven-do predomínio de granito porfirítico, com fenocris-tais de microclina com até 5cm de comprimento.

Os domínios de biotita-granada gnaisse com in-tercalações de rocha calcissilicática e quartzitossão interpretados como remanescentes dos protó-litos da fusão que gerou o granitóide Serra das Ara-ras.

Embora pareça mais consensual a classificaçãode granito do tipo-S para essa unidade, adotada in-clusive no presente trabalho, Heilbron et al. (1994),Heilbron (1995) e Machado & Demange (1994) ad-vogaram uma classificação de granito do tipo I paraas rochas da unidade em questão.

Machado (1997), ao analisar os granitóides daFaixa Ribeira no Estado do Rio de Janeiro, denomi-nou de Batólito Serra das Araras o que no presentetrabalho é considerado Suíte Serra das Araras,além de que também os caracterizou como grani-tóide sin-F2 e com idade entre 630 e 570Ma. Ma-chado & Demange (1994) consideraram as rochasdessa unidade como sin-F2, tipo-S, com emplace-

ment em ambiente catazonal e compatível com afácies anfibolito.

Heilbron et al. (1994) e Heilbron (1995) não sóconsideraram os granitóides da Serra das Ararascomo leucogranitos do tipo-I, como também pós-colisionais e tardi-D3, com idades entre 540 e520Ma.

5.4.2 Suíte Pedra Selada (N�3p)

Introdução

As rochas dessa suíte foram primeiramente des-critas por Heilbron (1993) nos arredores de PedraSelada, a norte de Resende. Os granitos Serra doLagarto, este situado a leste da localidade de Car-los Euler e forma a serra do Lagarto (Heilbron,1993), Paiol Velho e Taquaral (Valladares, 1996), fo-ram neste trabalho agrupados nessa suíte. Excetu-ando o granito Taquaral, que é intrusivo em rochasdo Complexo Paraíba do Sul, os demais granitossão intrusivos em rochas do Grupo Andrelândia.


Ocorrem na forma de corpos alongados na dire-ção NE-SW ou como lentes paralelas à foliaçãoprincipal do Grupo Andrelândia ou do Complexo

Paraíba do Sul. Apresentam foliação nos bordos,interpretada por Heilbron (1993), como resultanteda combinação de fluxo magmático com efeitos dadeformação D2, dobrada e cisalhada pela deforma-ção D3 subseqüente.


Heilbron (1993) descreveu os granitos Pedra Se-lada e Serra do Lagarto como granitos porfiróides,contendo megacristais subédricos de K-feldspatode até 12cm de comprimento. A matriz é rica em bio-tita, com proporções menores de quartzo, plagioclá-sio e K-feldspato. Apresentam enclaves máficos ri-cos em anfibólio e lentes quartzo dioríticas. Os con-tatos são gradacionais e bruscos com um leucogra-nito gnáissico, que ocorre como sills ou bolsões nointerior dos granitos.

Heilbron (1993) apresentou ainda, dados quími-cos para o granito Serra do Lagarto que indicaramuma classificação como granito do tipo-I, tardi após-colisional, da série calcioalcalina de alto-K. Ospadrões de terras-raras sugerem que plagioclásioe anfibólio são minerais residuais na área-fonte. Osdados indicaram uma fonte mantélica (com conta-minação crustal durante sua ascensão) ou fontecrustal.

Dados geoquímicos obtidos para o granito Serrado Lagarto (Junho et al. 1999) indicam magmatismocalcioalcalino de alto-K, do tipo-I, fracamente pera-luminoso a metaluminoso. Junho et al. (1995) e Ju-nho & Abreu (1996) sugeriram um modelo evolutivode mistura de magma máfico derivado na crosta infe-rior (lentes de quartzo diorito fino) e magma ácido,anatético, peraluminoso (leucogranito gnaisse).

Uma datação U/Pb, obtida por Valladares (1996)no Granito Taquaral (em titanita), forneceu idade deca 553Ma.

5.4.3 Suíte Varre-Sai (N�3v)

Introdução

Esta suíte é representada por quatro corpos situa-dos na porção NE do estado, aflorantes nas proximi-dades das localidades de Varre-Sai, Porciúncula enorte de Miracema, estendendo-se para os estadosde Minas Gerais e Espírito Santo. São encaixados noComplexo Paraíba do Sul, onde ocorrem na formade corpos alongados com até 16km de comprimen-to. A suíte foi originariamente designada como Gra-nitóide Varre-Sai por Barbosa et al., (1981). Posteri-

– 48 –


ormente no Estado do Espírito Santo foi cartografa-da como Suíte Intrusiva Espírito Santo (Machado Fi-lho et al. 1983) e Intrusivas Ácidas Sin- a Tardi-Tan-genciais (Vieira, 1997).


Constituem maciços alongados, foliados, apre-sentando deformação nas bordas, enquanto nasporções centrais são observadas estruturas de flu-xo ígneo. Correspondem a granitóide tardi-colisio-nais ligados a movimentos transpressivos.

De acordo com Machado & Demange (1998),pertencem ao grupo dos granitóides sin-F3, do Cin-turão Paraíba do Sul, associados a zonas de cisa-lhamento transcorrente


São biotita-hornblenda granitos, foliados, even-tualmente bandados, porfiríticos (porfiroclásticos),apresentando domínios isotrópicos em zonas debaixo strain. Não existem dados petrológicos dis-poníveis.

5.4.4 Suíte Santo Antônio de Pádua (N�3 sa)

Introdução

Nesta suíte foram englobados os anfibólio grani-tóides miloníticos a ultramiloníticos, com texturasgranoblásticas, blastomiloníticas e augen, inicial-mente designados como Granito Miracema (Caniné,1992). Engloba também o Granito Itajara (N�3sai).

Ocorrem no noroeste do estado, entre as locali-dades de Santo Antônio de Pádua e Baltazar, naforma de cristas extremamente alongadas que sedestacam no interior do Complexo Paraíba do Sulno qual são intrusivos.

Esses granitos são intensivamente explotadoscomo pedra-de-corte, sendo suas diversas fáciescomercialmente conhecidas como Olho de Pombo,Pedra Madeira, Ouro Velho e Pedra Preta.


Ocorre na forma de estreitas cristas em zonas decisalhamento transcorrente que cortam o Comple-xo Paraíba do Sul. São extremamente alongadas,com comprimento de até 45km e menos de 100mde largura, dispostas segundo a direção NE-SW. Acristalização desses corpos ocorreu sob condi-

ções de alto strain imprimindo regionalmente à ro-cha um fabric de tectonito ultramilonítico LS, fina-mente foliado.

A principal ocorrência da fácies Itajara (N�3sai)está exposta continuamente desde a localidade deAlém Paraíba até as proximidades de Itajara. Estecorpo possui cerca de 80km de comprimento pormenos de 100m de largura.

Marcadores cinemáticos como sigmóides dequartzo, indicam movimento dextral. Também foi ob-servada boudinage da foliação milonítica. As encai-xantes são paragranulitos terrígenos e carbonáticosda Unidade Itaperuna, Complexo Paraíba do Sul.


Apresentam composição monzonítica a quartzomonzonítica, contendo (quartzo), mesopertita, cli-nopiroxênio e anfibólio. Pode tratar-se de rocha al-calina, porém não existem dados químicos quepermitam a comprovação da origem. A textura ul-tramilonítica, totalmente recristalizada sob a formade agregados poligonais com tamanho de grão mi-limétrico (blastomilonito), indica recristalização emníveis crustais profundos. A presença de manchasportadoras de ortopiroxênio, cortando a estruturamilonítica, é localmente observada.

A fácies Itajara é composta por uma matriz dequartzo, microclina, plagioclásio, hornblenda, e bioti-ta. Apresenta o mesmo grau de deformação que ogranito Santo Antônio de Pádua, porém preserva por-firoclastos remanescentes de microclina e plagioclá-sio. Trata-se de um granito do tipo-I.

5.5 Episódio Orogênico Brasiliano III/Magma-tismo Tardi a Pós-tectônico (545-500Ma)

5.5.1 Suíte Getulândia (��4g)

Introdução

São aqui agrupados os granitóides do tipo I, in-trusivos no Complexo Paraíba do Sul, intimamenterelacionados às zonas de cisalhamento transcor-rente. Na literatura têm sido classificados como tar-di-colisionais, sin-D3 (Valladares et al., 1995) esin-F3 (Machado, 1997).

A suíte engloba os corpos de Arrozal, Getulândiae Vassouras (Machado, 1984) e o Maciço de Parati(CPRM/DRM, 1983). O granito Getulândia ocorreentre as cidades de Barra Mansa e Rio Claro, for-

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mando um corpo lenticular alongado que medeaproximadamente 10km de comprimento por 2kmde largura. O granito Vassouras, situado a SE da ci-dade homônima, é um corpo alongado, medindoaproximadamente 40km de comprimento por 4kmde largura. O granito Arrozal, situa-se a 12km a NWdo granito Getulândia e mede aproximadamente15km de comprimento.

O granitóide Serra da Bocaina (Almeida et al.,

1993), também pertencente a esta suíte, localiza-sea sudeste da cidade de Bananal e foi classificadopelos autores como granitóide do tipo-S (pré/sinco-lisional), foliado, apresentando enclaves de rochascalcissilicáticas.


Os plútons têm dimensões variáveis, constiuindodesde stocks até pequenos batólitos, alongadossegundo a direção NE-SW.

Apresentam comumente estruturas de fluxo íg-neo na parte central dos corpos, passando para es-truturas deformacionais nas bordas, onde mostramfreqüentes texturas miloníticas e protomiloníticas.

Os contatos destas rochas são freqüentementetectonizados e concordantes com as encaixantes.Nos maciços Parati e Vassouras são descritos con-tatos transicionais (Machado, 1997).


Machado (1997) descreveu as rocha pertencen-tes a esta suíte como biotita-anfibólio granitos e bio-tita granitos, de composição monzogranítica a gra-nodirítica, com texturas ineqüigranulares e porfiríti-cas, de granulação média a grossa, meso e leuco-cráticos, com coloração cinza e rósea. São comunscristais centimétricos de feldspato branco e róseoem uma matriz foliada rica em biotita, que às vezespode ocorrer como segregações e/ou agregadosde máficos (schieren), realçando a orientação darocha. A suíte apresenta enclaves de microgranitói-des máficos.

Os dados geoquímicos disponíveis sobre estesgranitos foram obtidos por Valladares (1996) e Val-ladares et al. (1995, 2000), para o granito Getulân-dia. Os autores caracterizaram esse granito comodo tipo-I, de tendência subalcalina monzonítica,tardi- a pós-colisional.

Os dados isotópicos Rb/Sr e U/Pb obtidos porValladares (1996) em rochas do plúton Getulândia(em monazita), forneceram idade de 535Ma.

5.5.2 Plútons Toleiíticos Máficos/ ComplexoBásico Gleba Ribeira (��5g)

Introdução

Originalmente definido pela GEOMITEC (1981),o plúton de Gleba Ribeira apresenta forma meioelíptica, segundo NE-SW, aqui foi renomeado deComplexo, agrupando numerosos plútons crono-correlatos. Em especial:

i) a Intrusão Ultrabásica de Areal, descrita emdetalhe por Leonardos (in: Moraes et al., 1935); ii) operidotito da fazenda Laranjeiras, entre Areal e Por-tões; iii) o Maciço Gábrico de Amparo (Matos et al.,

1980); iv) o corpo intrusivo de 2,5x1km exposto a Wda Vila de Amparo, entre Nova Friburgo e São Josédo Ribeirão; v) o Metagabro da Tijuca (Heilbron et

al., 1993) no município do Rio de Janeiro. Esse últi-mo foi detalhado, entre outros autores, por Lamego(1938, 1948), Helmbold et al., (1965), Andrade Ra-mos & Barbosa (1965) e Leonardos Jr. (1973).

Relações Estruturais, Petrologiae Geocronologia

O trabalho da GEOSOL (1981) demonstrou o ca-ráter não deformado do corpo ultrabásico de Areale sua natureza intrusiva nos paragnaisses migmatí-ticos do Complexo Paraíba do Sul.

Levantamentos da GEOMITEC (1981) descre-vem esse Complexo como formado por noritos, oli-vina gabros e melanoritos grossos, injetados pormicronoritos e micromelanodioritos, configurandouma trama agmática. Termos protoclásticos deborda imprimem às rochas uma estrutura gnáissi-ca. A intrusão é cortada por veios e diques pegma-títicos e aplíticos.

Segundo Leonardos (in: Moraes et al., 1935) aflo-ram as seguintes fácies: diopsídio peridotito lherzo-lítico, lherzolito augítico e serpentinito com rema-nescentes de olivina. Porta veios garnieríticos, queconstituem o protominério do níquel, única ocorrên-cia desse metal conhecida no estado.

O Maciço Gábrico de Amparo é um olivina ga-bro, ocorrendo fácies félsicas de composições gra-nodiorítica e tonalítica associadas (Matos et al.

1980).Ludka et al. (1997) detalharam petrográfica e

quimicamente o magmatismo do plúton Amparocomo sendo constituído de gabro-norito toleiítico,subalcalino de baixo K, com assinatura químicamostrando enriquecimentos relativos a Ba, Sr eETRL.

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O metagabro da Tijuca foi cartografado como umcorpo de diorito intrusivo (Lamego, 1948). Helm-bold et al. (1965) definiram esta unidade como in-trusões básicas e intermediárias, interpretadascomo “metamorfizadas” e gnaissificadas, à seme-lhança dos que ocorrem no maciço Pedra Branca.

Heilbron et al. (1993) preconizaram a inserçãodo corpo gábrico da Tijuca no granito Favela, dis-tinguindo-se, entre ambas as fácies, uma gradaçãodo gabro para rocha quartzo diorítica e daí para ogranito Favela.

Os gabros de Amparo e da Tijuca podem repre-sentar, também, uma variação faciológica básicados plutonitos São José do Ribeirão e granito Fave-la, respectivamente.

Andrade Ramos & Barbosa (1965) também reco-nheceram um piroxênio tonalito, citando que al-guns petrógrafos da época classificaram-no tam-bém como quartzo diorito ou quartzo gabro.

5.5.3 Granitóides Pós-tectônicos Cambrianos (��5)

Introdução

Como produtos finais da granitogênese brasilia-na têm sido cartografados numerorosos corpos degranitos pós-tectônicos que se distribuem especi-almente no Domínio Serra do Mar (figura 4).

No presente trabalho acham-se cartografadosvinte e três (23) desses granitóides, merecendodestaque, pela sua expressão aflorante, aquelesdenominados: Silva Jardim (17), Sana (11), PedraBranca (5), Suruí (12), Mangaratiba (18) e Nova Fri-burgo (9). O granito São Pedro (1) é expressivo nomapa por formar um enxame de pequenos corpos,estando o conjunto ocupando uma área de formatocircular. Os demais corpos distribuídos na área re-cebem as seguintes denominações: Mambucaba(19), Angra (20), Carrasquinho (21), Morro do Côco(23), Itaoca (22), São José do Ribeirão (2), Cassoro-tiba (6), Caju (3), Anta (4), Teresópolis (7), Frades(10), Andorinha (13), Ipiranga (14), Cesário Alvim(15), Utinga (16) e Favela (8).

Esses corpos vêm sendo estudados há mais demeio século, como é o caso do Maciço da PedraBranca (Backheuser, 1926; Lamego, 1948). Porém,só na década de 70 foram objeto de estudos maisdetalhados (Leonardos Jr., 1973). A partir da déca-da de 80, o Projeto Carta Geológica desenvolvidopelo DRM/RJ, motivou o desenvolvimento de váriasteses nesses granitos, elaboradas por diversas uni-versidades.


Os granitos em pauta apresentam, em geral, for-mas circulares discordantes das estruturas regionaisNE-SW das encaixantes, com as quais mostramcontatos abruptos e térmicos. As estruturas internassão homogêneas, isotrópicas, ou podem ser aniso-trópicas, quando apresentam estruturas de fluxomagmático ou deformações em suas bordas. Veiose diques aplíticos são constantes, o mesmo aconte-cendo com bolsões pegmatíticos de formato irregu-lar. Os granitos Favela e Utinga, embora ocorramtambém sob a forma de pequenos plutonitos, têmtido maior destaque sob a forma de soleiras e cama-das, com contatos concordantes com as direçõesdas encaixantes ou cortando as suas foliações. Pi-res et al. (1982), responsáveis pela descrição origi-nal do granito Utinga, consideraram que esse corporepresenta um diápiro alóctone, em forma de funil oude cogumelo. Também o granito Cassorotiba temforma alongada na direção NE-SW e apresenta indí-cios de deformação (rúpteis?), além de fraturasN�70-80�E e N30�W (Penha, 1997).

Petrologia, Geoquímica e Geocronologia

Embora a maioria desses plútons esteja repre-sentada por (hornblenda)-biotita granitos s.s., tam-bém ocorrre uma ampla variedade de rochas comcomposições variadas: sienogranítica, monzogra-nítica (adamelítica), granodiorítica, tonalítica equartzo diorítica. Allanita, titanita, apatita, opacos ezircão são minerais acessórios comuns. Nos ter-mos mais graníticos, além do plagioclásio oligoclá-sico, a microclina, em formato euedral tabular, é ummineral importante, desenvolvendo-se em cristaisque chegam a ter 5cm de comprimento, imprimin-do à rocha uma textura porfirítica ou porfiróide. Ou-tro aspecto bastante freqüente nesses granitóidesé a presença de enclaves tanto das rochas encai-xantes, de natureza gnáissica e com formato angu-loso ou parcialmente assimilados, como de máficosmicrogranulares, com formatos variados. Comoelementos ligados à fase de cristalização e resfria-mento final desses granitóides aparecem, cortan-do-os nas mais variadas direções, diques e veiosaplíticos e pegmatíticos.

Os estudos levados a efeito em alguns dos corposaqui cartografados, têm sugerido a participação deprocessos de mistura de magma, cristalização fraci-onada e assimilação/digestão de encaixantes naformação desses corpos, dando surgimento a cor-pos identificados como de caráter híbrido.

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Estudos geoquímicos e petrológicos disponíveisrelacionam-se especialmente aos seguintes plú-tons: Suruí (Puget & Penha, 1980), Andorinha, (Zori-ta & Penha 1980), Teresópolis (Junho & Penha,1985), maciços graníticos de Pedra Branca, NovaFriburgo e Frades (Junho, 1991, 1992, 1993, quetambém contêm correlações com outros granitói-des brasilianos dos estados do Rio de Janeiro eEspírito Santo), maciços graníticos Pedra Branca eMisericórdia (Porto Jr., 1993) e Granito Mangarati-ba (Guimarães, 1999). Machado (1997) apresentouuma síntese tectono-química dos granitóides doestado, incluindo os termos pós-tectônicos.

A assinatura litogeoquímica desses granitos emquestão é essencialmente calcioalcalina de alto-K,predominantemente do tipo I Caledoniano (Pitcher,1983), com variações nos termos mais evoluídospara álcali-cálcicos, em geral muito ricos em potás-sio. São metaluminosos a levemente peralumino-sos. Magmatismo máfico de natureza toleiíticaocorre associado a alguns corpos, que podemmostrar zonação.

Os dados geocronológicos disponíveis para al-guns plútons situam-se no Período Cambriano, va-riando de ca 540 a 590Ma: Granito Sana, isócronasRb/Sr de 491 ± 12Ma e 488 ± 3,6Ma (Machado,1997); Pedra Branca, isócrona Rb/Sr de 537±12Ma; Favela e Utinga, idade Rb/Sr de 482 ±31Ma (Fonseca, 1986); Mangaratiba, idade U-Pbde 492 ± 11Ma (Valladares, 1996); Nova Friburgo,idades U/Pb de 540 ± 60Ma (Ledent & Pasteis,1968) e 501 ±19Ma (Tupinambá, 1996). Os corposdatados pelo método U-Pb constam da tabela 1.

Os demais corpos, para os quais não há dadosgeocronológicos disponíveis, foram a esses corre-lacionados em função de relações estratigráficas,estruturais e petrológicas, além das assinaturasquímicas.

A granitogênese cambriana do estado está rela-cionada aos estágios pós-tectônicos do OrógenoBrasiliano, marcando a fase de soerguimento e co-lapso pós-colisional do orógeno que se seguiu aoepisódio orogênico Brasiliano III.

5.5.4 Maciço Alcalino de Canaã (��c)

Introdução

Definido por Lima (1976), esse maciço locali-za-se a nordeste de Duque de Caxias, nos contrafor-tes da serra dos Órgãos, apresentando uma áreaexposta aproximada de 20km2, incluindo também

os gnaisses e migmatitos encaixantes. Esse maciçofoi objeto de diversos estudos: Helmbold (1975),Ulbrich & Gomes (1981), GEOSOL/DRM (1981),Zimbres (1982, 1987, 1992), Zimbres & Kawashita(1996), Zimbres & Motoki (1997) e Fonseca (1998).

Relações Estruturais, Petrologiae Geocronologia

A fácies dominante é um lichtfieldito com estrutu-ra bandada e conspícua foliação de fluxo (Lima,1976). As exposições em geral são restritas a cam-pos de matacões. Apresenta textura porfirítica egrã grossa. Ocorrem também fácies similares aomonzonito do maciço de Soarinho.

Helmbold (1975) caracterizou a rocha como umbiotita lichtfieldito, em parte gnaissificado, que ocor-re em “banco” concordante de 5-15m, no interior degnaisses pré-cambrianos. Diques de traquito silicifi-cado e às vezes brechado cortam tanto as rochasdo maciço quanto as encaixantes migmatíticas. Oautor cita a ocorrência de coríndon nas faixas peg-matíticas ou disseminado na zona de contato entre aintrusão e os migmatitos encaixantes.

Ulbrich & Gomes (1971) individualizaram dentrodo corpo de lichtfieldito um tipo de álcali-sienito depequena expressão superficial, provavelmente re-ferível ao tipo similar ao monzonito do maciço deSoarinho.

GEOSOL/DRM (1981) reuniram sob a designa-ção de Maciço de Canaã todas as rochas alcalinasexpostas em torno da vila de Canaã e as classifica-ram como: sienito nefelínico, traquito, essexito,nordmarkito, hornblenda sienito, piroxênio sienito,álcali-sienito. Reportaram uma foliação protoclásti-ca de borda, concordante com a orientação prefe-rencial da encaixante pré-cambriana. Descreve-ram a associação dessas rochas a produtos metas-somáticos e correlacionaram a rocha granítica finaassociada, previamente descrita por Lima (1976),aos termos graníticos pós-tectônicos do tipo Ando-rinha ou Nova Friburgo. Caracterizaram albitizaçãocomo pertosito e sienito nefelínico. As evidênciasde fenitização, verificadas na zona de contato entreo maciço alcalino e o granito pós-tectônico, leva-ram os autores a atribuir uma provável idade cretá-cea a esse maciço, apesar de Leonardos Jr. (1973)ter atribuído ao mesmo uma idade de 600Ma.

Zimbres (1982, 1987, 1988) através de prospec-ção por concentrados de bateia, defininiu uma as-sociação de minerais pesados incluindo coríndon,espinélio e zircão. Reportou também a descobertade três ocorrências de safira, associadas a pegma-

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titos alcalinos. Apresentou um mapa geológico, naescala de 1:50.000, similar ao apresentado porGEOSOL/DRM (1981). Dividiu o maciço em duasfaixas paralelas, designadas de Taquara e Xerém.A primeira, mais expressiva, de cor escura, comdominância de rochas alcalinas saturadas e sub-saturadas, enquanto que a segunda, de cor clara, émais rica em magnetita, mostrando predominânciade rochas álcali-sieníticas. Petrograficamente des-creveu sienitos subsaturados em sílica, com nefeli-na, lichtfielditos, sienitos levemente subsaturados asupersaturados, álcali-sienitos e pegmatitos alcali-nos. Descreveu o caráter circular do maciço, comexpressivo resto-de-teto de gnaisse granítico, tipoSerra dos Órgãos, bem como um megaxenólito dogranito pós-tectônico encaixante. Apresentou tam-bém os mapas de distribuição do espinélio, do co-ríndon, do zircão e da ilmenita. Considerou a rochado maciço, tal como Helmbold (1975) e Penha et al.

(1979), um nefelina sienito gnáissico do Pré-Cam-briano, e não do Cretáceo, conforme preconizadopor GEOSOL/DRM (1981).

Zimbres & Kawashita (1996), dataram os gnais-ses alcalinos a nefelina obtendo uma idade de 425

± 14Ma (K/Ar), e 543 ± 14Ma, com razão inicial de0,7155, pelo método Rb/Sr em rocha total. A eleva-da razão inicial, segundo os autores, indicaria con-taminação com material crustal. Concluem que aidade K/Ar em biotita é coerente com o mapa decurvas termocrônicas de biotita das rochas pré-cambrianas desta parte da Faixa Ribeira (Zimbreset al., 1990b).

Zimbres & Motoki (1997) apresentaram dados li-togeoquímicos considerando que as rochas são deorigem ígnea, metamorfizadas no Evento Brasilia-no. Também apresentaram um modelo sobre a ori-gem do zoneamento químico desses corpos.

Zimbres et al. (1998) confirmaram a ocorrência decorpos lenticulares encaixados em gnaisses regionaisde composição granítica, todos de idade metamórficapré-cambriana. Em face da concordância NE-SW dasrochas do maciço com as rochas regionais, esses au-tores concluíram que o maciço alcalino foi metamorfi-zado juntamente com as rochas encaixantes.

Fonseca et al. (1998) discutem a origem e idadede cristalização do maciço no contexto do CicloBrasiliano, com base na idade Rb/Sr obtida porZimbres & Kawashita (1996).

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6

EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICANEOPROTEROZÓICA/CAMBRIANA

6.1 A Geometria da Deformação Brasiliana

Os estudos estruturais de detalhe efetuados porDehler (1999) na extremidade W do estado (folhasVolta Redonda e Ilha Grande) fornecem subsídiosfundamentais ao esclarecimento da complexa evo-lução estrutural neoproterozóica do estado, e poressa razão são abaixo transcritos.

A característica estrutural mais proeminente dadeformação brasiliana nos domínios Juiz deFora/Paraíba do Sul e Mantiqueira/Andrelândia(figura 4) é a extrema linearidade dos litótipos.Apresentam franca orientação NE, em concordân-cia com as principais zonas de cisalhamento regio-nais. As foliações miloníticas mapeadas tanto emrochas supracrustais quanto em ortognaisses egranitos mostram, no geral, direção nordeste emergulhos muito variados para sudeste e noroeste.Exceção a essa regra é observada nos ortognais-ses da Suíte Quirino. Nessa unidade, bem comonos ortognaisses do Domínio Serra do Mar, as folia-ções são predominantemente suborizontais quan-do não afetadas por zonas de cisalhamento direci-onais e, por isso, podem apresentar direções e sen-

tido de mergulho muito variados. Entretanto, exis-tem diferenças aparentes, principalmente com re-lação à intensidade da deformação, entre a tramados ortognaisses Quirino e no Domínio Serra doMar. Nos ortognaisses Quirino, a presença de do-bras intrafoliais, por vezes desenraizadas, denotaque sofreram a ação de intenso processo deforma-cional, localmente mascarado pela recristalizaçãoestática de biotita e quartzo, aparente até mesmona escala de afloramento (figura 5). Já as rochas or-toderivadas do Domínio Serra do Mar apresentamfeições de deformação intensa (por exemplo, de-senvolvimento de foliação milonítica) somente emzonas estreitas, notadamente no contato com o Do-mínio Juiz de Fora/Paraíba do Sul. Predomina umatrama planar discreta, caracterizada por uma orien-tação preferencial dos minerais constituintes, sema formação de bandamento deformacional intenso.

O Domínio Mantiqueira/Andrelândia é balizado,a sul, pela Zona de Cisalhamento de Rio Preto, quemergulha em média 35� para sul. O Domínio Serrado Mar é limitado, a norte, pela Zona de Cisalha-mento de Paracambi, com mergulho variável paranoroeste, geralmente de médio ângulo. Estas duas

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estruturas limitam um “corredor” estrutural de orien-tação nordeste que materializa a estrutura diver-gente do rio Paraíba do Sul, caracterizada desde ostrabalhos pioneiros do geólogo Rosier, no Rio deJaneiro (figura 5).

Na extremidade W do estado, onde foi melhor es-tudada (Dehler 1999), esta estrutura divergentepode também ser dividida em três grandes domí-nios, tendo como referência a Zona de Cisalhamen-to Paraíba do Sul: a) o domínio norte, onde as folia-ções miloníticas mergulham quase que invariavel-mente para S-SE; b) o domínio central, coincidentecom o eixo da zona de cisalhamento, onde as folia-ções miloníticas são de alto ângulo; c) o domínio sul,onde as foliações miloníticas mergulham paraN-NW.

6.2 A Cinemática Brasiliana

Os dados levantados na extremidade W do esta-do sobre a orientação das lineações de estiramentonos domínios Mantiqueira/Andrelândia e Serra doMar são insuficientes para uma caracterização ci-nemática destes domínios. Inversamente, os dadosde lineações, coletados na estrutura divergente,são suficientes para uma discussão inicial sobre acinemática da deformação brasiliana característicaneste segmento.

O domínio setentrional é caracterizado por folia-ções miloníticas de baixo a alto ângulo, com mergu-lho predominantemente para S. A lineação de esti-ramento contida nestes planos, na grande maioriados afloramentos visitados, é oblíqua, com caimentogeralmente suave para E-SE. Não raro ocorrem ain-da lineações direcionais, mesmo em planos de cisa-lhamento suborizontais e, mais raramente, linea-ções de alto rake com caimento para sudeste. Osindicadores cinemáticos associados a esta defor-mação são compatíveis com movimentação oblí-qua de topo para noroeste, com importante compo-nente direcional dextral. Adicionalmente, em aflora-mentos onde o cisalhamento é direcional ou de em-purrão, a movimentação sugerida pelas estruturasassimétricas é dextral e de empurrão para noroes-te, respectivamente.

No domínio central, as foliações miloníticas têmuma direção nordeste bem marcada, paralelas aotrend regional das zonas de cisalhamento de altoângulo. As lineações são predominantemente debaixo rake, embora possam apresentar caimentoora para o quadrante nordeste ora para o sudoeste.Os indicadores cinemáticos associados a esta de-

formação direcional são compatíveis com uma mo-vimentação dextral, conforme já discutido na litera-tura por inúmeros autores que trabalharam na re-gião.

No domínio meridional, as foliações miloníticasmergulham consistentemente para noroeste, em-bora em proporção variável. As lineações mineraiscontidas no plano de foliação milonítica podem ser,qualitativamente, agrupadas em três grupos: umgrupo com caimento geral para noroeste-oeste; ou-tro com caimento geral para norte-nordeste, po-dendo apresentar variações em torno desta dire-ção; e um terceiro grupo com caimento predomi-nante para nordeste, paralelo ao strike regional docinturão de cisalhamento. Os indicadores cinemáti-cos observados sugerem que, com relação às line-ações do primeiro grupo, a movimentação tenhasido de caráter compressivo com topo para les-te-sudeste. Por outro lado, os indicadores cinemáti-cos associados às lineações nordeste sugeremmovimentação direcional dextral e, por vezes, comcomponente distensiva, quando a lineação é oblí-qua à direção da foliação milonítica. Também ob-servam-se indicadores cinemáticos sugerindo mo-vimentação sinistral para o último grupo de linea-ções. O significado cinemático e tectônico do gru-po de lineações minerais com caimento para norteé, ainda, assunto aberto à discussão.

6.3 Interpretação Tectônica e Discussão daEstruturação Regional

Os dados estruturais coletados durante a inte-gração regional permitem tecer algumas conside-rações sobre a estruturação regional da Folha VoltaRedonda. O domínio norte da estrutura divergente,a sul da zona de cisalhamento Rio Preto, é caracte-rizado por uma tectônica compressiva, com empur-rões oblíquos com vergência de topo para noroestee importante componente direcional lateral direita.Ocorrem também zonas de cisalhamento direcio-nais e de empurrão que, além de não apresentaremuma relação de superposição clara, são cinemati-camente compatíveis com uma compressão regio-nal oeste-noroeste/leste-sudeste. Embora os da-dos estruturais coletados no domínios Mantiquei-ra/Andrelândia não permitam uma discussão con-junta, é provável que esta estruturação regional re-presente a estruturação da borda sudeste da PlacaSão Franciscana, definida por Alkmim et al. (1993).

Neste sentido, o quadro tectônico regional ob-servado sugere uma estruturação em que a Placa

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São Franciscana mergulha para sudeste, sendofragmentada por importantes zonas de cisalhamen-to oblíquas de extensão regional, responsáveis poruma intensa intercalação tectônica vertical e hori-zontal entre rochas mais antigas, de idade paleo-proterozóica, como a Suíte Quirino (Valladares1996) e os granulitos do Complexo Juiz de Fora(Heilbron et al. 1994a), com as rochas supracrusta-is agrupadas neste projeto no Domínio Juiz deFora/Paraíba do Sul, mas que podem representartambém rochas do Domínio Mantiqueira/Andrelân-dia. A presença de mármores no sítio paleogeográ-fico do Domínio Juiz de Fora/Paraíba do Sul, ausen-tes ou muito escassos entre as rochas do DomínioMantiqueira/Andrelândia, sugere que tenham sidodepositados em bacias distintas (no tempo ou noespaço).

Os dados estruturais e cinemáticos, no domíniorepresentado pelo Corredor de Cisalhamento Para-íba do Sul, sugerem que as rochas sofreram intensocisalhamento direcional dextral em condições me-tamórficas do grau alto (figura 5). Este corredor re-presenta também uma descontinuidade estruturalregional, visto que as rochas têm atitude subverti-cal, em contraste com a estruturação em ambos osflancos da zona de cisalhamento. A movimentaçãodextral desta zona de orientação nordeste, junta-mente com seu caráter transpressivo (Dayan & Kel-ler, 1989; Ebert et al., 1993a e b; Machado & Endo,1993a e b; Ebert & Hasui, 1998), com encurtamentoperpendicular ao plano de cisalhamento (Sander-son & Marchini, 1980), sugerem uma compatibilida-de cinemática com a estruturação identificada noflanco norte da estrutura.

Por estas razões, não é necessariamente verda-deira a hipótese de que estas zonas de cisalhamen-to sejam estruturas tardias no desenvolvimento tec-tônico de todo o Cinturão, como resultado de umarotação regional dos vetores compressivos (Heil-bron, 1993; Heilbron et al. 1994a). Os dados coleta-dos, por sua vez sugerem que ambas as estrutura-ções se instalaram num mesmo regime de esforçosregionais, e provavelmente são resultado de umadeformação transpressiva de natureza colisionaloblíqua (figura 5). Entretanto, não se pode descartara possibilidade de que estas zonas de cisalhamentode alto ângulo, por suas próprias característicasgeométricas e mecânicas, tenham permanecidoativas por muito mais tempo, absorvendo a defor-mação de forma mais efetiva, principalmente nos es-tágios finais da deformação colisional.

Outro aspecto interessante da estruturação regio-nal deste domínio de alto ângulo é a variação no ca-

imento das lineações de estiramento para nordestee para sudoeste. Esta variação é sistemática, tendosido individualizados domínios geográficos onde alineação e os indicadores cinemáticos sugeremmovimentação transpressiva e transtrativa, tendoem vista a relação plano de cisalhamento versus li-neação de estiramento. A delimitação de domíniosgeográficos bem definidos é incompatível com a in-terpretação de que, quando a lineação tem uma ati-tude predominantemente direcional, é comum queeste elemento estrutural tenha caimento suave paraambos os quadrantes. Contrariamente, sugere-seque esta variação seja devida à própria evoluçãocinemática das zonas de cisalhamento com o tem-po.

O domínio meridional, pelos dados cinemáticoscoletados, provavelmente têm estrutura mais com-plexa. Na Folha Volta Redonda e em alguns locaisda Folha Rio de Janeiro, mais precisamente no perfilRio de Janeiro - Juiz de Fora (figura 5), as lineaçõesde estiramento têm caimento para noroeste, com es-truturas assimétricas indicando movimentação com-pressiva de topo para sudeste. Adicionalmente, sãoobservadas também lineações suborizontais (orien-tadas para nordeste) às quais associam- se indica-dores cinemáticos dextrais e sinistrais. Esta varia-ção merece estudos estruturais mais detalhados,uma vez que promove a adição de dados tectôni-cos que têm de ser examinados à luz do modelotranspressivo regional (Machado & Endo, 1993a eb; Ebert et al., 1993a e b; Ebert & Hasui 1998) e desuperposição cinemática (Machado & Endo 1994).Os dados cinemáticos disponíveis sugerem queuma importante componente de cisalhamentopuro, comum em ambientes transpressivos, pode-ria explicar movimentações opostas num mesmoevento deformacional, sem a necessidade deeventos distintos para explicar este padrão (Ribei-ro, com. verb.). Entretanto, estudos específicos de-talhados são necessários para responder estaquestão.

Confrontando os dados estruturais e cinemáti-cos levantados nessa integração com os dois mo-delos antagônicos de evolução estrutural da FaixaRibeira, conclui-se pela existência de problemasespecíficos para cada modelo.

Com relação ao modelo proposto por Heilbron(1993) e Heilbron et al. (1994), de evolução estrutu-ral polifásica, com empurrões com vergência detopo para noroeste, seguidos por transpressãodextral na fase colisional, os dados ora levantadossugerem que várias zonas de cisalhamento anteri-ormente mapeadas como empurrões são na reali-

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dade zonas oblíquas ou até mesmo direcionais, ci-nematicamente compatíveis com as transcorrên-cias. Não haveria, necessariamente, lapso de tem-po geologicamente representativo no desenvolvi-mento destas estruturas, nem rotação dos esfor-ços regionais para explicar a instalação das mes-mas de forma anacrônica.

Relativamente ao modelo transpressivo regionalproposto por Machado & Endo (1993a e b) e Ebertet al. (1993a e b), a movimentação variável ao longoda Zona de Cisalhamento de Paracambi apresen-ta-se como uma peculiaridade que requer estudosmais detalhados. Esta variação cinemática poderiater resultado de uma série de fatores que atuaramisolada ou combinadamente. Entre eles pode-se ci-tar: a) heterogeneidade na deformação transpres-siva regional, notadamente uma importante com-ponente de encurtamento perpendicular às pare-des das zonas de cisalhamento regionais, devida àpresença imediatamente a sul do Domínio Serra doMar; b) partição/repartição da deformação associ-ada à própria evolução cinemática da estrutura notempo. Nos casos a e b estariam intimamente interli-gados; c) superposição cinemática. As alternativasa e b são, no momento, as mais adequadas para ex-plicar esta característica estrutural, porque as rela-ções de superposição e a identificação de um gap

metamórfico entre as diversas foliações não pude-ram ser seguramente estabelecidas. Seria oportu-no, entretanto, o desenvolvimento de estudos es-truturais e geocronológicos neste domínio, objeti-vando uma interpretação mais segura do significadodessa estruturação.

6. 4 Evolução Geotectônica Brasiliana

Introdução

O primeiro modelo de evolução tectônica para oEstado do Rio de Janeiro foi proposto por Rosier(1957, 1965). Este autor estudou o Domínio Serrado Mar (figura 4) e do rio Paraíba do Sul, propondoum modelo tectônico alpino para explicar o pa-drão estrutural, estratigráfico e metamórfico ob-servado. Segundo Rosier (1957), as dobras re-cumbentes, o padrão estrutural regional, e o pa-drão metamórfico inverso eram evidências de umatectônica de grandes nappes, transportadas desudeste para noroeste. Esta estruturação, para oautor, de idade Assíntica, seria também responsá-vel pela colocação de rochas supostamente ar-queanas sobre rochas mais jovens. Neste modelo,

a Zona de Cisalhamento do rio Paraíba do Sul seriao front das grandes nappes, sendo caracterizadaspor Rosier (1957) por intenso encurtamento oriun-do do movimento destas grandes massas rocho-sas.

Coube a Ebert (1968, 1971, 1984), sintetizandoestudos sistemáticos, a proposição do primeiromodelo tectônico abrangente, envolvendo tanto oestado do Rio de Janeiro como o sul de Minas Ge-rais. Esses estudos levaram o autor a interpretar ageologia fluminense como relacionada às porçõesinternas de um geossinclinal de idade Assíntica.Para Ebert (1955, 1956a e b), os metassedimentosda “Série” Andrelândia, na região sul do Estado deMinas Gerais, seriam os correspondentes menosmetamórficos dos gnaisses da então denominadaSérie Paraíba.

Ebert correlacionou pelo menos parte das cober-turas metassedimentares estudadas no sul do Es-tado de Minas Gerais com os gnaisses aflorantesno Estado do Rio de Janeiro. O mesmo autor deno-minou de Paraibides (posteriormente Faixa Ribeira)esta unidade geotectônica, e considerou-a mais jo-vem que os então denominados Araxaídes (hoje aFaixa Brasília).

Segundo Ebert (1968), a vergência tectônica erapara noroeste até o rio Paraíba do Sul, onde a estru-tura descrita como “divergência em forma de le-que” interrompia essa homogeneidade estrutural.O mesmo autor ainda reconheceu a grande estrutu-ra antiformal observada na serra dos Órgãos. A es-trutura divergente do rio Paraíba do Sul foi posteri-ormente descrita por Machado (1983), Heilbron et

al. (1991), Machado & Endo (1993a), Corrêa Neto et

al. (1993) e Dayan et al. (1993), e sua interpretaçãotectônica constitui-se ainda numa importante ques-tão na evolução do Orógeno Brasiliano neste seg-mento.

Modelos de Evolução Atualísticos

Somente no início da década de 80 foram pro-postos modelos baseados nos conceitos de tectô-nica global, para explicar as feições geológicasobservadas neste estado. Dentre estas pode-secitar Machado (1984), Machado (1997), GrossiSad & Dutra (1988), Heilbron (1993, 1995), Heil-bron et al. (1999), Campos Neto & Figueiredo(1995), Ebert et al. (1993a e b), Machado & Endo(1993a e b), Ebert & Hasui (1998), Tupinambá(1999), Silva (1999), Silva et al. (no prelo), dentreoutros.

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Estes trabalhos enfocam diferentes aspectos dageologia do estado, tais como estrutura, geoquími-ca, geocronologia e caráter do magmatismo graní-tico, e propõem modelos regionais de caráter maisabrangente.

Machado (1984), estudando o segmento centralda Faixa Brasiliana no Estado do Rio de Janeiro, su-geriu que a colisão entre massas cratônicas anoroeste e sudeste deste estado seria responsávelpelo complexo padrão tectono-metamórfico da re-gião. Segundo esse autor, a estrutura divergentedo rio Paraíba do Sul seria também explicada pelacolisão entre essas massas cratônicas.

Grossi Sad & Dutra (1988) utilizando análises lito-geoquímicas em unidades deformadas e metamor-fizadas do Complexo Paraíba do Sul, sugeriramque este teria sido depositado em um ambiente co-lisional arco-continente. Estes autores analisaramgeoquimicamente rochas gnáissicas cujos protóli-tos foram interpretados como vulcânicos, extrava-sados num ambiente tectônico de margem ativa.Essa interpretação, até o momento, não encontraparalelo na literatura geológica do estado, já que asrochas supracrustais do Complexo Paraíba do Sultêm sido sistematicamente interpretadas como deprotólito sedimentar.

Esses trabalhos marcam o início de uma aborda-gem atualística na interpretação da articulação eevolução tectônica dos diferentes terrenos quecompõem a geologia do Estado do Rio de Janeiro.A partir da década de noventa, com o desenvolvi-mento de trabalhos de mapeamento sistemático e ageração de novos dados cinemáticos, litoquímicose principalmente geocronológicos, surgiram diver-sas interpretações tectônicas regionais que serãodescritas a seguir.

Após os trabalhos sistemáticos e pioneiros deEbert, que culminaram com a elaboração do mode-lo tectônico regional anteriormente descrito, coubea Heilbron (1993) propor, com base em estudos es-truturais e metamórficos resultantes de mapeamen-to sistemático, nova proposta de evolução tectôni-ca para o segmento central da Faixa Ribeira no Es-tado do Rio de Janeiro. Para a referida autora, a es-truturação principal desse segmento seria dadapor importantes zonas de cisalhamento de empur-rão com vergência de topo para noroeste, num es-quema de grandes duplexes crustais. Esses movi-mentos estariam associados às fases de deforma-ção contínuas D1+D2, concomitantes ao metamor-fismo regional M1. A cinemática evoluiria no tempopara oblíqua, com componente direcional dextral ede empurrão para noroeste, e direcional dextral, já

numa fase tardia da evolução tectônica do Cintu-rão. Essa fase tardia foi denominada de D3 por Heil-bron (1993) e Heilbron et al. (1994a). Foi responsá-vel pela implantação das zonas de cisalhamento di-recionais e pela “megassinforma do rio Paraíba doSul” (Heilbron et al., 1991) e seria acompanhada demetamorfismo M2. Este processo evolutivo seria re-sultado de convergência e colisão entre massas noNeoproterozóico (Machado, 1997), com subduc-ção tipo-A mergulhante para sudeste (Heilbron,1993). A sutura, segundo Heilbron (1993), prova-velmente se localizaria no denominado DomínioTectônico Juiz de Fora/Paraíba do Sul, caracteriza-do por intensa intercalação tectônica entre rochasmetassedimentares da cobertura com rochas gra-nulíticas e ortognáissicas do embasamento. Esteprocesso seria o resultado de encurtamento crustalinicial noroeste-sudeste, seguido de giro paulatinodos vetores regionais para a direção leste-oeste(Heilbron et al., 1995).

Paralelamente, com base nos dados regionaisde lineações de estiramento e geofísicos disponí-veis, assim como no caráter transpressivo das zo-nas de cisalhamento direcionais (Dayan & Keller,1989; Ebert et al., 1991; Corrêa Neto et al. 1993), di-versos autores têm proposto interpretações alter-nativas para a estruturação da Faixa Ribeira nestesegmento (Machado & Endo, 1993a e b; Ebert et

al., 1993a e b; Ebert & Hasui, 1998).Para Machado & Endo (1993a e b), a estrutura di-

vergente do rio Paraíba do Sul representaria umamegaestrutura-em-flor positiva, com importantepapel na estruturação de toda a faixa que, junta-mente com o denominado Cinturão Dom Feliciano(Fragoso César, 1980), foi redenominada de Cintu-rão de Cisalhamento Atlântico. Segundo os mes-mos autores, as feições contracionais nas partesexternas do orógeno seriam concomitantes aosmovimentos transpressivos das porções internasdo mesmo. Ebert et al. (1993a e b) e Ebert & Hasui(1998) sugeriram que o arcabouço tectônico detoda a Região Sudeste do Brasil seria resultado dacolisão e articulação final de três blocos crustais noNeoproterozóico. No caso particular da “Faixa” Ri-beira, a deformação transpressiva seria conse-qüência da colisão do Bloco Brasília com o BlocoVitória, com subducção para SE.

Os dois modelos cinemáticos regionais descri-tos acima demonstram a visão antagônica dos pro-cessos geodinâmicos responsáveis pela estrutura-ção final dos terrenos no Estado do Rio de Janeiro.No modelo proposto por Heilbron (1993), a conver-gência e direção da colagem neoproterozóica seria

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sudeste-noroeste, com movimentos tardios poucoexpressivos, representando a mudança regionaldos vetores para E-W e instalação de zonas de ci-salhamento direcionais dextrais (Heilbron et al.,1994a). No modelo transpressivo, a colagem neo-proterozóica teria ocorrido na direção leste-oeste,num modelo de colisão oblíqua. Neste modelo ovetor de encurtamento regional seria o mesmo parao período orogênico considerado, em que se de-senvolveram as estruturas regionais, tanto zonasde cisalhamento contracionais de baixo ângulo,quanto zonas direcionais dextrais de caráter trans-pressivo.

Considerações Finais

Apesar das aparentes controvérsias entre osmodelos de evolução tectônica para a geologia doEstado do Rio de Janeiro, grandes avanços foramalcançados, principalmente nesta última década.Ainda são escassos os dados geocronológicos dealta precisão e, com o incremento de metodologiasmodernas de pesquisa e de trabalhos de camposistemáticos, a tendência é um diagnóstico maisclaro do complexo quadro tectônico responsávelpela evolução geológica dos terrenos do Rio de Ja-neiro.

Os modelos de evolução tectônica, apesar dedemonstrarem a pluralidade do pensamento dospesquisadores que trabalham neste estado, mos-tram algumas características e particularidadesque merecem ser discutidas. Há uma tendênciageral a explicar a evolução neoproterozóica em ter-mos de um sistema de orógenos superpostos cujaevolução teria passado por distintos estágios desubducção de crosta oceânica com polaridadeprecariamente definida, seguidos de três colisões(Silva, 1999; Silva et al., no prelo; Brito Neves et al.,

1999, Campos Neto, 2000).Curiosamente, a maioria dos autores que cons-

truíram modelos geotectônicos baseados princi-palmente em litogeoquímica dos granitóides, suge-re subducção de crosta oceânica para NW, contrá-ria ao sentido proposto por trabalhos que explora-ram mais aspectos estruturais, cinemáticos e geofí-sicos. Tupinambá (1999), por exemplo, sugeresubducção para os dois sentidos, sendo a mergu-lhante para sudeste mais antiga.

Recentes dados estruturais e geocronológicosobtidos por Schmitt et al. (1999 a e b) na região deCabo Frio e Búzios, no litoral do Estado do Rio deJaneiro, confirmam que as rochas ortognáissicas

desta região são antigas, com idades paleoprote-rozóicas (Zimbres et al., 1990), mas teriam sofridodeformação e metamorfismo há ca 520Ma. A tectô-nica de baixo ângulo, segundo estes autores, teriavergência de topo para noroeste, o que coloca osortognaisses estruturalmente por cima dos metas-sedimentos do Complexo Paraíba do Sul nessaregião. O metamorfismo que acompanhou essadeformação foi caracterizado por pressões relati-vamente maiores que as observadas nos domíniosSerra do Mar e Juiz de Fora/Paraíba do Sul (“Faixa”Ribeira), conforme indicado pela estabilidade daparagênese sillimanita-cianita (Schmitt et al.

1999a e b). Essa relação, embora careça de estu-dos mais regionalizados, é compatível com ooverthrusting deste terreno (Domínio Região dosLagos) sobre a “Faixa” Ribeira, ou Domínio Serrado Mar (figura 4), com subducção para SE noCambriano.

Pela inconveniência do emprego de terminologiapré-tectônica global (“faixa”, “cinturão”, “cinturãomóvel ” etc) e pela introdução de distintas designa-ções geográficas para um mesmo domínio tectôni-co (Cinturão “Ribeira”, Cinturão “Atlântico”, Cintu-rão “Costeiro”), nota-se na literatura mais recenteuma tendência ao abandono desses termos.

Brito Neves et al. (1999), Silva (1999), CamposNeto (2000) demonstraram a natureza diacrônicapara o “Ciclo” Brasiliano, na verdade representadopor um complexo sistema de orógenos sobrepos-tos espacial e temporalmente: a colagem neoprote-rozóica.

Posteriormente, Silva et al. (no prelo) delimitaramtemporalmente a sucessão colisional Brasilia-na/Pan-Africana em quatro episódios orogênicos. Oevento mais antigo, registrado no estado, corres-ponde ao Brasiliano II. Esse é representado pelafase pré-colisional (630-600? Ma) da “OrogêneseRio Negro” de Campos Neto (2000) . Essa é caracte-rizada pela colagem do Arco Magmático Rio Negrono Terreno Juiz de Fora, há ca 630Ma (Tupinambá,1999). O Episódio Brasiliano III (570-560Ma) relacio-na-se à colagem dos arcos Serra dos Órgãos e Riode Janeiro no Terreno Juiz de Fora. Esse eventocorresponde à Orogênese Rio Doce, de Figueiredo& Campos Neto (1993) e Campos Neto (2000) ouuma extensão SE da Orogênese Araçuaí (Silva et al.,no prelo). Esse sistema engloba também a colagemfinal neoproterozóica há ca 520Ma, relacionado àassim chamada Orogênese Búzios, de Schmitt et al.(1999).

O Episódio Brasiliano I (750-700Ma) não apre-senta registro geocronológico no estado.

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Finalmente, cabe destacar que a caracteriza-ção precisa do pico colisional no Brasiliano III,datado em ca 560Ma na Suíte Rio de Janeiro, teminteressantes conseqüências para os modelosde correlação dos orógenos brasilianos e pan-africanos. O mesmo episódio orogênico (Pan-Africano III) também foi datado em 550Ma (U-PbSHRIMP) no lado africano em granitóides I e S sin-tectônicos do Orógeno Saldania (Silva et al.,2000). Da mesmam forma no Orógeno Kaoko(Seth et al., 1998) a idade de ca 560Ma foi obtidanos granitóides sincolisionais costeiros do tipo-S.

Assim, os modelos que preconizam uma correla-ção direta entre o Batólito Pelotas “cinturões” Ri-beira e Dom Feliciano (Episódio Brasiliano II -640-620Ma) e os orógenos da África Ocidental(Kaoko, Damara, Gariep e Saldania) devem serrevistos. Conseqüentemente, uma provável ex-tensão para sudoeste do Arco Rio de Janeiro (re-coberto pela sedimentação em ambas as mar-gens continentais) passaria a ser o melhor candi-dato a representar o arco magmático desenvolvi-do durante a amalgamação final dos dois conti-nentes, há 560Ma (Silva et al., no prelo).

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MESO-CENOZÓICO

7.1 Intrusivas Alcalinas Meso-Cenozóicas(KT�)

7.1.1 Introdução

O plutonismo alcalino (pipes, stocks e plugs) con-centra-se preferencialmente na região litorânea cen-tro-sudeste do estado, com destaque para a regiãode Rio Bonito. Esse evento magmático está relacio-nado à Reativação Wealdeniana (Almeida, 1967,1969) na Província Serra do Mar (Almeida, 1983).

Foram discriminados cartograficamente os se-guintes plútons: Maciço Alcalino da Serra do Men-danha – KT�s, Maciço Alcalino Morro dos Gatos –KT�mo, Maciço Alcalino de Rio Bonito – KT�rb,Maciço Alcalino Soarinho – KT�so, Complexo Alca-lino Itaúna – T�i Maciço Alcalino do Morro São João– KT�sj; Intrusão Alcalina da Ilha de Cabo Frio –KT�c, Maciço Serra dos Tomazes – KT�st, IntrusãoAlcalina Marapicu – KT�m, Maciço Alcalino de Itati-aia – KT�it, Maciço Alcalino de Tanguá – KT�t, Ma-ciço Alcalino Passa Quatro – KT�p e Suíte Alcalinade Tinguá – KT�t.

Diversos trabalhos de cunho regional e específi-cos abordaram essas associações, como Valença(1969, 1975, 1976), Lima (1976), Klein & Vieira(1980) e Ulbrich & Gomes (1981), dentre outros.

Os últimos autores (Ulbrich & Gomes 1981) apre-sentaram mapas litológicos sintéticos dos maci-ços de Rio Bonito, Itaúna e Ilha do Cabo Frio, entreoutros.

O maciço do Morro dos Gatos (KT�mo) é um pe-queno corpo com cerca de 5km2 intrusivo no grani-to Cesário Alvim, situado a sul de Imbaú e a nortede Cesário Alvim. É provavelmente correlacionávelaos maciços de Soarinho e Rio Bonito.

Martins & Borghi (1982) referiram pela primeiravez a ocorrência da rocha alcalina do Morro doGato, associando-a ao alinhamento de outros cor-pos segundo a direção ENE-WSW, que designa-ram de “falha Rio Bonito”, a qual deve corresponderao limite setentrional da Zona de CisalhamentoDúctil de Niterói (ZCDN), de Hippertt (1990). Admi-tem que a intrusão desses corpos ao longo da refe-rida falha, a partir de uma mesma câmara magmáti-ca, estaria associada ao sistema de falhas normaisde blocos basculados e justapostos, estabelecidasà época da abertura do Atlântico Sul, durante aReativação Wealdeniana. Apesar da escassez deevidências diretas, sugerem uma incipiente zona-ção dos litótipos observados. Na região oeste doestado, sete plútons formam um alinhamento orien-tado segundo WNW-ESE, provavelmente associa-do à colocação dos corpos de Cabo Frio, no Estado

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Geologia do Estado do Rio e Janeiro

do Rio de Janeiro, e Poços de Caldas, em MinasGerais. Os maiores maciços são os de Passa Qua-tro e Itatiaia. Em direção a leste-sudeste afloram oscorpos de Morro Redondo, Serra dos Tomazes, Tin-guá, Mendanha e Marapicu.

O Maciço Alcalino de Rio Bonito (KT�rb) está locali-zado imediatamente a norte da cidade homônima,abrangendo a serra do Sambé, com área em tornode 29km2.

O Maciço Alcalino da Serra do Mendanha (KT�s)aflora no extremo-sudoeste da Folha Rio de Janeiroe correlaciona-se ao Maciço de Marapicu, situadologo a oeste, na folha Volta Redonda. Abrange osegmento oriental da serra de Madureira, no muni-cípio de Nova Iguaçu, e toda a serra do Mendanha,no município do Rio de Janeiro.

O Maciço Alcalino de Tanguá (KT�ta) faz parte docomplexo alcalino da região de Rio Bonito, sendo omais jovem dos três corpos (Neocretáceo-Terciário),com 50km2 de área. Localiza-se próximo à cidade deRio Bonito, à margem da rodovia BR-101.

O Complexo Alcalino de Itaúna (KT�i) é um corpoelíptico situado no município de São Gonçalo, àmargem oriental da Baía de Guanabara, abrangen-do uma área de cerca de 6km2.

O Maciço de Tinguá (KT�t) está localizado noscontrafortes da Serra do Mar, a norte do municípiode Nova Iguaçu, nas cabeceiras dos rios Douro,Iguaçu e Santo Antônio. O maciço atinge cotas deaté 1.600m, com cerca de 50km2 de área.

O Maciço do Morro de São João (KT�sj) ocorre a5km a NW da cidade de Barra de São João. Oliveira(1953) caracterizou sienitos nefelínicos no sopé domorro homônimo, com notável expressão topográ-fica cônica (806m de altitude), em meio a terrenospré-cambrianos com relevo arrasado.

A Intrusão Alcalina da Ilha do Cabo Frio (KT�c)localiza-se em Arraial do Cabo e abrange toda ailha oceânica em frente ao cabo Frio (pontal do Ata-laia), designada de ilha do Cabo Frio.

7.1.2 Relações Estruturais, Petrologia eGeocronologia

A maior parte das intrusões ocorre sob a formade plútons circunscritos ou também na forma de di-ques.

Valença (1975) descreveu rochas de composi-ção básica, associadas aos maciços do Morro deSão João e da Ilha do Cabo Frio. Dentre as rochasalcalinas sieníticas, destacou sienitos nefelíni-cos, pulaskitos ou umptekitos ligeiramente sub-saturados ou saturados e foiaítos. Os maciços dePassa Quatro e Itatiaia, por outro lado, são forma-dos por sienitos, nefelina sienitos, pulaskitos,nordmarkitos e apresentam granitos alcalinos as-sociados.

Os trabalhos geocronológicos disponíveis(Herz, 1966, 1977; Amaral et al., 1967; Riccomi-ni et al.,1983, 1991; Riccomini & Rodrigues Fran-cisco,1992) forneceram idades entre 72 e 42Ma.

A idade mais jovem (ca 42Ma) refere-se à lavaankaramítica (ultrabásica) da bacia de Volta Re-donda (Riccomini et al. 1983). Essa ocorrência éem parte correlacionável ao derrame de ankarami-to (olivina basalto) descrito por Klein & Valença(1984) e Rodrigues Francisco & González (1992),na borda setentrional da bacia carbonática de SãoJosé do Itaboraí. Esse último foi datado em 52,6 ±2,4Ma, pelo método K/Ar (Riccomini & RodriguesFrancisco, 1992).

O conjunto dos plútons faz parte do AlinhamentoMagmático de Cabo Frio (Almeida, 1967), queabrange o maciço de Poços de Caldas, com idadeem torno de 89Ma.

Foi evidenciado um aumento de idade, do litoralpara o interior segundo um alinhamento de direçãoWNW-ESE, o qual, segundo Marsh (1973) estariarelacionado à evolução das falhas transformantes,à época, do segundo estágio de abertura do Atlân-tico Sul, há 80Ma.

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CENOZÓICO/TERCIÁRIO

8.1 Bacias Continentais Terciárias

Arcabouço Tectono-Estrutural das Bacias

No Cenozóico, a margem leste da PlataformaSul-Americana foi afetada por eventos tecto-no-magmáticos agrupados sob as denominações“Evento Sul-Atlantiano” (Schobbenhaus et al.,

1984) e “Reativação Wealdeniana” (Almeida,1967). Esses eventos são relacionados à evoluçãodo Oceano Atlântico Sul, implantado após a quebrado supercontinente Pangea, no período Cretáceo.

Na porção oriental do estado, as principais mani-festações magmáticas de idade cenozóica são asintrusões e, subordinadamente extrusões, de ro-chas alcalinas de Tinguá, Mendanha, São José doItaboraí, Itaúna, Tanguá, Soarinho, Rio Bonito, Mor-ro de São João, Ilha de Cabo Frio e outras ocorrên-cias menores, com idades entre ~72 e 50Ma(Thompson et al., 1998; Riccomini et al., 1991). Já atectônica Cenozóica levou à formação de um siste-ma de pequenas bacias sedimentares continentaistafrogenéticas: “Rifte Continental do Sudeste doBrasil” (Riccomini, 1989, Ferrari & Silva 1997); “Sis-tema de Riftes Continentais da Serra do Mar”(Almeida, 1976; Melo et al., 1985).

O Sistema de Riftes Continentais do Sudeste doBrasil (SRCSB) é uma depressão alongada na dire-ção ENE e composta por dois segmentos: a zonade riftes do Vale do Paraíba, entre as cidades deSão Paulo e Resende (Valeriano & Heilbron, 1993,Melo et al., 1985) e o graben da Guanabara, entre abaía de Sepetiba e a cidade de Rio das Ostras(Almeida, 1976; Ferrari, 1990; Ferrari & Silva, 1997).Esse sistema de riftes está implantado sobre a Fai-xa Móvel Ribeira (Almeida, 1973; Hasui et al.,

1975), de idade brasiliana, constituída de uma in-tercalação tectônica de metassedimentos, ortog-naisses do embasamento transamazônico e grani-tos tipo-S e I.

A parte centro-sul do domínio oriental constitui osegmento nordeste do já citado SRCSB, ou Gra-ben da Guanabara. Esse compartimento é um se-

migraben com blocos adernados para NW, limita-do por falhas de direção NNE, onde se instalarama Bacia de Itaboraí, de idade paleocênica (Couto,1953, Rodrigues Francisco & Cunha, 1978), e aBacia de Macacu, datada do Eoceno/Oligoceno(Ferrari & Silva, 1997). Seções sísmicas interpreta-das por Mohriak et al. (1990) sugerem a continui-dade desse graben na área submersa adjacente àfoz do rio São João.

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Finalizando o registro sedimentar terciário,tem-se os sedimentos continentais do Grupo Barre-iras (Mabesoone, 1972) datado do Mioceno/Pleis-toceno (Silva & Ferrari, 1997, e outros).

8.1.1 Bacias da Região Oriental do Estado

Bacia de São José do Itaboraí

A Bacia de São José do Itaboraí é uma depres-são elíptica de orientação geral ENE, com dimen-sões máximas de 1.400m x 500m e espessura desedimentos máxima em torno de 100m, situada cer-ca de 25km a leste da cidade de Niterói (RodriguesFrancisco & Cunha, 1978; Riccomini & RodriguesFrancisco, 1992).

Essa bacia foi implantada sobre os granitóidesneoproterozóicos da Unidade Cassorotiba, ecompreende três unidades sedimentares: a For-mação Itaboraí (Oliveira, 1956), de natureza car-bonática e constituída por calcários travertinosintercalados com calcários clástico-argilosos(Ferrari, 1990), contendo fósseis de gastrópodes,ostracodes, vegetais e vertebrados, atribuída aoPaleoceno Inferior (Rodrigues Francisco & Cunha1978), a Unidade Intermediária, composta porsedimentos rudáceo-psamíticos contendo fós-seis de mamíferos e répteis com idades atribuí-das ao Paleoceno Superior (Rodrigues Francisco& Cunha, 1978). Esta unidade está em desconfor-midade com a unidade subjacente, preenchendoas cavidades originadas pela dissolução dos cal-cários da Formação Itaboraí (Riccomini & Rodri-gues Francisco 1992). Em discordância angularocorre a Unidade Superior, também rudá-ceo-psamítica com restos fósseis de vertebradose idade pleistocênica (Rodrigues Francisco & Cu-nha, 1978; Riccomini & Rodrigues Francisco1992).

Um dique de rocha ultrabásica de aproximada-mente 150m e direção N45�E corta rochas do em-basamento e sedimentos carbonáticos e conglo-meráticos, terminando sob a forma de um derramede lava (Klein & Valença, 1984). Segundo estes au-tores essa rocha é um ankaramito, melanocrático,composto por fenocristais de titano-augita, analci-ta, opacos, plagioclásio e apatita, com amígdalaspreenchidas por zeólitas e clorita. Uma idade K/Arem rocha total de 52 ± 2,4Ma foi obtida por Ricco-mini & Rodrigues Francisco (1992).

Para Lima & Cunha (1986), a análise palinológicados sedimentos da Bacia de São José do Itaboraí

indica que a deposição se deu em condições conti-nentais, com clima quente e úmido.

8.1.2 Bacia de Macacu

A Bacia de Macacu aflora a nordeste da Baía deGuanabara, estendendo-se na direção ENE poraproximadamente 25km, com 15km de largura, nasimediações das cidades de Itaboraí e Magé, e daIlha do Governador. A espessura conhecida da ba-cia é de aproximadamente 200m (Ferrari & Silva,1997).

O embasamento da bacia é constituído de pa-ragnaisses e rochas alcalinas. A Bacia de Macacué constituída por duas unidades sedimentares: aFormação Macacu (Tm) de Meis & Amador (1977),uma sucessão de lentes e camadas pouco espes-sas de sedimentos predominantemente arenosos,arredondados e pouco consolidados, de idadeplio-pleistocênica; e a unidade “pré-Macacu”, defi-nida pelos mesmos autores como “produto da col-matação de blocos tectonicamente rebaixados noTerciário Médio”. Para esses autores o contextoevolutivo desses sedimentos é relacionado ao doGrupo Barreiras (Bigarella & Andrade, 1964).

Essa correlação com o Grupo Barreiras foi revis-ta, e dados estratigráficos (Cabral Jr., 1992), pali-nológicos e geocronológicos (Lima, 1996) e estru-turais (Silva & Ferrari, 1997) permitiram dissociar ossedimentos Macacu e pré-Macacu desse contextoe considerá-los como parte de uma bacia tafrogêni-ca relacionada ao Sistema de Riftes Continentaisdo Sudeste do Brasil (Riccomini, 1989).

Para Ferrari & Silva (1997), a Bacia de Macacu foipreenchida por um pacote sedimentar eocêni-co-oligocênico, depositado em ambiente de lequesaluviais, intercalado com fácies de natureza prova-velmente lacustre. Para Lima (1996), a abundânciae diversidade de esporos sugerem clima quente eúmido, embora a relativa variedade de coníferaspossa indicar um contexto mais ameno, possivel-mente subtropical.

8.1.3 Grupo Barreiras (Tb)

As flutuações do nível do mar e as alterações pa-leoclimáticas foram as principais causas da forma-ção das planícies litorâneas brasileiras (Martin et

al., 1997). Uma das unidades mais expressivas dafaixa litorânea é o Grupo Barreiras, que se estendedesde o Amapá até o Rio de Janeiro (Batista et al.,1984), aflorando sob a forma de extensos tabulei-ros ou falésias de vários metros de altura.

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O Grupo Barreiras aflora na região de Carape-bus-Quiçamã e, mais restritamente, próximo às ci-dades de Búzios e Macaé, sendo a área de maiorexpressão na região do delta do rio Paraíba do Sul.

Esse pacote sedimentar é constituído de três uni-dades: areias grossas a conglomeráticas, com ma-triz caulínica e estruturas de estratificação cruzadaplanar na base do pacote; uma unidade interme-diária composta de interlaminações de areias gros-sas quartzosas com matriz areno-argilosa e argilasarroxeadas levemente arenosas; e, no topo do pa-cote, um nível de argilas de cores vermelha e bran-ca (Ferrari et al., 1981).

No modelo de evolução paleogeográfica e pa-leoclimática proposto por Martin et al. (1997), parao litoral norte do Estado do Rio de Janeiro, a sedi-mentação Barreiras ocorreu provavelmente duran-te o Plioceno, quando o clima era semi-árido, sujei-to a chuvas esporádicas torrenciais. Dessa forma,teriam formado-se amplas faixas de leques aluviaisno sopé das encostas constituídas pelas rochas doembasamento (Ghignone, 1979). Nessa época onível do mar era mais baixo que o atual, e os sedi-mentos do Grupo Barreiras entulharam a platafor-ma continental (Bigarella & Andrade, 1964). A sedi-mentação Barreiras foi interrompida quando o cli-ma passou a ser mais úmido (Vilas-Boas et al.,

1979), e, no Pleistoceno, uma transgressão mari-nha começou a erodir a porção mais externa doGrupo Barreiras, formando as falésias que ocorremno Nordeste do Brasil.

Bacias da Região Ocidental do Estado

Nessa região a sedimentação terciária continen-tal está representada por três pequenas bacias ex-postas na extremidade nordeste do estado: Tauba-té, Resende e Volta Redonda. Embora não tenhamcontinuidade física, provavelmente representamregistros de uma única estrutura pretérita, confor-me sugerem suas características sedimentares eevolução estrutural (Riccomini 1989). Relativamen-te aos processos de abertura e implantação dessas

bacias, o autor enfatizou a importância da interaçãodas placas de Nazca e Sul-Americana.

As unidades litoestratigráficas que afloram noestado são as formações Resende e São Paulo. AFormação Resende (Tr) é composta por conglome-rados, arenitos e argilitos (Tra); sedimentos rudíti-cos, conglomerados e arenitos grossos (Trb) e por-ções fluviais localmente individualizáveis (Trc). AFormação São Paulo (Trsp) é formada por arenitose argilitos.

8.1.4 Bacia de Volta Redonda

Dentre as três bacias orientais, é aquela de me-nor expressão em área de exposição. Está encaixa-da em falhas normais, com orientação similar àsdas outras duas bacias, embora ocorra deslocadapara SE com relação ao trend estrutural. SegundoRiccomini (1989) a sedimentação caracteriza am-bientes continentais, com registros de sedimenta-ção rudácea associada a leques aluviais proximais.Estes gradam lateralmente para fácies distais maisfinas (Formação Resende) e para ambientes fluviaisde rios anastomosados (Formação São Paulo) daípassando para uma sedimentação muito fina, deambiente lacustre (Formação Tremembé). Esta últi-ma unidade litoestratigráfica não aflora no Estadodo Rio de Janeiro. A sedimentação teria sido con-trolada, segundo o mesmo autor, pela implantaçãode um amplo sistema de riftes terciários, no Sudes-te do Brasil.

8.1.5 Bacia de Resende

Tem forma alongada na direção NE-SW comaproximadamente 50km de eixo maior. Está ex-posta no mesmo trend estrutural da Bacia de Tau-baté.

8.1.6 Bacia de Taubaté

A Bacia de Taubaté aflora numa área restrita, si-tuada a oeste da cidade de Itatiaia.

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CENOZÓICO/QUATERNÁRIO

9.1 Introdução

Na região costeira do Estado do Rio de Janeiroocorre uma série de ambientes de sedimentaçãoquaternária, associados a sistemas deposicionaisde origem continental e transicional/marinho. Esteconjunto faz contato, para o lado continental, comrochas do embasamento de diferentes litologias eidades, e para o lado oceânico com uma ampla pla-taforma continental constituída por uma sedimenta-ção marinha quaternária, onde ocorrem depósitosrelictos e modernos que repousam discordante-mente sobre as unidades estratigráficas terciáriasda Bacia de Campos. Os depósitos sedimentaresquaternários ocorrentes na região costeira do esta-do do Rio de Janeiro são mais bem desenvolvidosno porção que vai de Niterói até o limite com o Esta-do do Espírito Santo, do que no setor de Parati atéMangaratiba.

O desenvolvimento desta planície costeira foi,em grande parte, guiado pelas direções estruturaisdo embasamento, que exerceram controle sobre aformação de baías e sobre a disposição dos rema-nescentes rochosos interiores às antigas baías quepassaram a receber sedimentos provenientes dasterras altas.

A parte interna da planície é marcada pelos va-les de fundo plano, preenchidos por sedimentos

fluviais grosseiros, que se intercalam com depósi-tos coluvionares de encosta, acumulados no pie-monte, compondo um amplo sistema de leques alu-viais coalescentes que nas suas porções distais seinterdigitam com sedimentos deltaicos, lagunarese marinhos.

Instalados parcialmente sobre os depósitos con-tinentais ocorre um complexo de ambientes resul-tantes de processos costeiros afetados pelas varia-ções que o nível relativo do mar sofreu no Quaterná-rio, controladas pela glácio-eustasia, que fizeramcom que a planície costeira evoluísse para leste.

9.2 Ambientes de Sedimentação Continental

9.2.1 Depósitos Colúvio-Aluvionares (Qc)

A deposição dos sedimentos colúvio-aluviona-res niciou-se provavelmente no Terciário, e os pro-cessos responsáveis por sua gênese perdurarampor todo Quaternário, podendo ser constatados aténos dias atuais. As fácies proximais envolvem cas-calhos, areias e lamas resultantes da ação de pro-cessos de fluxos gravitacionais e aluviais de trans-porte de material de alteração das vertentes. Oacúmulo de material detrítico originou rampas decolúvio (predomínio de material fino) e depósitos de

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tálus (predomínio de material grosseiro) junto àbase e à meia-encosta dos morros. São materiaisque sofreram transporte por gravidade, por movi-mentos de massa do tipo rastejo ou escorregamen-tos. Sua morfologia pode ser atribuída em parte àexistência de vários pontos de afluxo sedimentarque favorecem a coalescência dos leques, assimcomo também a efeitos de retrabalhamento e pos-terior erosão. Encontram-se constituídos por mate-rial de espessura, extensão e granulometria varia-da, que envolve desde argila até blocos de rocha ematacões provenientes do embasamento.

Na porção mais distal deste conjunto ocorremsedimentos arenosos e lamosos, eventualmentecom cascalheiras, localizados em regiões de baixadeclividade e ao longo das drenagens. Apresen-tam-se geralmente bem estratificados, refletindodeposição a partir de fluxos torrenciais canalizadose não canalizados. Em algumas situações, obser-va-se o seu interdigitamento com depósitos deltai-cos, lagunares ou praiais marinhos. Encontram-sesubdivididos em depósitos de fundo de canal, deplanície de inundação, de rompimento de diquesmarginais (crevasse splay) e de meandro (barra depontal). Nos depósitos de fundo do canal (depósi-tos residuais de canais), ocorrem areias e casca-lhos depositados através da carga de tração. Osdepósitos de planície de inundação caracteri-zam-se por sedimentação lamosa, acumuladaquando há o transbordamento do leito do rio em pe-ríodos de cheia. Os depósitos de rompimento de di-ques marginais envolvem deposição por tração esuspensão, portanto, areia e lama. E nos depósitosde meandro ocorre sedimentação essencialmentearenosa, e a deposição dá-se principalmente atra-vés de tração e alguma suspensão (topo da barra).

9.3 Ambientes de Sedimentação Transicional/Marinho

Depósitos Pleistocênicos

9.3.1 Depósitos Praiais Marinhos e/ouLagunares (Qpm)

Os depósitos praiais marinhos e/ou lagunares,de idade pleistocênica, do litoral carioca são simila-res aos depósitos do Sistema Laguna-Barreira IIIda Província Costeira do Rio Grande do Sul (Vill-wock et al.,1986), ou aos da Trangressão Cananéia(Suguio & Martin, 1978) da costa paulista, ou entãoaos da Penúltima Transgressão, assim designados

por Bittencourt et al. (1979) na costa nordeste. Ge-neticamente relacionam-se ao último evento trans-gressivo marinho ocorrido no Pleistoceno, por voltade 123.000 anos atrás. As fácies arenosas que oconstituem são interpretadas como sendo de ori-gem praial marinha e/ou lagunar, recobertas porareias eólicas. As fácies praiais são compostas porareias quartzosas, médias até muito finas, de colo-ração amarelo-claro até acastanhado, eventual-mente contendo estruturas sedimentares do tipoestratificação cruzada acanalada (3D) e tubos fós-seis de Callichirus major (Fig. ), quando de origemmarinha. As fácies eólicas que encontram-se so-brejacentes são compostas de areias quartzosas,de granulometria fina e coloração amarelo-acasta-nhado até avermelhado, muitas vezes enriqueci-das em matriz secundária composta por argilas eóxidos de ferro.

Estruturas plano-paralelas e do tipo estratifica-ção cruzada acanalada (3D), também eventual-mente observadas em afloramentos pleistocêni-cos, sugerem que a deposição nestes ambientespossa ter sido controlada por correntes de marés ea sedimentação resultante estar relacionada a umafácies de preenchimento de canais de marés. Ge-ralmente, este pacote encontra-se parcialmente re-trabalhado e recoberto por areias eólicas desprovi-das de estruturas. Estes afloramentos correlacio-nam-se à um antigo nível médio do mar, que se si-tuava a aproximadamente 8,0 m acima do atual.

Segundo Martin et al. (1997), na planície situadana desembocadura do rio Paraíba do Sul, os depó-sitos arenosos pleistocênicos são bem desenvolvi-dos, sobretudo na porção sul, entre Barra do Fura-do e Macaé. A altitude da parte externa desse terra-ço é pequena e a partir da lagoa de Carapebus, asareias da praia atual (único testemunho de depósi-tos arenosos holôcenicos) transgridem sobre asareias pleistocênicas. A presença de cristas praiaisna superfície dos depósitos arenosos pleistocêni-cos indica que esses terraços não foram afogadosdurante a última transgressão, sugerindo que essazona tenha sofrido subsidência durante os últimosmilhares de anos, isto é, após 5,1ka.

Na região do rio das Ostras, a maior parte dosdepósitos arenosos litorâneos deve ser de idadepleistocênica. Ao norte, eles são relativamente im-portantes e o terraço, como ao sul da planície cos-teira da foz do rio Paraíba do Sul, apresenta cicatri-zes características da antiga drenagem que estavaativa quando o nível de base era inferior ao atual.

Entre Rio das Ostras e Barra de São João, os de-pósitos pleistocênicos reduzem-se a uma faixa es-

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treita na margem oceânica e alguns vestígios rumoao interior. Nos vales maiores, hoje ocupados pelosrios São João e Una, esses vestígios mais ou menoserodidos ganham maior importância.

Entre Cabo Frio e Arraial do Cabo, a maior partedos depósitos arenosos litorâneos também deveser de idade pleistocênica. Essa informação estábaseada sobre uma idade radiocarbono superior a30ka , além de forte impregnação por ácidos húmi-cos em profundidade e ausência total de conchas,que são bastante abundantes nas areias holocêni-cas circundantes. Esses depósitos arenosos pleis-tocênicos, parcialmente recobertos de dunas holo-cênicas, parecem ter sido preservados da erosãomarinha por ocasião da transgressão holocênica,graças à presença de rochas cristalinas da regiãodo Arraial do Cabo.

Entre Arraial do Cabo e Niterói, ocorrem freqüen-temente duas barreiras arenosas separadas poruma zona baixa ocupada por lagunas. Muehe(1982) e Coelho Neto et al. (1986) atribuíram idadeholocênica para essas duas barreiras. Entretanto,sondagens efetuadas na zona baixa entre as bar-reiras mostraram que sob os sedimentos laguna-res existem areias impregnadas de ácidos húmi-cos, e datações indicaram que as lagunas existiam

antes de 5.1 ka. Ireland (1987), em um trabalho so-bre a história das lagunas na região de ltaipu-Mari-cá, chegou à mesma conclusão e atribuiu uma ida-de pleistocênica para a barreira interna. Do mesmomodo, parece que a parte interna da barreira únicaque fecha a laguna de ltaipu é de idade pleistocêni-ca, pelas características do afloramento que ocorreno canal que faz a ligação da laguna com o oceano.

Na região da Barra da Tijuca, tem-se a presençada barreira arenosa pleistocênica entre as lagoasde Jacarépaguá e de Marapendi. Na região costei-ra que margeia as baías de Sepetiba, Mangaratibae Ilha Grande não são observados depósitos sedi-mentares de idade pleistocênica.

Depósitos Holocênicos

Apoiado, em parte, nos depósitos pleistocênicose nas litologias do Grupo Barreiras, desenvolveu-sena região costeira durante o Holoceno, um comple-xo de ambientes deposicionais compreendendodepósitos flúviolagunares e depósitos praiais mari-nhos e/ou lagunares.

De maneira geral, esses depósitos estão relacio-nados aos processos costeiros associados ao

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Figura 13 -– Estruturas biogênicas (Callichirus major), freqüentemente observadas em depósitos marinhos praiais

pleistocênicos.

Figure 13 – Biogenic structures (‘Callichirus major’), commonly found in Pleistocenic beach deposits.

auge da última fase transgressiva do nível relativodo mar e sua posterior regressão (<5,1ka). O even-to possibilitou a formação de uma nova barreiraarenosa próximo à antiga planície costeira pleisto-cênica, assim como a ingressão marinha pelos va-les preexistentes, restabelecendo boa parte dossistemas lagunares presentes na costa que, acom-panhando a posterior progradação da barreira,evoluiram para um conjunto de ambientes sedi-mentares.

Antigas linhas de costa, marcadas por paleofalé-sias esculpidas nos terrenos pleistocênicos, hoje olimite interno dos terraços holocênicos, mostramque no máximo desta transgressão o mar atingiuaproximadamente 4,8m acima do atual na região. Apresença de diversos terraços, em diferentes co-tas, e o truncamento de feições morfológicas preté-ritas que hoje se observam em meio a área ocupa-da por depósitos fluviolagunares e também ao lon-go da atual costa lagunar, mostram que nos últimos5.000 anos a área passou por pequenas transgres-sões e regressões.

O assoreamento da área produzido pela chega-da de sedimentos fluviais, somado à remobilizaçãodestes pelos agentes da dinâmica costeira, ondase correntes litorâneas atuantes no interior dos cor-pos lagunares, proporcionaram a sua segmenta-ção. A progradação de margens pantanosas e ocrescimento de praias e pontais arenosos são res-ponsáveis pela sua configuração atual. Os sedi-mentos acumulados nas depressões lagunaresconstituem um pacote composto por intercalaçõesde areias, lamas, biodetritos carbonáticos e turfas,produzidas nos diversos ambientes deposicionaisque ainda hoje estão atuantes na área.

9.4 Depósitos Fluviolagunares (Qhfl)

Os depósitos Flúvio-Lagunares estão genetica-mente relacionados a episódios distintos de pro-gradação fluvial sobre um ambiente transicio-nal/marinho raso, possivelmente em função de va-riações climáticas e/ou glácio-eustáticas. Estas fei-ções encontram-se bem representadas na regiãode Campos, onde infere-se que esta área represen-tava um ambiente do tipo laguna-barreira no augeda transgressão marinha holocênica (5,1ka). Re-manescentes desta paleolaguna encontram-sehoje representados pelo conjunto de lagoas exis-tentes ao longo da planície, onde se destaca a La-goa Feia. No auge da transgressão holocênica, orio Paraíba do Sul desaguava na margem oeste dalaguna e, com a fase regressiva marinha que se se-

guiu, o rio iniciou sua progradação através de umdelta intralagunar.

Litologicamente, estes depósitos encontram-seregistrados na área através de uma extensa sedi-mentação superficial areno-lamosa, sobrejacente acamadas de areias biodetríticas e sedimentos la-mosos de fundo lagunar. Em algumas áreas tem-sea presença de turfas.

9.5 Depósitos Praiais Marinhos e/ouLagunares (Qhml)

Os depósitos Praiais Marinhos e/ou Lagunarespodem ser correlacionados aos depósitos daTransgressão Santos (Suguio & Martin, 1978) dacosta paulista, ou aos da Última Transgressão (Bit-tencourt et al., 1979) da costa do nordeste. Sãotambém similares aos depósitos do Sistema Lagu-na-Barreira IV (Villwock et al., 1986), da costasul-rio-grandense.

A ilha-barreira holocênica é composta por fáciespraiais marinhas com recobrimento eólico. As fáci-es praiais marinhas são constituídas por areiasquartzosas esbranquiçadas, finas a médias, bemselecionadas, apresentando estratificação pla-no-paralela com mergulho suave em direção aomar. O pacote eólico que a recobre é constituídopor areias com características semelhantes, degranulometria mais fina e que se apresentam na for-ma de depósitos eólicos mantiformes, quandoocorrentes muito próximos à linha de costa, ou naforma de dunas transgressivas, quando mais inte-riorizadas.

Diferentemente da barreira pleistocênica, po-dem conter grandes quantidades de conchas, nãosão impregnados de ácidos húmicos e exibem ali-nhamentos de cristas praiais mais contínuos e pou-co espaçados.

Segundo Martin et al. (1997), depósitos de areiasmarinhas holocênicas ocorrem de modo pratica-mente contínuo ao longo do litoral estudado. Entre-tanto, a sua importância varia muito em função daconfiguração do litoral, apresentando-se com ex-tensões de algumas dezenas de metros até váriosquilômetros. Eles são pouco desenvolvidos nasporções convexas ou retilíneas e podem atingir vá-rios quilômetros de largura próximos a desemboca-duras fluviais mais importantes, como as associa-das ao rio Paraíba do Sul.

Os depósitos praiais lagunares, ocorrentes naregião de retrobarreira, são formados pela sedi-mentação subaérea que margeiam os corposaquosos costeiros. Encontram-se constituídos por

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sedimentos arenosos com boa maturidade texturale mineralógica, exceto quando integram margensinternas adjacentes ao embasamento, quandoapresentam areias arcosianas ou líticas, ricas emseixos e cascalhos. Estes depósitos encontram-seinterdigitados com depósitos fluviais ou depósitosde fundo lagunar.

Segundo Martin et al. (1997), os sistemas lagu-nares holocênicos ocorrem nas zonas baixas, se-parando terraços arenosos pleistocênicos e holo-cênicos ou nos cursos inferiores de grandes valesnão-preenchidos por sedimentos fluviais, sendoconstituídos por sedimentos sílticos e/ou are-no-argilosos ricos em matéria orgânica, podendofreqüentemente conter grande quantidade de con-chas de moluscos de ambientes lagunares. Porocasião da fase de submersão, que antecedeu o ní-vel máximo de 5,1ka, o litoral foi invadido pelo mar,formando sistemas lagunares que se estabelece-ram por detrás das ilhas-barreiras como nas de-sembocaduras do rio Paraíba do Sul ou nos cursosinferiores de rios, como nos casos de Macaé e SãoJoão. Após 5.1 ka, em conseqüência do abaixa-mento do nível relativo do mar, essas lagunas ten-deram à ressecação, ao mesmo tempo em queeram colmatadas e substituídas por áreas pantano-sas. As subidas do nível marinho, que ocorreramentre 3,9 - 3,6 ka e 2,8 - 2,5ka, promoveram a reocu-pação parcial dessas lagunas.

As fácies paludiais do sistema lagunar holocêni-co, que englobam turfeiras, pântanos e alagadiços,têm sua origem associada ao processo natural decolmatação de corpos aquosos costeiros, que vãosendo progressivamente vegetados à medida quesuas lâminas d’água diminuem. Segundo Villwock& Tomazelli (1995) essas transformações são con-troladas basicamente por quatro mecanismos prin-cipais: (1) as variações do nível de base regional,incluindo o lençol freático, que acompanha as flu-tuações holocênicas do nível relativo do mar; (2) oprogressivo avanço da vegetação marginal doscorpos aquosos; (3) o aporte de sedimentos clásti-cos trazidos pelos cursos fluviais; e (4) a migraçãodas dunas eólicas livres que avançam pelo flancoleste destes ambientes. Estes mecanismos contro-lam não somente a velocidade em que transcorremos processos evolutivos, mas também a naturezatextural e composicional das fácies que se acumu-lam nos diversos ambientes deposicionais.

Martin et al. (1997) citam que, além das lagunasde porte maior, ocorrem também lagunas alonga-das no meio de terraços arenosos holocênicos, for-madas durante o abaixamento do nível marinho,

como na planície costeira do rio Paraíba do Sul.Essas lagunas podem ser exemplificadas pelas la-goas Salgada, das Ostras, da Flecha e Mololô, to-das na região do cabo de São Tomé, que foram for-madas na retaguarda de esporões arenosos cons-truídos pela deriva litorânea que, ao se afastar dapraia, acabou por isolar uma zona de antepraia quefoi ocupada pelas lagunas.

No setor compreendido entre Cabo Frio e Niterói,existem dois sistemas lagunares. O mais interno éformado por grandes lagunas que se situam entreas formações cristalinas e a barreira arenosa pleis-tocênica, tais como, Araruama, Saquarema, Guara-pina e Maricá. Mais ao sul, entre a Ponta do Arpoa-dor e a Pedra da Macumba, no extremo-sul do Re-creio dos Bandeirantes, ocorrem as lagoas Rodrigode Freitas e a de Marapendi.

Por razões locais, que compreendem as carac-terísticas morfológicas, a baixa taxa de sedimenta-ção e a variação do nível relativo do mar, diferentesem relação a outras áreas, essas lagunas não fo-ram ressecadas. Entre as barreiras arenosas, pleis-tocênica e holocênica, originou-se um segundo sis-tema de lagunas formado por ocasião do máximoda última transgressão. Essas lagunas são peque-nas e pouco profundas e com tendência à resseca-ção. Na altura da laguna de Araruama, o segundosistema apresenta-se segmentado em um rosáriode pequenas lagunas independentes, entre asquais destaca-se a laguna Vermelha.

Ainda segundo Martin et al. (1997), a presençada ressurgência local nessa região, enseja o apare-cimento de um microclima semi-árido. Em conse-qüência disso, a laguna de Araruama e as lagunasmenores do segundo sistema são hipersalinas.Essa hipersalinidade tem propiciado condições es-peciais de sedimentação, sobretudo nas pequenaslagunas do segundo sistema, que são caracteriza-das pela sedimentação carbonática (Patchineelamet al., 1984; Santelli, 1988). A intensidade da ressur-gência é variável e, conseqüentemente, as condi-ções do microclima e as salinidades das lagunasAraruama e Vermelha também sofrem modifica-ções. Desta maneira infere-se que as condições desedimentação tenham também mudado e, igual-mente, poderiam ser explicadas as variações dostipos de carbonatos encontrados em profundida-de, que passam de aragonita para dolomita. Demodo análogo, os períodos de grande proliferaçãode moluscos na laguna de Araruama poderiam serexplicados por flutuações de salinidade.

Apesar de não cartografados, são encontradosdepósitos de manguezais em vários setores do lito-

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ral estudado, correspondentes a fundos de baías, abordas de canais de maré e a porções inferiores devales fluviais. Eles são caracterizados por sedimen-tos em geral pelíticos, localmente arenosos e quasesempre ricos em matéria orgânica, podendo conterfragmentos de madeira e conchas de moluscos.

9.6 Evolução Geológica Tércio-Quaternário

No Terciário, durante o máximo da regressãomarinha pliocênica, o nível do mar situava-se no mí-nimo a 100m abaixo do atual e, desta maneira, se-gundo Bigarella & Andrade (1964), grande parte daplataforma adjacente teria sido coberta por sedi-mentos continentais, depositados sob condiçõesde clima semi-árido na forma de leques aluviais quese desenvolveram a partir das encostas do emba-samento, onde se encontram parcialmente preser-vados até hoje.

No Quaternário, a margem continental sul brasi-leira teve seu desenvolvimento marcado por umasérie de fenômenos de magnitude planetária, ondeos mais importantes foram a tectônica global, o cli-ma, as variações do nível do mar e as modificaçõesdo geóide em resposta às mudanças na distribui-ção das massas de gelo e de água sobre sua su-perfície.

De alguma maneira, todos esses fenômenoscontribuíram para a evolução dessa região, porémo mais importante foi a influência que as variaçõesdo nível do mar exerceram sobre a construção dasplanícies costeiras. No decorrer dos ciclos trans-gressivos e regressivos marinhos, resultantes des-sas variações basicamente controladas pela glá-cio-eustasia, instalou-se sobre os depósitos conti-nentais um conjunto de ambientes sedimentares,fazendo com que a planície costeira evoluísse paraleste.

As características dos depósitos arenosos pleis-tocênicos ocorrentes na área de estudo sugeremque estejam relacionados ao evento interglacialocorrido há 120ka, correlacionado ao período inter-glacial Riss/Wurm (+ Sangamoniano), do Hemisfé-rio Norte.

A fase regressiva subseqüente, correspondenteao último glacial, estendeu-se até � 17ka, levando onível do mar a aproximadamente 120m abaixo doatual. Nestas condições, a planície costeira que seestendia até a quebra da plataforma continental dehoje, era retrabalhada pelos sistemas fluviais. Aerosão fluvial dissecou a plataforma continental in-terna, resultando na formação de numerosos cana-

is que fazem parte do sistema de drenagem fluvialpleistocênica, gerando depósitos deltaicos e fluvia-is.

A partir de � 17ka, as calotas polares iniciaramsua retração e o nível do mar começou a subir, dan-do início à transgressão holocênica. Em função dasflutuações na atividade glacial, o processo trans-gressivo não se deu de forma regular e contínua,mas sim com taxas de ascensão variáveis, com pe-ríodos de estabilização ou mesmo de reversõesmenores. O processo transgressivo holocênico fezcom que os paleocanais pleistocênicos fossemafogados. Os depósitos relictos deltaicos e fluviaisda plataforma foram retrabalhados e serviramcomo fonte de sedimentos para a formação dasilhas barreiras holocênicas. As recém-formadasbarreiras foram barradas em sua migração em dire-ção ao continente pela presença de altos topográfi-cos, assim como por uma reduzida elevação do ní-vel do mar e no suprimento de sedimentos. O siste-ma moderno de ilhas barreiras encontra-se, portan-to, superposto em uma superfície altamente irregu-lar de ravinamento pleistocênica.

O auge desta fase transgressiva marinha ocor-reu há 5,1ka, resultando na ingressão marinha pe-los vales preexistentes, restabelecendo os antigoscorpos aquosos costeiros.

Os dados obtidos através de datação por 14Csugerem que por volta de 5,1 ka o nível do mar este-ve mais alto que o atual, ampliando as áreas lagu-nares, muitas vezes transformando-as em baías ousistemas laguna-barreira, talvez em melhores con-dições climáticas, elementos que favoreceram ogrande desenvolvimento da fauna de moluscos daregião. O posterior abaixamento do nível do marcausou a gradual transformação das lagunas emlagos de água doce e finalmente pântanos. Por ou-tro lado, as flutuações do nível marinho de pequenaamplitude e de curta duração subseqüentes forammuito importantes no desenvolvimento das por-ções mais novas da planície costeira situada na de-sembocadura do rio Paraíba do Sul.

Um modelo detalhado de formação da planíciecosteira situada na desembocadura do rio Paraíbado Sul é sugerido por Martin et al. (1997). Esses au-tores citam que reconstruções paleogeográficasbaseadas em cartografia pormenorizada, acompa-nhadas de datações pelo radiocarbono, além doconhecimento das variações do nível relativo domar no decorrer dos últimos 7.000 anos e suas con-seqüências na sedimentação litorânea, bem comouma análise detalhada da geometria dos alinha-mentos de antigas cristas praiais, permitiram esta-

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belecer as diferentes etapas na evolução dessaplanície costeira. Os primeiros estádios do modelogeral de evolução do litoral brasileiro entre Macaé(RJ) e Maceió (AL) são aplicáveis à planície costei-ra do rio Paraíba do Sul. A partir do estádio corres-pondente à fase final da última grande transgres-são, alguns traços essenciais puderam ser estabe-lecidos, tais como:

� A construção da parte holocênica dessa planícieiniciou-se com a formação de um sistema lagu-na-barreira. Datações pelo radiocarbono de con-chas ou pedaços de madeira coletados nessessedimentos mostraram que esse sistema já exis-tia em torno de 7,0ka, época na qual o nível domar nessa região era semelhante ao atual. Nessaépoca as ilhas-barreiras deviam situar-se em po-sição mais externa, tendo atingido as suas posi-ções finais na época correspondente ao nívelmáximo da transgressão holocênica, em torno de5,1ka.

� Existência de um vasto delta intralagunar que co-meçou a se formar a partir do momento em queapareceu a laguna (corpo permanente de águaem relativo repouso). Entretanto, até o máximo datransgressão (5,1ka), a laguna foi dominada pelomar em ascensão, que pode ter-se constituídoem um freio ao desenvolvimento do delta intra-

lagunar. Dessa maneira, conchas de moluscoscoletadas nos sedimentos lagunares acusaramidades compreendidas entre 7,0 e 5,1ka (lagu-na dominada pelo oceano), enquanto que asidades compreendidas entre 5,0 e 4,0ka foramobtidas em pedaços de madeira (laguna domi-nada pelo rio).

� Existência, na porção externa das ilhas-barrei-ras, de terraços arenosos recobertos por cristaspraiais, mostrando a existência de importantesdiscordâncias correspondentes a sucessivosperíodos de sedimentação e erosão, resultantesde modificações na hidrodinâmica litorânea.Estas, por sua vez, são uma conseqüência de va-riações do nível relativo do mar ou de inversõesnos sentidos de deriva litorânea. Alguns períodosde elevação, intercalados por fases de abaixa-mento, puderam ser estabelecidos:

� Fase de elevação até 5,1ka;II. Fase de abaixamento entre 5,1 e 3,9ka, com

rápida aceleração entre 4,2 e 3,9ka;III. Fase de elevação rápida entre 3,9 e 3,6ka;IV. Fase de abaixamento entre 3,6 e 2,8 ka, com

rápida aceleração entre 3.0 e 2.8 ka;V. Fase de elevação rápida entre 2,8 e 2,5 ka; eVI. Fase de abaixamento regular a partir de

2,5ka.

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MINISTÉRIO DE MINAS E ENERGIASECRETARIA DE MINAS E METALURGIA

Ministro de Estado José Jorge de Vasconcelos LimaSecretário Executivo Luiz Gonzaga Leite Perazzo

Secretário de Minas e Metalurgia Luciano de Freitas Borges

COMPANHIA DE PESQUISA DE RECURSOS MINERAIS – CPRMServiço Geológico do Brasil

Diretor-Presidente Umberto Raimundo Costa

Diretor de Hidrologia e Gestão Territorial Thales de Queiroz Sampaio

Diretor de Geologia e Recursos Minerais Luiz Augusto Bizzi

Diretor de Administração e Finanças Alfredo de Almeida Pinheiro Filho

Diretor de Relações Institucionais e Desenvolvimento Paulo Antonio Carneiro Dias

Chefe do Departamento de Geologia Carlos Schobbenhaus Filho

SUPERINTENDÊNCIAS REGIONAIS

Superintendente de Belém Xafi da Silva Jorge João

Superintendente de Belo Horizonte Osvaldo Castanheira

Superintendente de Goiânia Mário de Carvalho

Superintendente de Manaus Fernando Pereira de Carvalho

Superintendente de Porto Alegre Cladis Antonio Presotto

Superintendente de Recife Marcelo Soares Bezerra

Superintendente de Salvador José Carlos Vieira Gonçalves da Silva

Superintendente de São Paulo José Carlos Garcia Ferreira

Chefe da Residência de Fortaleza Clodionor Carvalho de Araújo

Chefe da Residência de Porto Velho Rommel da Silva Sousa

Departamento de Apoio TécnicoSabino Orlando C. Loguércio

Divisão de CartografiaPaulo Roberto Macedo Bastos

Divisão de Editoração GeralValter Alvarenga Barradas

EQUIPES DE PRODUÇÃO

Cartografia Digital

Afonso Henrique S. LoboCarlos Alberto da Silva Copolillo

Leila Maria Rosa de AlcantaraLuiz Cláudio Ferreira

Carlos Alberto Ramos Luiz Guilherme de Araújo FrazãoElcio Rosa de Lima Marco Antonio de Souza

Hélio Tomassini de O. Filho Maria Luiza PoucinhoIvan Soares dos Santos Marília Santos Salinas do RosárioIvanilde Muniz Caetano Paulo José da Costa Zilves

João Batista Silva dos SantosJoão Carlos de Souza Albuquerque

Regina de Sousa RibeiroRisonaldo Pereira da Silva

Jorge de Vasconcelos Oliveira Wilhelm Petter de Freire BernardJosé Carlos Ferreira da Silva Julimar de Araújo

José Pacheco Rabelo

Editoração

Antonio Lagarde Pedro da SilvaJean Pierre Souza Cruz Sandro José Castro

José Luiz Coelho Sergio Artur GiaquintoLaura Maria Rigoni Dias

CRÉDITOS DE AUTORIA

Equi pe Exe cu to ra:

Mar ce lo Edu ar do Dan tas, Car los Osó rio Fer re i ra, Anto nio Ivo Me ne zes Me di na, Re gi na Cé lia Gi me nez Armes to,Pe dro Pa u lo Osó rio Ferr re i ra, Adri a na Go mes Nas ci men to e Car la Ve rô ni ca da Sil va

Co pi des ca gem/Re vi são: Su e li Car do so de Ara ú jo e

Ser gio Artur Gia quin to

Co or de na ção:

Cás sio Ro ber to da Sil vaAnto nio Ivo de Me ne zes Me di na

Exe cu ta do pela Com pa nhia de Pes qui sa de Re cur sos Mi ne ra is – CPRMDe par ta men to de Ges tão Ter ri to ri al – DEGET e

De par ta men to de Infor ma ções Insti tu ci o na is – DEINF

Co or de na ção Edi to ri al a car go daDi vi são de Edi to ra ção Ge ral – DIEDIG

De par ta men to de Apo io Téc ni co – DEPAT

Dan tas, Mar ce lo Eduardo

D192

Ge o mor fo lo gia do Esta do do Rio de Ja ne i ro / Mar ce lo Edu ar do Dan tas. – Bra sí lia: CPRM, 2000.

1CD-ROM.

Estu do Ge o am bi en tal do Esta do do Rio de Ja ne i ro. Exe cu ta do pela CPRM – Ser vi ço Ge o ló gi co do Bra sil. De par ta men to de Ges tão Ter ri to ri al e De par ta men to de Infor ma ções Insti tu ci o na is.

1. Ge o mor fo lo gia – Rio de Ja ne i ro. 2. Uso do Solo – Rio de Ja ne i ro. I. CPRM – Ser vi ço Ge o ló gi co do Bra sil. II. Tí tu lo.

CDD 551.41

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Pr. SaquaremaPr. Jaconé

Pr. de GuaratibaPr. de Itaipuaçu

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Ilha Grande

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RESTINGA DA MARAMBAIA

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MAGÉSILVA

JARDIM

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SUMIDOURO DUAS BARRAS

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VOLTA REDONDA

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Vila da GamaSão José do

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Morro doCoco

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21º00'

21º30'

41º30’

O Mapa Geológico do Estado do Rio de Janeiro foi executado pela equipe da Divisão de Geologia Básica do Departamento de Geologia daCPRM, em convênio com o Departamento de Recursos Minerais do Estado do Rio de Janeiro DRM - RJ. A metodologia e procedimentosaplicados são os adotados pelo Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil ( PLGB).

The Geological Map of Rio de Janeiro state was accomplished by the staff of the Basic Geology Division/Geology Department of CPRM,under agreement CPRM/DRM-RJ. The applied methodology and procedures followed the routine of the Brazilian Basic Geological SurveyProgram (PLGB/CPRM).

MAPA DE LOCALIZAÇÃO/LOCATION MAP

FlorianópolisPorto Alegre

BeloHorizonte

Curitiba

Campo Grande

Cuiabá

Rio Branco PortoVelho

Goiânia

Palmas

Brasilia

Vitória

Rio de Janeiro

São Paulo

Salvador

Recife

Fortaleza

Aracaju

Maceió

João PessoaNatal

São Luís

Teresina

Belém

Macapá

Manaus

Boa Vista

Serviço Geológico do BrasilCPRM

GOVERNO DO ESTADO

Rio de Janeiro

Cartografia Digital pela CPRM /

Diretoria de Relações Institucionais e Desenvolvimento

Paulo Antônio Carneiro Dias

Departamento de Apoio Técnico

Giuseppina Giaquinto de Araujo

Divisão de Cartografia

Paulo Roberto Macedo Bastos

Edição cartográfica / Wilhelm Petter de Freire Bernard, Maria LuizaPoucinho, Ivanilde Muniz Caetano, Sueli Mendes Sathler e Samuel dos Santos Carvalho

Digitalização / : Marília S. Salinas do Rosário, Elaine de Souza Cerdeira, LuizCláudio Ferreira, Marco Antonio de Souza e Risonaldo Pereira da Silva

Computerised Cartography by CPRM

Directorate of Institutional Relationships and Development

Department of Tehcnical Support

Division of Cartography

Cartographic edition:

Digitizing

60

Contato

Contato aproximado

Falha / fratura

Falha / zona de cisalhamento

Contact

/ Approximate contact

Fault / fracture

Fault / shear zone

Dextral strike-slip fault / shear zone

Sinistral strike-slip fault / shear zone

Oblique strike-slip fault / shear zone

Contractional fault / shear zone

Extensional fault

Vertical and inclined foliation

Horizontal and inclined stretching lineation

Mesozoic / Cenozoic dyke

Location of the dated (U-Pb SHRIMP) samples 1,2 and 3

Falha transcorrente dextral / zona de cisalhamento

Falha transcorrente sinistral / zona de cisalhamento

Falha transcorrente oblíqüa / zona de cisalhamento

Falha contracional / zona de cisalhamento

Falha extencional

Foliação vertical e inclinada

Lineação de estiramento horizontal e inclinada

Dique Mesozóico / Cenozóico

Localização das amostras datadas pelo método U-Pb SHRIMP (1,2,3)

10

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CONVENÇÕES GEOLÓGICASGEOLOGICAL CONVENTIONS

CONVENÇÕES CARTOGRÁFICASCARTOGRAPHIC CONVENTIONS

MAPA GEOLÓGICO DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO

GEOLOGICAL MAP OF RIO DE JANEIRO STATE

MINISTÉRIO DE MINAS E ENERGIAMINISTRY OF MINES AND ENERGY

SECRETARIA DE MINAS E METALURGIASECRETARIAT OF MINES AND METALLURGY

SERVIÇO GEOLÓGICO DO BRASIL - CPRMGEOLOGICAL SURVEY OF BRAZIL -CPRM

GOVERNO DO ESTADO DO RIO DE JANEIROGOVERNMENT OF THE STATE OF RIO DE JANEIRO

SECRETARIA DE ESTADO DA ENERGIA, DA INDÚSTRIA NAVAL E DO PETRÓLEOSECRETARY OF ENERGY, SHIPBUILDING INDUSTRY AND PETROLEUM

DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS DRM-RJDEPARTMENT OF MINERAL RESOURCES DRM-RJ

MINISTROMINISTER

José Jorge de Vasconcelos Lima

SECRETÁRIO

SECRETARY

Luciano de Freitas Borges

PRESIDENTEPRESIDENT

Umberto Raimundo Costa

DIRETOR DE GEOLOGIA E RECURSOS MINERAISDIRECTOR OF GEOLOGY AND MINERAL RESOURCES

Luiz Augusto Bizzi

GOVERNADORGOVERNOR

Anthony Garotinho

SECRETÁRIOSECRETARY

Wagner Granja Victer

PRESIDENTE VICE-PRESIDENTEPRESIDENT VICE-PRESIDENT

Marco Aurélio Latgé Kátia Mansur

DIRETOR TÉCNICOTECHNICAL DIRECTOR

Flavio Erthal

EXECUÇÃO/EXECUTION



Nolan Maia DhelerValter Salino Vieira

Frederico Ozanam RaposoItair Alves Perillo

Paulo Cezar Santarém da Silva

COLABORAÇÃO-CPRM/COLLABORATION-CPRM

COLABORAÇÃO-OUTRAS INSTITUIÇÕES/

(UNIVALI)COLLABORATION-OTHER INSTITUTIONS

Francisco Caruso Júnior

Claiton Piva Pinto

Carlos Alberto HeineckEmiliano Cornélio de Souza

Magda Terezinha GuimarãesFátima Regina Blanco de Dios

Murillo Wille RibeiroMárcio Antônio da Silva

SCALE / ESCALA 1:400.000

Edição Revisada / Reviewed Edition

10 10 20 300 40km

2001

COORDENADORES GERAISGENERAL COORDINATORS

Luiz Carlos da SilvaReginaldo Alves dos SantosInácio de Medeiros Delgado

Rodrigo de FreitasLagoa

PedraBonita

Furnas

Jacarepaguá

Conde

Corcovado

Morro daViúva

Praia de IpanemaLeblon

CosmeVelho

Pico doElefante

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OCEANO ATLÂNTICO

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MNps

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Mapa Geológico Simplificado da Região Sul do Município do Rio de Janeiro (modificado de: 1- Helmbold, R .; Valença, J.G. & Leonardos Jr. O.H. 1965. Mapa Geológico do Estado da Guanabara, Escala 1:50.000. Riode Janeiro, DNPM / MME; 2-Heilbron, M., Pires, F.R.M., Valeriano,C. e Bessa, M. 1993. Litoestratigrafia, evolução tectono-metamórfica e magmatismo precambriano do setor sudeste do município do Rio deJaneiro, Atas III Simpósio de Geologia do Sudeste, Rio de Janeiro, SBG: pp. 174-179.in

Simplified Geological Map of south side of Rio de Janeiro Metropolitan Area (modified after: 1- Helmbold, R .; Valença, J.G.& Leonardos Jr. O.H. 1965. Mapa Geológico do Estado da Guanabara, Escala 1:50.000. Riode Janeiro, DNPM / MME; 2-Heilbron, M., Pires, F.R.M., Valeriano,C. and Bessa, M. 1993. Litoestratigrafia, evolução tectono-metamórfica e magmatismo precambriano do setor sudeste do município do Rio deJaneiro, in Atas III Simpósio de Geologia do Sudeste, Rio de Janeiro, SBG: pp. 174-179.

Pãode

Açúcar

MESO/NEOPROTEROZÓICO

MESO/NEOPROTEROZOIC

NEOPROTEROZÓICO / CAMBRIANO (Brasiliano III)

Granitóide pós-tectônico

NEOPROTEROZOIC/CAMBRIAN (Brasiliano III)

Post-collisional granitoids

NEOPROTEROZÓICO (Brasiliano II)

Granitóide pré-colisional precoce

NEOPROTEROZOIC(Brasiliano II)

Early pre-collisional granitoids

NEOPROTEROZÓICO (Brasiliano III)

Granitóides pré-sin-colisional

NEOPROTEROZOIC (Brasiliano III)

Pre- to syncollisional granitoid

Complexo Paraíba do Sul

kin Cordierita-sillimanita gnaisses (kinzigitos)

Paraíba do Sul Complex

bgn Garnet-biotite gneissesbgn Granada-biotita gnaisses

kin Cordierite-sillimanite gneisses (kinzigites)

Complexo Rio Negro (Gnaisse Archer)Rio Negro Complex (Archer Gneiss)

Granito FavelaFavela Granite

Gabro TijucaTijuca Gabbro

Tonalito GrajaúGrajaú Tonalite

Suíte Rio de Janeiro

co, pa, cv,= granitos Corcovado, Pão de Açúcare Cosme Velho

Rio de Janeiro Suite

co,pa,cv= Corcovado, Pão de Açúcar andCosme Velho granites

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Contato normal

Contato transicional (litológico)

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Localização das amostras datadas1,2, 3

Foliação metamórfica

Foliação metamórfica superimposta àfoliação magmática (granitóides doregime tangencial)

Normal contact

Transitional (lithologic) contact

Fault

Dated sample location 1, 2, 3

Metamorphic foliation

Metamorphic foliation overprinted onsub-solidus fabrics (thrust-relatedgranitoids)

1 3km20

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S. DoEngenho Novo Depósitos flúvio-lagunares

Fluvio/lagoonal deposits

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26

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31

16

23

1 - DRM/GEOSOL (1982) – 1:50.0002 - DRM/CPRM (1983)– 1:50.0003 - Hembold . (1965) – 1:50.0004 - Hasui . (1977) – 1:50.0005 - Heilbron (1993) – 1:100.0006 - Dios (1965) – 1:50.0007 - Junho . (1989) – 1:160.0008 - Machado (1984) – 1:100.0009 - Estágio de campo – USP – 1:50.00010 - Heilbron . (1997) – 1:500.00011 - Junho . (1991) – 1:50.00012 - Pacciullo (1997) – 1:100.00013 - Riccomini (1989) – 1:250.000

et alet al

et al

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14 - Guimarães (1999) – 1:50.00015 - Valladares (1996) – 1:50.00016 - DNPM/MME (1965)17 - DNPM/CPRM (1976)18 - DRM-RJ/GEOMITEC (1981)19 - DRM-RJ/GEOSOL (1980,1981)20 - DRM-RJ/TRISERVICE (1981)21 - DRM-RJ22 - DRM-RJ/UFRJ23 - Heilbron (1993)24 - Puget (1979)25 - Junho (1982)26 - Zorita (1979)

et al.

27 - Hipertt (1990)28 - Fonseca (1994)29 - Tupinambá (1999)30 - Junho (1990)31 - Fonseca (1986)32 - Vieira (1997)33 - Raposo (2000)34 - Matos . (1980)35 - Vieira (2000)36 - Fontes . (1981)37 - Silva & Ferrari (1976)38 - Martin . (1997)

Fonseca (1998) - MapaGeológico do Estado emescala 1:400.000

et al

et al

et al

Limite interestadual

State boundary

2

2

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21

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19

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1 3

Principais Fontes de Consulta Cartográfica

Main Cartographic Sources

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MaDepósito Praias Eólicos, Marinhos e/ou Lagunares

Depósito Flúvio-Lagunares

Depósito Praiais Marinhos e ou Lagunares (Qpm)

Depósitos Colúvio-Aluvionares

Areias quartzosas esbranquiçadas, finas a médias,bem selecionadas, recobertas por areia eólicas na forma de depósitos eólicosMantiformes ou dunas transgressivas. Estratificações cruzadas de pequeno e grande porte nas fácies eólicas.

Areiase lamas sobrejacentesa camadas de areias biodetríticas e/ou sedimentos lamosos de fundo lagunar, e ocorrências de turfas.Nos depósitos associados ao canal fluvial (depósitos residuais de canais) ocorrem areias e cascalhos.

Areias quartzosas marinhas e/ou lagunares, de granulometria fina a média e coloração acastanhada, recobertas por areias eólicasem matriz secundária composta por argilas e óxidos de ferro.

Cascalhos, areias e lamas resultantes da ação de processos de fluxos gravitacionais e aluviais de transporte de material dealteração das vertentes.

Eolian Beach, Marine and/or Lagoonal Deposits

Fluvio/Lagoonal Deposits

Lagoonal/Marine Beach Deposits

Colluvial-Alluvial Deposits

Barreiras Group

Resende Formation/Macacu Formation

São Paulo Formation

Cretaceous/Tertiary Alkaline rocks

Pale white, fine to medium, well-sorted quarzose sands underlying eolian sands. Large and small scale cross-bedding in eolianfacies.

Poorly sorted, silt and muddy sands; muddy lagoon bottom deposits; silt and clay with organic debris and peat. Deposits associatedto fluvial channels (residual channel deposits) are characterized by sands and gravel.

Dark brown, fine to medium quartzose sands. Eolian facies commonly has secondary clay matrix with ferruginous stains andcemente.

Gravel, sand and mud resulting from the action of gravitational and alluvial flux processes of material transport from highlandsdebris.

Detrital, poorly-sorted deposits ranging in grain size from pebble to sandy, clayey-sandy and clayey, and generally containing horizonswith lateritic concretions.

Alluvial fans. Arenites, claystones and conglomerates (Tra); coarse grained sandy and conglomeratic deposits (Trb); fluvial arkosic andconglomeratic deposits (Trc).

Fluvial anastomosed deposits; arenites and argilites.

Syenites, nepheline syenites, foyaites, phonolites, trachytes, tinguaites, pulaskites, umptekites, fenites.Ilha de Cabo Frio Alkaline Intrusion (KT c); Tinguá Alkaline Suite (KT t ); Serra do Mendanha Alkaline Massif (KT s); Itaúna AlkalineComplex (KT i); Tanguá Alkaline Massif (KT ta); Soarinho Alkaline Massif (KT so); Rio Bonito Alkaline Massif (KT rb); Morro dosGatos Alkaline Massif (KT mo); Serra dos Tomazes Massif (KT st); Marapicu Alkaline Intrusion (KT m); Passa Quatro Alkaline Massif(KT p); Itatiaia Alkaline Massif (KT it); Morro Redondo Alkaline Massif (Kt mr); Morro São João Alkaline Massif (Kt sj).

Grupo Barreiras

Formação Resende/Formação Macacu

Formação São Paulo

Rochas alcalinas cretácicas/terciárias

Depósitos detríticos pobremente selecionados com granulometria cascalho, areia argilo-arenosas, e argilas geralmente contendohorizontes lateríticos.

Leques aluviais.Arenitos, argilitos e conglomerados (Tra); depósitos conglomeráticos e arenosos de granulação grossa (Trb);depósitos fluviais conglomeráticos earcosianos (Trc).

Depósitos fluviais anastomosados; arenitos e argilitos.

Sienitos, nefelina sienitos, foiaítos, fonolitos, traquitos, tinguaitos, pulaskitos, umptekitos, fenitos.Intrusão Alcalina da Ilha de Cabo Frio (KT c); Suíte Alcalina de Tinguá (KT t); Maciço Alcalino da Serra do Mendanha (KT s);Complexo Alcalino de Itaúna (KT i); Maciço Alcalino de Tanguá (KT ta); Maciço Alcalino de Soarinho (KT so); Maciço Alcalino de RioBonito (KT rb); Maciço Alcalino Morro dos Gatos (KT mo); Maciço da Serra dos Tomazes (KT st); Intrusão Alcalina de Marapicu(KT m); Maciço Alcalino de Passa Quatro (KT p); Maciço Alcalino de Itatiaia (KT it); Maciço Alcalino de Morro Redondo (Kt mr);Maciço Alcalino do Morro São João (KT sj).

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650

1600

Complexo Búzios

Complexo Paraíba do Sul

Unidade Italva

Unidade Itaperuna (Paragranulitos)

Complexo Embu

Grupo Andrelândia

Cianita-sillimanita-granada-biotita xisto e gnaisse quartzo-feldspático intercalado com granada anfibolito e gnaisse calcissilicático.Fusão parcial com formação de leucogranito granadífero ocorre regionalmente. Nos domínios com baixa taxa deestruturas turbidíticas são preservadas.

Granada-biotita-sillimanita gnaisse quartzo-feldspático (metagrauvaca), com bolsões e veios anatéticosou injetados de composição granítica. Intercalações de gnaisse calcissilicático e quartzito freqüentes. Variedades com cordierita e

sillimanita (kinzigito) com contatos transicionais com o granada biotita gnaisse. Horizontes de xistos grafitosos são comuns. Tambémocorrem rocha calcissilicática, metacarbonática (ca) e quartzito (qz). Em raros domínios com baixas taxa de estruturasturbidíticas são preservadas.

Metacalcário dolomítico e calcítico, maciço a sacaroidal, mármores (ca) de granulação grossa, intercalados com granada-biotita-sillimanita gnaisse quartzo- feldspático e quartzo-anfibólio-clinopiroxênio gnaisses (rocha calcissilicática).

Gnaisse quartzo-feldspático aluminoso a granada-biotita-sillimanita com e sem ortopiroxênio eventualmente com intercalações degnaisse calcissilicático. Freqüente fusão parcial com neossoma a granada e ortopiroxênio (charnockitóide anatético).

Cianita- sillimanita-granada-biotita-muscovita xisto e gnaisse, localmente grafitoso, com bolsões e veios de leucogranito anatético.Intercalações de anfibolito, gnaisse calcissilicático e rocha a quartzo e granada (gondito) e quartzito (qz).

Cianita sillimanita granada-biotita gnaisse, com intercalações de quartzito.

in situ strain

Kyanite-sillimanite-garnet-biotite quartzofeldspatic gneiss and schist interleaved with garnet amphibolite and calc-silicate gneiss.Partial melting garnet-bearing leucosomes are ubiquitous. In low-strain domains turbitic structures are preserved.

insitu

strain

Garnet-biotite-sillimanite quartzofeldspathic gneiss (metagreywacke), locally bearing graphite-rich domains;widespread in situ and injected, pockets and veins of granitic leucossome. Abundant interleaved calc-silicate gneiss and quartzitelenses. Cordierite-sillimanite-graphite bearing varieties (kinzigite) have transitive contacts wiyh garnet-biotite gneiss. Graphitic schistbands are common; Metacarbonatic calc-silicate rock and quartzite, locally interleaved. Turbiditic structures very locally preserved inlow-strain domains.

Dolomitic and calcitic coarse grained, massif to saccharoidal metacarbonatic rocks and marble (ca), interleaved with garnet-biotite-sillimanite quartzofeldspathic gneiss, and quartz-amphibole-clinopyroxene gneiss (calc-silicate rock).

in situ

Orthopyroxene-bearing and orthopyroxene-free aluminous gneiss (garnet-biotite-sillimanite-quartzofeldspathic gneiss), minor calc-silicate gneiss intercalations.Ubiquitous in situ anatectic neossome of garnet-ortopyroxene bearing (anatetic charnockitoid).

(Kyanite)-sillimanite-garnet-biotite-muscovite schist and gneiss, locally with graphite-rich domains; widespread partial melting pocketsand veins of leucogranitic composition. Local intercalations of amphibolite, calc-silicate gneiss and quartz-garnet rock (gondite).

Kyanite-sillimanite-garnet-biotite banded gneisses, interleaved with quartzite bands.

Búzios Complex

Unidade São Fidélis

Paraíba do Sul Complex

São Fidélis Unit

Italva Unit

Itaperuna Unit (Paragranulites)

Embu Complex

Andrelândia Group

- -

2000

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2200

Complexo Região dos Lagos

Suíte Quirino

Complexo Juiz de Fora

Hornblenda-biotita ortognaisse cálci-alcalino, granodiorítico a tonalítico, com textura granoblástica a porfirítica recristalizada(porfiroclástica) e forte foliação tangencial. Freqüentes veios anatéticos, sintangenciais, de leucossomas graníticos (fusão , bemcomo paleodiques máficos (anfibolitos) dobrados.

(Hornblenda)-biotita ortognaisse cálci-alcalino de composição tonalítica a granítica, na fácies anfibolito, granoblástico a porfiroblástico,foliado, localmente com enclaves de anfibolito e paragnaisse dobrados. Venulações aplíticas tardias são freqüentes.

Clinopiroxênio-ortopiroxênio-hornblenda-biotita ortognaisses tipo TTG, com freqüentes intercalações degranada gnaisse norítico (gnaisse bimodal) e de paragnaisse parcialmente fundido. Intrusões de granada charnockito ocorremdisseminadamente.

Hornblenda-biotita ortognaisse TTG da mesma associação P 1jf, em fácies anfibolito.

P 1jf

in situ)

Hornblende-biotite granodioritic to tonalitic calc-alkaline orthogneiss; granoblastic to recristallised porphyritic (porphyroclastic) texturewith strong thrust-related foliation. Often showing partially melted, thrust-related leucogranitic veins (leucossome) and folded maficpaleodykes (amphibolites).

(Hornblende)-biotite tonalitic to granitic coarse-grained amphibolite facies calc-alkaline orthogneisses with granoblastic toporphyroblastic texture, locally with folded amphibolite and paragneiss enclaves. Late-stage aplitic veining is ubiquitous.

Clinopyroxene-orthopyroxene-hornblende-biotite granulite-facies, chiefly TTG orthogneisses of enderbiticto charnoenderbitic composition; tectonic intercalations of garnet noritic gneiss are common (bimodal gneiss). Interleaved partiallymelted, high-grade paragneiss are widespread, as well , garnet charnockite intrusions.

Hornblende-biotite bearing, chiefly amphibolitefacies, TTG domains, within the regional granulite facies.

Região dos Lagos Complex

Quirino Suite

Fácies Granulito

Juiz de Fora Complex

Granulite-facies Unit

Fácies anfibolito

Amphibolite-facies Unit

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>2500Complexo Mantiqueira

Hornblenda-biotita gnaisse do tipo TTG, finamente bandado, com forte foliação tangencial e freqüentes intercalações deanfibolitos (gnaisse bimodal).Mantiqueira Complex

Hornblende-biotite fine banded TTG thrust-related orthogneiss, interleaved with abundant amphibolitic bands (bimodal gneiss).

650?

600

Maciço alcalino de Canaã

Suíte Getulândia

Plútons correlatos:

Leucogranito Gnaisse Serra do Paquequer

Nefelina sienito, albita-microclina-nefelina sienito/lichtfieldito, nordmarkito, foiaito, pulaskito, hornblenda sienito, hedenbergitasienito, traquito com banda-mento magmático e pegmatitos de estágios tardios com safirina.

(Hornblenda)-biotita granitóides do tipo-I, de granulação fina a média, textura eqüigranular a porfirítica localmente com foliação defluxo magmático preservada. Ocorrem como corpos tabulares, diques, e pequenos batólitos cortando as rochas regionais.Ocorrem também como plútons homogêneos, algumas vezes com evidências de magma e . Fases aplíticas tardias sãoabundantes. 1) Granito São Pedro; 2) Granito São José do Ribeirão; 3) Granito Cajú;4) Granito Anta; 5) Maciço Pedra Branca; 6)Granito Cassorotiba; 7) Granito Teresópolis; 8) Granito Favela; 9) Granito Nova Friburgo; 10) Granito Morro dos Frades; 11) GranitoSana; 12) Granito Suruí; 13) Granito Andorinha; 14) Granito Ipiranga; 15) Granito Cesário Alvim; 16) Granito Utinga; 17) Granito SilvaJardim; 18) Granito Mangaratiba; 19) Granito Mambucaba; 20) Granito Angra; 21) Granito Carrasquinho; 22) Granito Itaoca; 23)Granito Morro do Côco.

Complexo Básico de Gleba Ribeira: norito, olivina gabro, melanorito,micronorito, micromelanodiorito, metamicrogabro, anfibolito,diorito gnáissico ( 5g); Gabro Tijuca: gabro alterado, piroxênio tonalito, diorito, quartzo diorito e tonalito ( 5t); Maciço gabróico deAmparo: olivina gabro, tonalito, gabronorito ( 5am); Intrusão ultrabásica de Areal: serpentinito, peridotito serpentinizado, brechaperidotítica, diopsídio peridotito, lherzolito, lherzolito augítico ( 5ar).

( 5am);

(Hornblenda)-biotita granito, tipo I, de granulação média, porfirítico (porfiroclástico), foliado a isótropo, com manchas localizadas decharnockitização localmente com autólitos quartzo dioríticos.

Granito Vassouras ( gv); Granito Serra da Bocaina ( 4gs); Granito Parati ( 4gp),Granito4g

Muscovita-biotita leucogranito, sillimanita-granada-biotita, granito tipo-S de granulação grossa, com forte foliação tangencial, rico emrestos de paragnaisse.

stocksmingling mixing

in situ,

Canaã Alkaline Massif

Post-tectonic granitoids

Post-tectonic mafic tholeiitic plutons

Getulândia Suite

Correlative Plutons:

Santo Antônio de Pádua Suite

Correlative plutons:

Varre-Sai Suite

Correlative pluton:

Pedra Selada Suite


Serra das Araras Suite


Rio Turvo Granite

Angelim Suite

Natividade Suite

Ilha Grande Suite

Correlative pluton:

Bela Joana Suite

Granito Corcovado

Granito Pão de Açúcar

Leucogranito gnáissico Cosme Velho

Rio de Janeiro Suite

Corcovado Granite

Pão de Açúcar Granite

Cosme Velh.o Leucogranite-gneiss

Desengano Suite


UnidadeSerra dos Órgãos

Serra dos Órgãos Suite

Serra dos Órgãos Unit

Unidade Santo Aleixo

Santo Aleixo Unit

Serra do Paquequer Leucogranite-gneiss

Unidade Rio Negro

Rio Negro Complex

Rio Negro Unit

Correlative Plutons:

Unidade Duas Barras

Duas Barras Unit

Nepheline syenite, albite-microcline-nepheline syenite/lichtfieldite, nordmarkite, foyaite, pulaskite, hornblende syenite, hedenbergitesyenite, trachyte with magmatic banding and late stage saphirine-bearing pegmatites.

I-type (Hornblende)-biotite granitoids, fine to medium grained, equigranular to porphyritic, locally displaying preserved magmatic flowfoliation. Occur as tabular bodies, dykes, stocks and small batholiths crosscutting the country-rocks. Homogeneous plutons sometimeszoned with magma mingling and mixing evidences. Late aplitic phases are widespread. 1) São Pedro Granite; 2) São José do RibeirãoGranite; 3) Cajú Granite; 4) Anta Granite; 5) Pedra Branca Massif; 6)Cassorotiba Granite; 7) Teresópolis Granite; 8) Favela Granite; 9)Nova Friburgo Granite; 10) Frades Granite; 11) Sana Granite; 12) Suruí Granite; 13) Andorinha Granite; 14) Ipiranga Granite; 15)Cesário Alvim Granite; 16) Utinga Granite; 17) Silva Jardim Granite; 18) Mangaratiba Granite; 19) Mambucaba Granite; 20) AngraGranite; 21) Carrasquinho Granite; 22) Itaoca Granite; 23) Morro do Côco Granite.

Gleba Ribeira Basic Complex: norite, olivine-gabbro, melanorite, micronorite, micromelanodiorite; metamicrogabbro, amphibolite,gneissic diorite ( 5g); Tijuca Gabbro: altered gabbro, pyroxene-tonalite, diorite, quartzodiorite and tonalite ( ); Amparo GabbroicMassif: olivine-gabbro, tonalite, gabbro-norite Areal ultrabasic intrusion: serpentinite, peridotite, peridotitic breccia, diopsideperidotite, lherzolite, augitic lherzolite ( 5ar).

(Hornblende)-biotite I-type foliated granite, with medium-grained porphyritic (porphyroclastic) texture, locally displaying quartzo -dioritic autholiths and in situ charnockitisation patches.

Vassouras Granite ( 4gv); Serra da Bocaina Granite ( 4gs); Parati Granite ( 4gp), Serra do IpirangaGranite ( 4gsi), Arrozal Granite. ( 4ga).

train,in situ.

Amphibole bearing ultramylonitic I-type pink-coloured syenogranite (S-C tectonite), occurring in high-strain late-transcurrent shearzones, locally displaying in situ charnockitisation patches and feldspar microporphyroclasts.

Itajara Granite , grey-coloured facies (N 3sai).

Biotite-hornblende foliated I-type granite, with mylonitic, porphyroclastic textures.Valão do Bambuí Granite ( vb).

-type, coarse-grained megaporphyritic biotite granite, rich in lenses and enclaves of mafic and quartz-dioritic compositions. Someplutons show marginal foliation

Serra do Lagarto Granite( ps); Paiol Velho Granite( pv).

(Garnet)-two micas S-type foliated granite, with coarse-grained equigranular to porphyritic texture, rich in country-rock paragneissremnants. Also comprises (sillimanite)-(garnet)-(muscovite)-biotite leucogranite, with black tourmaline as accessory.

Quebra Cangalha Granite (N 3aq); ; Serra das Abóboras Granite (N 3as); Serra da Concórdia Granite(N 3asc); Serra das Frecheiras Granite (N 3af); Parati-Mirim Granite (N 3ap),Serra do Ipiranga Granite (N 3ai)

Garnet-two micas S-Type granite, showing strong strike-slip related foliation, with domains rich in metasedimentary country-rocksrestites.

Garnet-hornblende-biotite tonalite to granite with porphyritic (porphyroclastic) texture and strong foliation. Mixed suite comprisingperaluminous garnet-rich S-type and metaluminous hornblende rich I-type undiscriminated domains.

Hornblende-biotite foliated granite and granodiorite with prophyritic texture, associated to S-type leucogranite.

Hornblende-clinopyroxene-orthopyroxene charnockite, norite, with minor quartz-diorite and quartz-mangerite. Medium to coarse-grained magmatic textures and discrete foliation. Locally garnetiferous domains are found.

Ubatuba Charnockite (N 2iu).

C-type granite: garnet-hornblende-clinopyroxene-orthopyroxene bearing coarse-grained equigranular to porphyritic, isotropic tofoliated charnockite with minor enderbite and norite associated.

S-type, garnet-muscovite-biotite bearing granite, with megaporphyritic (augen) textures and strong thrust-related, solid-state fabrics overprinted. Widespread xenoliths and restites of paragneiss as well as late-tangencial intrusive S-typeaplitic dykes (co).

Local, metaluminous hornblende-biotite bearing,Corcovado granite, facies, locally with orthopyroxene-bearing pockets (charnockitic patches) (pa).

S-type, muscovite-garnet-biotite bearing, with medium-grained granoblastic textures andstrong thrust-related planar gneissic fabrics. Abundant paragneiss xenoliths (cv).

S-type garnet-muscovite-biotite bearing granite, with coarse-grained granoblastic to porphyritic (augen) textures and strong strike-sliprelated solid-state fabrics. Locally garnet-orthopyroxene bearing charnockitic domains and patches are found. Xenoliths and restitesof partly melted paragneiss occur throughout (injection migmatite facies).

Santa Terezinha Granite (N 2ds); Carapebus Granite (N 2dca); Serra da Concórdia Granite ( N 2dsc).

I-type, hornblende-biotite coarse-grained granitoid with expanded tonalitic to granitic, with calc-alkalinecomposition. Well-preserved magmatic textures and structures, mildly overprinted by solid-state, thrust-related foliation. Locally,amphibolite enclaves and paleodykes are observed.

Marginal facies of Serra dos Órgãos Batholith comprising hornblende-garnet-biotite bearing granodiorite, rich in partialy melted andassimilated paragneissic country-rock xenoliths and late S-type leucogranite intrusions (injection migmatite facies).

S-type muscovite-biotite leucogranite; sillimanite-garnet-biotite granite, coarse-grained, with strong thrust-related foliation andabundant paragneiss remnant.

Biotite-hornblende TTG, coarse-grained, banded orthogneiss with strong thrust-related planar fabrics andrecrystallised porphyritic to augen textures. Deformed metagabbro and metadiorite (amphibolite) intercalations occur locally. Intrusionsof garnet-bearing fine-grained, S-type leucogranite and of Serra dos Órgãos granitoids are widespread.

Archer gneiss (N 1ra); Tingüi Gneiss (N 1rt); Trajano de Moraes Complex (N 1rtm); Capim-Angola Complex(N 1c).

Homogeneous, foliated,chiefly tonalitic gneiss, intruded by veins and pockets of S-type leucogranite.

Granitóides pós-tectônicos

Plútons pós-tectônicos máficos toleíticos

Suíte Santo Antônio de Pádua

Plútons correlatos

Suíte Varre-Sai

Plútons correlatos

Suíte Pedra Selada

Plútons correlatos

Suíte Serra das Araras

Plútons correlatos

Granito Rio Turvo

Suíte Angelim

Suíte Natividade

Suíte Ilha Grande

Pluton Correlato:

Suíte Bela Joana

Suíte Rio de Janeiro

Suíte Desengano

Plútons correlatos

Suíte Serra dos Órgãos

Complexo Rio Negro

Plútons correlatos

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5t

Serra do Ipiranga( si); Granito Arrozal ( 4ga).

Sienogranito tipo-I, extremamente deformado em zona de cisalhamento transcorrente de alto s com textura ultramilonítica(tectonito S-C); o anfibólio é o principal acessório. Localmente são observadas 'manchas' de charnockitização

Granito Itajara (N 3sai).

Biotita-hornblenda granito foliado do tipo-I com textura milonítica(porfiroclástica).

N 3

Biotita granitóide tipo I, com textura equigranular seriada a porfirítica, com sobreposição local de textura milonítica, de granulaçãogrossa, rico em lentes e enclaves de composição máfica ou quartzodiorítica. Alguns plútons exibem foliação de borda

Granito Serra do Lagarto (N 3ps); Granito Paiol Velho (N 3pv)

N 3 N 3

(Granada) granito a duas micas tipo-S, com granulação grossa, eqüigranular a porfirítico, com foliação transcorrente, rico em enclavesde paragnaisse . Inclui fácies leucogranítica a sillimanita-granada-muscovita-biotita com turmalina negra como mineral acessório.

Granito Quebra Cangalha (N 3aq); Granito Serra das Abóboras (N 3sa); Granito Serra da Concórdia(N 3asc); Granito Serra das Frecheiras(N 3af); Granito Parati-Mirim (N 3ap),Granito Serra do Ipiranga (N 3ai);

Granito a duas micas e granada, tipo-S, com forte foliação transcorrente, apresentando domínios ricos em restitos de rochasencaixantes metasedimentares.

Granada-hornblenda-biotita tonalito a granito com textura porfirítica (porfiroclástica) e forte foliação transcorrente. Suíte mistaenvolvendo domínios peraluminosos de granito tipo S, ricos em granada e domínios metaluminosos tipo I, ricos em hornblenda nãodiscriminados.

Hornblenda-biotita granito e granodiorito, foliado, porfirítico, associado a domínios peraluminosos de leucogranito tipo-S.

Hornblenda-clinopiroxênio-ortopiroxênio charnockito e norito com participação menor de quartzo diorito e quartzo mangerito degranulação média agrossa, com texturas magmáticas e discreta foliação. Ocorrem domínios granadíferos localizados.

Charnoquito Ubatuba (N 2iu).

Granito tipo C:granada-hornblenda-clinopiroxênio-ortopiroxênio charnockito de granulação grossa, textura magmática eqüigranular aporfirítica preservada, isótropo a foliado, associado a enderbito e norito.

Granito tipo-S com granada, muscovita e biotita, textura megaporfirítica (augen) com superposiçãode foliação tangencial em estado sólido. Xenólitos e restitos de paragnaisse são abundantes bem como intrusões de diques aplíti-cos tardios de leucogranito tipo S (co)

Fácies metaluminosa do Granito Corcovado com hornblenda e biotita como minerais acessórios;localmente com bolsões emanchas de granada-ortopiroxênio charnockito (pa).

Leucogranito tipo-S com muscovita, granada e biotita, de granulação média,textura granoblástica e fortefoliação tangencial. Xenólitos e restitos de paragnaisses são comuns (cv).

Granito tipo-S com granada, muscovita e biotita de granulação grossa, texturas granoblástica e porfirítica (augen) com fortefoliação transcorrente. Localmente podem ser observados domínios e "manchas" charnockíticas portadoras de granada eortopiroxênio. Xenolitos e restitos de paragnaisses parcialmente fundidos (migmatitos de injeção) ocorrem com freqüência.

Granito Santa Terezinha (N 2ds); Granito Carapebus (N 2dca); Granito Serra da Concórdia (N 2dsc).

Hornblenda-biotita granitóide de granulação grossa e composição expandida de tonalítica a granítica,composiçãocálcio-alcalina. Texturas e estruturas magmáticas preservadas com foliação tangencial em estado sólido superimposta.Localmente podem ser observados enclaves e paleodiques anfibolíticos.

Fácies marginal do Batólito Serra dos Órgãos constiutída por granada-hornblenda-biotita granodiorito, rico em xenólitos deparagnaisse parcialmente fundido e assimilado (migmatito de injeção). Intrusões tardias de leucogranito tipo-S são comuns.

Ortognaisse bandado, TTG, de granulação grossa, texturas porfiríticas recristalizadas e augen, com fortefoliação tangencial. Intercalações de metagabro e metadiorito deformados (anfibolito) ocorrem localizadamente. Intrusões de granadaleucogranitos tipo-S e de apófises de granitóides do Batólito Serra dos Órgãos ocorrem regionalmente.

Gnaisse Archer (N 1ra); Gnaisse Tingüi (N 1rt) Complexo Trajano de Morais (N 1rtm); Complexo CapimAngola(N 1rc).

Fácies homogênea, foliada, de composição tonalítica, intrudida por veios e bolsões de leucogranito tipo-S.

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: Granito Valão do Bambuí (N 3vb).

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