Upload
others
View
3
Download
0
Embed Size (px)
Citation preview
UNIVERSIDADE FEDERAL DE
OURO PRETO
ESCOLA DE MINAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM EVOLUÇÃO CRUSTAL
E RECURSOS NATURAIS
Geologia Estrutural/Tectônica
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do
Cinturão de Cavalgamentos da Serra do Espinhaço
por
Samuel Moreira Bersan
Orientador: André Danderfer Filho
Ouro Preto Março/2015
i
ANÁLISE ESTRUTURAL DO EMBASAMENTO E DA
COBERTURA NO EXTREMO NORTE DO CINTURÃO DE
CAVALGAMENTOS DA SERRA DO ESPINHAÇO
ii
iii
FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO
Reitor
Marcone Jamilson Freitas Souza
Vice-Reitor
Célia Maria Fernandes Nunes
Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação
Valdei Lopes de Araújo
ESCOLA DE MINAS
Diretor
Issamu Endo
Vice-Diretor
José Geraldo Arantes de Azevedo Brito
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Chefe
Fernando Flecha de Alkmim
iv
EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS NATURAIS
v
CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
ANÁLISE ESTRUTURAL DO EMBASAMENTO E DA COBERTURA
NO EXTREMO NORTE DO CINTURÃO DE CAVALGAMENTOS DA
SERRA DO ESPINHAÇO
Samuel Moreira Bersan
Orientador
André Danderfer Filho
Dissertação de Mestrado apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e
Recursos Naturais do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal
de Ouro Preto como requisito parcial à obtenção do Título de Mestre em Ciência Naturais, Área
de Concentração: Geologia Estrutural e Tectônica
OURO PRETO
2015
vi
Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br
Escola de Minas - http://www.em.ufop.br
Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/
Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita
35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais
Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606
Os direitos de tradução e reprodução reservados.
Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou
reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de direito
autoral.
ISSN 85-230-0108-6
Depósito Legal na Biblioteca Nacional
Edição 1ª
Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do
Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto
http://www.sisbin.ufop.br
B535a Bersan, Samuel Moreira.
Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão de
Cavalgamentos da Serra do Espinhaço [manuscrito] / Samuel Moreira Bersan. - 2015.
105f.: il.: color; tabs; mapas.
Orientador: Prof. Dr. André Danderfer.
Dissertação (Mestrado) - Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas.
Departamento de Geologia. Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e
Recursos Naturais.
Área de Concentração: Geologia Estrutural e Tectônica.
1. Espinhaço, Serra do (MG e BA). 2. Tectônica de placas. 3. Crátons. 4. Orógeno
Araçuaí (MG). I. Danderfer, André. II. Universidade Federal de Ouro Preto. III. Titulo.
CDU: 551.24
vii
viii
Dedicatória
Aos meus pais, irmãos e a Camila.
ix
x
xi
Agradecimentos
Na vida tudo que conseguimos depende de um conjunto de situações, ás vezes da sorte,
mais principalmente do apoio da família e dos amigos. Por isso desejo inicialmente agradecer a
todos que me ajudaram a tornar um sonho distante à realidade de hoje. À minha família e a
Camila pela confiança, carinho e fundamentais valores que trago em minha formação.
Ao professor e amigo André Danderfer por todo crédito, apoio, dedicação e pela
oportunidade que me concedeu de estar ao seu lado aprendendo, me mostrando os rumos certos
a serem tomados e desempenhando não somente papel de excelente orientador trabalhando junto
desde as etapas iniciais, durante os trabalhos de campo, até as finais de redação e edição do
texto.
Ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais,
Departamento de Geologia – UFOP, pela estrutura. Aos professores pela ajuda e valiosas
sugestões que vieram a enriquecer este trabalho, em especial ao professor Leonardo Lagoeiro.
Aos amigos do DEGEO, em especial ao Hugo, Leo, Kalango, Alice, Claudia, Taynara,
Glauco, Marco, Marcha pelas discussões geológicas e ajuda durante a realização deste trabalho.
Aos meus irmãos da Republica Chaparral por todos os inesquecíveis momentos.
À Coordenação de Aperfeiçoamento Pessoal de Nível Superior (CAPES), pela
concessão da bolsa de mestrado; à Fundação de Amparo à Pesquisa de Minas Gerais
(FAPEMIG) pelo suporte financeiro deste trabalho; ao IEF-MG, em especial ao todo o corpo
técnico do Parque Estadual Caminho dos Gerais, por todo o suporte e companhia durante a
realização das árduas campanhas de campo.
Aos amigos de Monte Azul e Gameleiras por tornarem agradáveis as estadias durante os
trabalhos de campo.
A todos que de alguma forma, direta ou indiretamente, possibilitaram a execução deste
trabalho, meu muito obrigado!
xii
xiii
Sumário
Dedicatória ................................................................................................................................................. vi
Agradecimentos ......................................................................................................................................... xi
Sumário .................................................................................................................................................... xiii
Lista de Figuras ........................................................................................................................................ xv
Resumo ...................................................................................................................................................... xv
Abstract ................................................................................................................................................... xvii
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO ............................................................................................................... 1
1.1 –Apresentação ................................................................................................................................... 1
1.2 –Localização da área ......................................................................................................................... 2
1.3 –Aspéctos fisiográficos...................................................................................................................... 3 1.3.1 –Clima ........................................................................................................................................ 3 1.3.2 –Vegetação ................................................................................................................................. 3 1.3.3 –Hidrografia ............................................................................................................................... 3 1.3.4 –Usos e ocupação do solo ........................................................................................................... 4
1.4 –Natureza do problema ...................................................................................................................... 5
1.5 –Objetivos ......................................................................................................................................... 8
1.6 –Materiais e métodos ......................................................................................................................... 8
1.6 –Organização da dissertação ............................................................................................................. 9
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL ............................................................................................ 11
2.1 –Contexto geotectônico ................................................................................................................... 11 2.1.1 –O cráton São Francisco ........................................................................................................... 11 2.1.2 –A faixa Araçuaí....................................................................................................................... 12
2.2 –Trabalhos anteriores ...................................................................................................................... 13
2.3 –Quadro estratigráfico ..................................................................................................................... 14 2.3.1 –Unidades do embasamento ..................................................................................................... 18 2.3.2 –Intrusivas máficas ................................................................................................................... 19 2.3.3 –Supergrupo Espinhaço ............................................................................................................ 19 2.3.4 –Grupo Macaúbas ..................................................................................................................... 21 2.3.5 –Grupo Bambuí ........................................................................................................................ 22 2.3.6 –Cobertura Cenozoica .............................................................................................................. 23
2.4 –Arcabouço estrutural ..................................................................................................................... 23
2.5 –Evolução geológica da faixa Araçuaí ............................................................................................ 27
CAPÍTULO 3 - THE ROLE OF BASEMENT TECTONIC INVERSION IN THE
DEFORMATION OF THE SEDIMENTARY COVER WITHIN THE NORTHERN ARAÇUAÍ
BELT, BRAZIL ........................................................................................................................................ 31
3.1 –Introduction ................................................................................................................................... 32
3.2 –Geological setting of the studied area ............................................................................................ 35
3.3 –Structural analysis ......................................................................................................................... 39 3.3.1 –Structural framework .............................................................................................................. 39 3.3.2 –Bedding and linearion on bedding .......................................................................................... 40 3.3.3 –Foliation and related lineation ................................................................................................ 40
3.3.3.1 –S1 foliation and related lineation ..................................................................................... 40 3.3.3.2 –Sn foliation and related lineation ..................................................................................... 42 3.3.4 –Shear zones ............................................................................................................................. 43 3.3.5 –Folds on outcrop scale ............................................................................................................ 44
xiv
3.3.6 –Faults ...................................................................................................................................... 44 3.3.7 –Veins systems ......................................................................................................................... 45
3.3.8 –Fractures ................................................................................................................................. 47
3.4 –Structural domains ......................................................................................................................... 47
3.4.1 –Structural domain I ................................................................................................................. 49 3.4.2 –Structural domain II ................................................................................................................ 51 3.4.3 –Bocaina-Grama shear zone ..................................................................................................... 51
3.4.4 –Structrual domain III .............................................................................................................. 52
3.4.4.1 –Structural sector IIIa ........................................................................................................ 52 3.4.4.2 –Structural sectors IIIb and IIIc ........................................................................................ 52 3.4.4.3 –Structural sectors IIId and IIIe ........................................................................................ 53 3.4.5 –Structural domain IV ............................................................................................................... 54
3.4.6 –Structrual domain V ................................................................................................................ 54
3.5 –Structural analysis of shear zones .................................................................................................. 54
3.5.1 –Kinematics of shear zones on the outcrops ............................................................................. 54 3.5.2 –Microstructures and deformation mechanisms ....................................................................... 55 3.5.3 –Quartz CPO analysis ............................................................................................................... 56
3.5.4 –Kinematic analysis at the microscale ...................................................................................... 57
3.6 –Paleostress analysis ....................................................................................................................... 58
3.6.1 –Veins systems ......................................................................................................................... 59 3.6.2 –Lineation on bedding .............................................................................................................. 59 3.6.3 –Shear zones ............................................................................................................................. 59
3.7 –Discussion ..................................................................................................................................... 61
3.7.1 –Interpretation of the structural evolution ................................................................................ 61 3.7.1.1 –Espinhaço rifting event ................................................................................................... 61 3.7.1.2 –Macaúbas rifting event .................................................................................................... 62 3.7.1.3 –Tectonic inversion event ................................................................................................. 66 3.7.2 –Metamorphism ......................................................................................................................... 70
3.7.3 –Tectonic positioning of studied area ........................................................................................ 71
3.8 –Conclusions ................................................................................................................................... 73
CAPÍTULO 4 – DISCUSSÕES ADICIONAIS ...................................................................................... 75
4.1 –Clivagem de fratura no setor ocidental da serra Central ................................................................ 75
4.2 –Contato entre o acamamento e o embasamento na terminação sul da serra Central ...................... 76
4.3 –O limite cráton-faixa móvel na região meridional da serra Central ............................................... 77
4.4 –Desenvolvimento das falhas transversais na serra Central ............................................................ 78
4.5 –Controle tectônico regional da saliência intraorogênica ................................................................ 79
4.6 –Desenvolvimento da zona de cisalhamento Bocaina-Grama ......................................................... 81
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÕES ............................................................................................................. 83
Referências ................................................................................................................................................ 85
Apêndices .................................................................................................................................................. 95
xv
Lista de Figuras
Figura 1.1: Localização da área com respectiva abrangência nas folhas cartográficas ....................... 2
Figura 1.2: Mapa hidrográfico da área de pesquisa ................................................................................ 4
Figura 1.3: Mapas geológico-estrutural regionais com localização da área de pesquisa no interior do
domínio cratônico ....................................................................................................................................... 6
Figura 1.4: Mapas geológico-estrutural regionais com localização da área de pesquisa no interior da
faixa de dobramentos Araçuaí .................................................................................................................. 7
Figura 2.1: Mapa tectônico da porção oeste do Orógeno Araçuaí ....................................................... 13
Figura 2.2: Mapas geológicos confeccionados por Drumond et al. (1980) e Knauer et al. (2007) ..... 16
Figura 2.3: Mapas geológicos confeccionados por Fernandes et al. (1982) e Souza et al. (2004) ....... 17
Figura 2.4: Domínios e subdomínios estruturais propostos por Bertoldo (1993) ............................... 24
Figura 2.5: Perfil esquemático regional E-E’ apresentado por Cruz & Alkmim (2006) .................... 25
Figura 2.6: Arcabouço estrutural da área obtido a partir da compilação de trabalhos realizados no
entorno da área de pesquisa .................................................................................................................... 26
Figura 2.7: Modelo evolutivo do orógeno Araçuaí-Congo Ocidental, segundo a tectônica quebra
nozes........................................................................................................................................................... 29
Figura 3.1: Tectonic context of the study area ....................................................................................... 34
Figura 3.2: Simplified geological map of the study area ....................................................................... 37
Figura 3.3: Main features of beddind in Espinhaço Supergroup coverage ......................................... 41
Figura 3.4: Key features of S1 foliation in the coverage of Espinhaço Supergroup and Macaúbas
Group......................................................................................................................................................... 42
Figura 3.5: Main features of Sn foliation in the crystalline basement rocks ........................................ 43
Figura 3.6: Main features of Sm foliation developed in the shear zones............................................... 44
Figura 3.7: Structural framework observed from aerial images and from survey data .................... 45
Figura 3.8: Main folds in outcrop scale .................................................................................................. 46
Figura 3.9: Schematic draw illustrating the structural elements present in the western edge of the
Central range ............................................................................................................................................ 47
Figura 3.10: Positioning of the structural domains ............................................................................... 48
Figura 3.11: Structural diagrams for planar and linear structures presents in structural domains I,
II, III, IV, and in Bocaina-Grama shear zone. ....................................................................................... 50
Figura 3.12: Microstructures, deformation mechanisms and main kinematic indicators of shear
zones........................................................................................................................................................... 56
Figura 3.13: Equal area projection of quartz lattice preferred orientations ....................................... 58
Figura 3.14: Conjugated en-échelon veins systems observed in meta-sandstones of the Espinhaço
Supergroup outcropping in Central range ............................................................................................. 60
Figura 3.15: Equal area lower hemisphere polar projection of incremental shortening (P-axes) and
extent (T-axes) axes .................................................................................................................................. 61
Figura 3.16: Hypothetical paleogeographic and tectonic models to explain the structural evolution
of the area .................................................................................................................................................. 65
Figura 3.17: Slip linear plot of LS0 and a schematic draw illustrating the LS0 development in the
rollover structure ...................................................................................................................................... 66
Figura 4.1:Aspecto da superfície de clivagem de fratura desenvolvida na borda oeste da serra
Central ....................................................................................................................................................... 76
xvi
Figura 4.2:Vista da terminação sul da serra Central a partir de imagem satelital ............................ 77
Figura 4.3:Mapa geológico e mapa esquemático de altos e baixos do embasamento no contexto do
cráton São Francisco ................................................................................................................................ 80
Lista de Tabelas
Tabela 2.1: Estratigrafia comparativa para a cobertura na região da serra do Ginete. .................... 15
Tabela 2.2: Estratigrafia comparativa para a cobertura na região da serra Central. ....................... 15
xvii
Resumo
Buscando um melhor entendimento das relações entre deformação do embasamento e da
cobertura em cinturões orogênicos, foi desenvolvido um levantamento estrutural na porção
noroeste da faixa Araçuaí, marginal ao cráton São Francisco. A análise estrutural convencional
aliada a estudos microestruturais e de paleotensões permitiram interpretar três eventos
tectônicos: dois extensionais referentes à implantação dos riftes Espinhaço (Mesoproterozoico)
e Macaúbas (Neoproterozoico), e um compressional, com encurtamento crustal polarizado para
WNW durante a orogênese Brasiliana (Ediacariano). Sistemas de veios e deslizamentos
interestratais de natureza extensional permitiram interpretar uma tectônica transtrativa dextral
para o rifte Macaúbas. A geometria extensional desta bacia controlou a inversão tectônica e o
estilo deformacional impresso nas rochas do embasamento e da cobertura a leste da borda de
falha principal. Foram caracterizadas zonas de cisalhamento reversas de médio a alto ângulo no
embasamento, com trajetória curva definindo uma saliência irrotacional. Estruturas
compressionais N-S a transpressionais sinistrais ocorrem sobre a cobertura na zona apical da
saliência. Os resultados obtidos mostraram que a deformação na porção oriental da região é
marcada em parte pelo envolvimento do embasamento na deformação da cobertura. A oeste da
borda de falha do rifte Macaúbas ocorre apenas uma deformação thin-skinned, com
descolamento sobre o embasamento cratônico.
xviii
xix
Abstract
To better understand the relationship between basements and cover deformation in orogenic
belts, a structural survey was developed in the northwestern portion of the Araçuaí fold and
thrust belt adjacent to the São Francisco craton. A conventional structural analysis, combined
with microstructural and paleostress studies, allowed the interpretation of three tectonic events:
two extensional events, which were related to the implementation of the Espinhaço
(Mesoproterozoic) and Macaúbas (Neoproterozoic) rifts, and a compressional event, which
experienced crustal shortening polarized to the WNW, during the Brazilian orogenesis
(Ediacaran). Vein systems and layer parallel slip with an extensional nature allowed the
interpretation of dextral transtensional tectonics for the Macaúbas rift. The extensional geometry
of this basin has controlled the tectonic inversion and deformational style printed on the
basement and cover rocks to the east of the master fault edge. Reverse shear zones with medium
to high angles were identified in the basement, with curved trajectories defining an irrotational
salience. N-S compressional to sinistral transpressional structures occur along the coverage in
the apical zone of the salience. The obtained results showed that the deformation in the eastern
portion of the region is partly marked by the involvement of the basement in the cover
deformation. To the west of the Macaúbas rift, the master fault only occurs as thin-skinned
deformation, detached over the cratonic basement.
Capítulo 1
INTRODUÇÃO
1.1. APRESENTAÇÃO
O presente trabalho tem como foco de pesquisa as sucessões de rochas metasedimentares que
ocorrem nos domínios fisiográficos das serras do Ginete e Central, além de rochas do embasamento
cristalino aflorantes entre as serras Central e Geral, região esta situada no extremo norte de Minas
Gerais, imediatamente a oeste do município de Monte Azul.
As serras do Ginete e Central ocorrem no setor central da serra do Espinhaço, a oeste da serra
Geral, ao longo do bordo noroeste da faixa Araçuaí, junto ao limite oriental do cráton São Francisco.
De acordo com Alkmim et al. (1993) o estilo estrutural da faixa Araçuaí é marcado pelo envolvimento
do embasamento na deformação da cobertura; sobre o cráton, a deformação seria do tipo thin-skinned
ao longo de uma faixa do antepaís.
O conhecimento litoestratigráfico da área em questão provém de alguns projetos de
mapeamento regional, com destaque para os trabalhos de Costa et al.(1976) e Drumond et al.(1980).
De forma geral na serra do Ginete ocorrem quartzitos ao passo que na serra Central, arenitos com
intercalações localizadas de pelitos. A evolução da bacia de sedimentação é baseada no trabalho de
Schobbenhaus (1993 e 1996) para a serra Geral, onde se concluiu que a região foi afetada pela
tectônica relativa ao evento Brasiliano, marcada por evidente deformação tangencial compressional.
Knauer et al.(2007) realizam um mapeamento da folha Monte Azul, em escala 1:100.000, englobando
a serra do Ginete e uma pequena parte da serra Central.
Em linhas gerais foram conduzidos trabalhos de levantamento e análise estrutural nos
domínios do embasamento e da cobertura sedimentar, sobretudo ao longo de seções transversais, com
o intuito de compreender a história geológica deste segmento. Além disso, buscou-se entender as
relações estruturais entre a deformação da cobertura e do embasamento envolvido na zona limítrofe
entre o cráton São Francisco e a faixa Araçuaí. Os resultados aqui alcançados permitiram a ampliação
do conhecimento sobre a evolução tectônico-estrutural do paleocontinente São Francisco e forneceram
maior sustentação para uma definição mais precisa do limite entra a faixa Araçuaí e o cráton São
Francisco nessa região.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
2
1.2. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA
A área de estudo define um polígono com cerca de 3600 Km2 localizado no extremo norte de
Minas Gerais (Figura 1.1). Envolve os municípios de Mato Verde, Catuti, Gameleiras, Espinosa e
Monte Azul (sede logística para a realização dos trabalhos de campo), englobando o Parque Estadual
Caminho dos Gerais. Abrange quatro folhas topográficas na escala 1:100.000, elaboradas pelo IBGE:
Rio Verde Pequeno (SD.23-Z-B-IV), Espinosa (SD.23-Z-B-V), Gameleira (SD.23-Z-D-I) e Monte
Azul (SD.23-Z-D-II); e é limitada pelos meridianos 42°45’ e 43°15’ W e paralelos 14°45’ e 15°30’ S.
Distante cerca de 750 Km de Ouro Preto o acesso à região é feito a partir das rodovias pavimentadas
BR-356 (Rodovia dos Inconfidentes) indo em direção a Belo Horizonte, devendo-se entrar na BR-040,
em direção a Brasília, até o trevo de Curvelo, onde se segue para norte pela BR-135 até a cidade de
Montes Claros. Em seguida, toma-se a BR-122 no sentido Espinosa, passando por Janaúba,
Porteirinha, Mato Verde até a cidade de Monte Azul. Completam o sistema viário inúmeras estradas
vicinais que interligam as localidades, distritos, vilas e fazendas da região.
Figura 1.1 - Localização da área com respectiva abrangência nas folhas cartográficas em escala 1:100.000
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
3
1.3. ASPECTOS FISIOGRÁFICOS
1.3.1. Clima
As serras do Ginete e Central, assim como a serra Geral, são as principais feições de relevo da
região. De acordo com Knauer et al.(2007) dois principais tipos climáticos ocorrem nas proximidades
do município de Monte Azul, sendo estes: tropical, característico de regiões quentes e úmidas,
apresentando estação seca bem acentuada, e mesotérmico de altitude, com verões quentes e chuvosos e
invernos secos. A serra do Espinhaço funciona, ao menos localmente, como uma barreira física
natural, dividindo a região em dois domínios distintos: um na porção leste, onde a intensidade de
chuvas é maior e as temperaturas mais amenas e o outro, na porção oeste, com chuvas escassas
durante o inverno, temperaturas mais elevadas e vegetação pobre.
1.3.2. Vegetação
A vegetação, ainda que descaracterizada pela ação antrópica, é representada pelo cerrado na
porção oriental e pela caatinga arbórea na parte ocidental. Segundo o IBGE (2004), na área podem ser
verificados os seguintes tipos de coberturas vegetais: a) vegetação secundária e atividades agrárias em
antiga floresta estacional decidual; b) savana arborizada ou campo cerrado; e c) savana
estépica/floresta estacional.
De acordo com Drumond et al. (1980) a ocorrência das coberturas vegetais são controladas
pela altitude, sendo que nas partes rebaixadas tem-se o desenvolvimento de vegetação do tipo
caatinga, podendo-se apresentar mesclada com matas latifoliadas. Já nas regiões de cotas
significativamente mais elevadas, como nas encostas das serras Central, Ginete e Geral, a vegetação
presente é do tipo cerrado, caracterizada por árvores tortuosas de pequeno porte.
1.3.3. Hidrografia
A hidrografia constitui-se de tributários da bacia hidrográfica do Rio São Francisco, sub-bacia
do Rio Verde Grande (Figura 1.2). De acordo com a carta topográfica gerada pelo IBGE (1974) na
escala 1:100.000, destacam-se na área a presença de rios e córregos transversais ao trend estrutural
principal das serras a serem investigadas. Os principais cursos hidrográficos são representados pelos
rios Cana Brava, Mamonas e Tabuleiro e pelos córregos Coronel, Gameleiras, Boqueirão Encantado,
Laranjeiras, Landim, Aginete, Urubu e do Meio além do riacho do Carro Brejo e do ribeirão Bom
Sucesso. O caminhamento a ser realizado durante as etapas de aquisição de dados de campo será
realizado, na maioria das vezes, através dessas drenagens.
1.3.4. Usos e ocupação do solo
A ocupação do solo na região é marcada pela presença de estabelecimentos agropecuários. A
partir do levantamento realizado pelo IBGE (2004), o uso da terra na região de Monte Azul,
Gameleiras, Catuti e Espinosa é dado por: área urbanizada (região das sedes municipais), pastagens
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
4
plantadas, pastagens com matas e/ou florestas além de áreas com ocupações por estabelecimentos
agropecuários, matas e/ou florestas naturais e pastagens com lavouras.
Figura 1.2 - Mapa hidrográfico e posicionamento da área de pesquisa em relação à bacia hidrográfica do
rio São Francisco.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
5
1.4. NATUREZA DO PROBLEMA
O presente estudo é justificado pela escassez de pesquisas direcionadas à evolução estrutural
nesse segmento da faixa Araçuaí. Um fator controverso na geologia da área é o seu posicionamento
em relação ao cráton São Francisco e à faixa Araçuaí. Alguns trabalhos de abordagem regional, como
os de Almeida (1977, 1981) e Cruz & Alkmim (2006) posicionam a região estudada dentro dos limites
do cráton São Francisco, ou seja, admitem uma deformação do tipo thin-skinned para esse segmento
(Figura 1.3 B). Alkmim et al. (1993) posicionam o polígono de pesquisa no sudoeste do corredor do
Paramirim (Figura 1.3 A), sendo este definido como um corredor de deformação brasiliana
correspondente à inversão de um rifte intracratônico. Em contrapartida, nos estudos de Alkmim et al.
(2007) e Pedrosa-Soares et al. (2007) a área é definida no interior da faixa Araçuaí, assumindo então
que a deformação presente nas rochas supracustais seria observada também no embasamento (Figura
1.4). Bertoldo (1993), ao estudar a região norte da Serra Central, constatou que as rochas do
embasamento participaram de maneira ativa na deformação das rochas supracrustais, apresentando
comportamento dúctil-rúptil. Esse foi o único trabalho de análise estrutural realizado na região, sendo
necessários estudos aprofundados na porção meridional da serra Central e na área de embasamento
para um melhor entendimento acerca do posicionamento geotectônico dessa região.
A área foco de estudo é inserida na porção norte do Cinturão de Cavalgamentos da Serra do
Espinhaço (Alkmim et al., 2006) e se oferece como uma região atrativa para a investigação de
processos deformacionais em níveis estruturais intermediários de um orógeno. Nessa área, o
paralelismo entre os trends estruturais do embasamento e da cobertura aflorante nas serras Central e de
Monte Alto parece indicar que a deformação compressional atuante é controlada por estruturas
preexistentes do embasamento. Questões acerca dos mecanismos de acomodação do encurtamento
crustal responsável pela estruturação feixes de cisalhamento retilíneos, curvos e transversais, bem
como o papel de antigas estruturas no processo da inversão tectônica brasiliana, permanecem em
aberto e, certamente, dificultam uma definição mais precisa do limite entre a faixa móvel Araçuaí e o
cráton São Francisco neste local. Os estudos apresentados neste trabalho têm por objetivo a elaboração
de um modelo tectônico que explique as relações deformacionais entre embasamento e cobertura, a
origem de trends estruturais curvos e as distintas variações no arcabouço morfoestrutural das serras
Central e de Monte Alto, de forma a contribuir para um melhor entendimento do papel do
embasamento na deformação da cobertura em cinturões orogênicos, bem como elucidar as relações
entre tectônica formadora de bacia e inversão tectônica em níveis crustais intermediários.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
6
Figura 1.3 – Mapas geológico-estrutural regionais mostrando a localização da área de pesquisa no interior
do domínio cratônico. A) Alkmim et al.(1993); B) Cruz & Alkmim (2006).
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
7
Figura 1.4 - Mapas geológico-estrutural regionais mostrando localização da área de pesquisa no interior
da faixa de dobramentos Araçuaí. A) Pedrosa Soares et al.(2007); B) Alkmim et al.(2007).
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
8
1.5. OBJETIVOS
O presente projeto teve por objetivo desenvolver trabalhos de análise estrutural na sucessão de
rochas supracrustais aflorantes na região da Serra Central, buscando entender a evolução estrutural do
bordo noroeste da faixa Araçuaí. Em adição avaliou-se o padrão deformacional impresso nas rochas
adjacentes do embasamento.
As atividades desenvolvidas para a realização deste trabalho traduzem os seguintes objetivos
específicos:
Caracterização e análise estrutural da deformação impressa na cobertura e no seu
embasamento;
Caracterização a análise microestrutural de rochas deformadas da cobertura sedimentar e do
embasamento para o entendimento dos mecanismos deformacionais e do grau de
metamorfísmo atuantes;
Contextualização da deformação da área dentro ou fora da faixa Araçuaí, com base no
entendimento do papel do embasamento na deformação da cobertura, bem como
caracterização da passagem desta deformação para a zona cratônica, caso existente.
1.6. MATERIAIS E MÉTODOS
A seguir são descritas as principais atividades realizadas dentro do escopo da presente
pesquisa:
A) Levantamento bibliográfico:
Foi realizada uma extensa pesquisa bibliográfica acerca da geologia das serras Central, do
Ginete e Geral, com vistas à análise do estado do conhecimento da área e à elaboração de um capítulo
de Geologia Regional da dissertação. A principal base de consulta foi projeto Porteirinha-Monte Azul
(Drumond et al. 1980), por ser o mais abrangente de todos e de melhor resolução cartográfica
(1:50.000).
Visando o entendimento dos métodos a serem aplicados durante a realização da pesquisa,
realizou-se a leitura de textos e artigos com temas relacionados a análise estrutural e a utilização de
dados do eixo-c de quartzo para interpretações cinemáticas e metamórficas.
B) Aquisição de dados e interpretação de imagem do Google Earth:
Concomitantemente ao levantamento bibliográfico, foi realizada uma compilação de dados
cartográficos disponívies para a área (incluindo mapas geológicos topográficos), além da interpretação
de imagens de satélite via software Google Earth. A interpretação estrutural envolveu o
reconhecimento de traços de acamamento, de foliação e de fratura, além de lineamentos estruturais,
contatos geológicos e traços de falhas. Os dados foram organizados através do ArcView 10.0.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
9
C) Levantamento estrutural de seções
Foram levantados dados estruturais para compor pelo menos três seções geológicas (porção
norte, central e sul), dispostas ao longo de drenagens e trilhas transversais ao trend estrutural principal.
No total foram descritas cerca de 450 estações geológicas durante 55 dias de trabalhos de campo. As
bases logísticas para as atividades de campo foram situadas nos municípios de Monte Azul e
Gameleiras.
Uma intensiva aquisição de dados estruturais, além de uma descrição precisa das estruturas
geométricas (planares e lineares) presentes na região (análise descritiva) foi realizada e posteriormente
tratada. Esses dados serviram como base para as análises cinemáticas (interpretação dos movimentos
deformacionais responsáveis pelo desenvolvimento das estruturas) e dinâmicas (interpretação dos
movimentos deformacionais em termos dos esforços responsáveis pela formação das estruturas). Tais
métodos são enfatizados por Davis (1984) para uma análise estrutural detalhada.
D) Organização e tratamento de dados
Após as atividades de campo foram elaborados mapas temáticos no ArcView 10.0, incluindo
mapas litoestruturais e de linha de forma estrutural, além de seções litoestruturais representativas da
serra Central e do Ginete.
Com os dados obtidos através da análise estrutural descritiva serão elaborados e analisados
diagramas estruturais de rosáceas e estereográficos produzidos por meio dos softwares OpenStereo
(versão 0.1.2f), GEOriente (versão 9.5.0) e Faultkin (versão 7.2.9).
E) Análise estrutural
Com base nos dados estruturais obtidos em campo, tais como acamamento, foliações,
lineações, sistemas de falhas, zonas de cisalhamento, além de padrões de fraturas e veios, foram
elaborados estereogramas para a caracterização geométrica e espacial dos elementos estruturais. A
análise cinemática foi feita com base em indicadores cinemáticos vistos em campo e a partir de
análises microestruturais, na obliquidade (rake) estrutural da lineação, disposta sobre estruturas
planares, e a partir de estudos de eixo-c de quartzo efetuados em milonitos presentes na região do
embasamento. Já a análise dinâmica foi inferida a partir de sistemas de veios e pelos eixos cinemáticos
incrementais de encurtamento (P) e extensão (T).
Em paralelo, análises microscópicas foram realizadas em 30 amostras deformadas do
embasamento e da cobertura de modo a caracterizar microestruturas e processos metamórficos
atuantes na área, sobretudo quando associados com falhamentos.
F) Análises de eixo-c de quartzo
Para auxiliar as interpretações cinemáticas, e buscando uma melhor caracterização do grau
metamórfico atuante, foram realizadas em três amostras de zonas de cisalhamento presentes do
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
10
embasamento um estudo da orientação cristalográfica preferencial em cristais de quartzo. As análises
foram realizadas no Laboratório de Microscopia e Microanálises (MICROLAB - DEGEO/UFOP) pelo
método de difração de elétrons retroespalhados (EBSD). A preparação das amostras foi feita segundo
enfatizado por Gonçalves and Lagoeiro (2009).
1.7. ORGANIZAÇÃO DA DISSERTAÇÃO
O corpo da dissertação é formado por 5 capítulos denominados, em ordem: Introdução,
Geologia Regional, Análise Estrutural, Discussões Adicionais e Conclusões.
O capítulo introdutório realizará uma apresentação geral das características da área, onde se
inserem os objetivos do projeto, além das questões motivadoras e da metodologia aplicada no
desenvolver do trabalho.
O capítulo 2 apresenta os principais aspectos geológicos da área, descrevendo as
características litoestratigráficas, estruturais e sua contextualização geotectônica .
Os capítulos 3 abordará os resultados e as discussões da análise estrutural descritiva,
cinemática e dinâmica das estruturas deformacionais observadas na região do trabalho. Esse capítulo é
constituido pelo paper submetido ao periódico Journal of Structural Geology.
No quarto capítulo uma discussão adicional englobando assuntos não abordados no paper é
apresentada. Nesse capítulo são expostas algumas questões acerca da evolução estrutural da área que
permanecem incertas.
Por fim, tem-se o capítulo onde as principais conclusões obtidas no decorrer da realização
desse estudo são levantadss.
Capítulo 2
GEOLOGIA REGIONAL
2.1. CONTEXTO GEOTECTÔNICO
Posicionada na região setentrional do cinturão de cavalgamentos da Serra do Espinhaço
(Alkmim et al. 2006), a área de pesquisa situa-se na região limítrofe entre a porção oriental do cráton
São Franscisco e a região noroeste da faixa de dobramentos brasiliano Araçuaí. De acordo com
Alkmim et al. (1993) o estilo estrutural da faixa Araçuaí é marcado pelo envolvimento do
embasamento na deformação da cobertura; sobre o cráton, a deformação seria do tipo thin-skinned ao
longo de uma faixa do antepaís.
2.1.1. O cráton São Francisco
O cráton São Francisco situa-se na região leste do Brasil, enquadra-se no contexto da
plataforma Sul Americana e compõe parte do escudo Atlântico, tendo-se consolidado como segmento
litosférico no arqueano e poupado dos efeitos da orogenia Brasiliana (Almeida 1977).
Estudos de reconstruções do supercontinente Gondwana realizados por Porada (1989),
Trompette (1994), Daziel (1997), dentre outros, aliado a dados paleomagnéticos obtidos por D’Agrella
& Pacca (1998) e Renne et al. (1990), sugerem que antes da abertura do Atlântico sul, no Cretáceo, o
cráton São Francisco estaria unido a uma contraparte africana, o cráton do Congo. Esse cráton único,
denominado de cráton São Francisco-Congo, apresentaria um formato aproximadamente semelhante a
um “U” invertido (Alkmim et al. 2006). Outro fator que corrobora essa teoria é a correspondência
entre a faixa brasiliana Araçuaí com a faixa panafricana Oeste Congolesa (Tack et al. 2001).
Durante a formação do supercontinente Gondwana no Neoproterozóico, o cráton São
Francisco-Congo juntamente com os demais crátons situados nos continentes sul-americano e africano
se aglutinaram através de uma série de colisões diacrônicas dando origem aos cinturões orogênicos
brasilianos que contém as faixas de dobramentos e cavalgamentos que definem os limites dos crátons.
Tais limites, segundo Alkmim et al. (1993), correspondem a falhas reversas de grande rejeito, com
mergulho variável, e podem estar associados a sistemas transcorrentes. As faixas limítrofes brasilianas
correspondem aos cinturões de dobras de falhas de cavalgamento Brasília, Rio Preto, Riacho do
Pontal, Sergipano e Araçuaí.
Almeida (1977) define como embasamento do cráton São Francisco rochas Arqueanas e
Paleoproterozoicas mais antigas que 1.8 Ga, considerando então as unidades supracrustais como
rochas com idades mais jovens. Alkmim et al. (1993) distinguem a cobertura cratônica em uma
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
12
sucessão meso a neoproterozoica, englobando as unidades litoestratigráficas dos supergrupos
Espinhaço e São Francisco, e outra fanerozoica.
Levando em consideração a geometria e a deformação das coberturas proterozoicas, a área
cratônica é dividida em dois domínios que se juntam ao longo de um corredor de deformação, o
corredor do Paramirim (Alkmim et al. 1993). Tais domínios, poupados de deformação significativa e
denominados domínio I e II, apresentam cinturões de antepaís com vergências centrípetas, enquanto o
corredor do Paramirim apresenta vergência centrifuga (Figura 1.3 A). No contexto do compartimento
central do cráton São Francisco, isto é, na porção do cráton posicionada a oeste do corredor do
Paramirim, é observado a partir de mapas bouguer que um grande baixo estrutural do embasamento,
denominado de Baixo de Pirapora, separa dois altos do embasamento; o Alto de Januária junto ao
limite NE da bacia do São Francisco, e o Alto de Sete Lagoas a sul (Alkmim & Martins-Neto 2001).
2.1.2. A faixa Araçuaí
A faixa Araçuaí margeia toda a borda oriental do cráton São Francisco e corresponde à porção
mais externa do orógeno neoproterozóico homônimo. Tal orógeno teve seu desenvolvimento
confinado em um ambiente de golfo, parcialmente oceanizado e articulado com aulacógenos (Pedrosa-
Soares & Noce 1998, Pedrosa-Soares et al. 1992 e 2001, Alkmim et al. 2006) e foi dividido por
Alkmim et al. (2006 e 2007) em dez compartimentos tectônicos distintos, caracterizados em função de
sua orientação espacial, significado cinemático e história de nucleação das estruturas dominantes
(Figura 2.1). Tais compartimentos são: i) o cinturão de cavalgamentos da Serra do Espinhaço
Meridional; ii) a zona de cisalhamento da Chapada Acauã; iii) a zona de dobramentos de Salinas; iv) o
corredor transpressivo de Minas Novas; v) a saliência do Rio Pardo; vi) o bloco de Guanhães; vii) a
zona de cisalhamento Dom Silvério; viii) a zona de cisalhamento de Itapebi; ix) o núcleo cristalino; e
(x) a faixa Oeste-Congolesa.
Envolvendo o embasamento arqueano/paleoproterozóico, rochas da cobertura meso a
neoproterozoicas dos supergrupos Espinhaço e São Francisco e intrusões máficas pós-Espinhaço, o
cinturão de cavalgamentos da Serra do Espinhaço se apresenta posicionado na borda leste do cráton
São Francisco, com direção geral meridiana e uma extensão de aproximadamente 700 km. Esse
compartimento, segundo Alkmim et al. (1996) apresenta também uma extensão no interior do cráton
onde o embasamento não se encontra envolvido, sendo entendido como um cinturão epidérmico de
antepaís do orógeno Araçuaí. Em geral, o cinturão de cavalgamentos da Serra do Espinhaço apresenta
vergência em direção ao cráton São Francisco, sendo o arcabouço estrutural dominado por falhas de
empurrão e dobras de orientação N-S, além de lineações de estiramento E-W e indicadores
cinemáticos indicando transporte tectônico para oeste (Uhlein 1991, Dussin & Dussin 1995, Grossi
Sad et al. 1997, Alkmim et al. 2006). Sua terminação a extremo norte ocorre no limite sul do
aulacógeno do Paramirim, sendo que as porções mais internas são rotacionadas para NE-E e
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
13
caracterizam a saliência Rio Pardo (Cruz & Alkmim 2006); por sua vez, a terminação sul compreende
a porção leste do Quadrilátero Ferrífero (Almeida 1977, Peres et al. 2004).
Figura 2.1 - Mapa tectônico da porção oeste do Orógeno Araçuaí, com destaque para seus
compartimentos e grandes zonas de cisalhamento. SE: cinturão de cavalgamentos da Serra do Espinhaço
Meridional; CA: zona de cisalhamento da Chapada Acauã; S: zona de dobramentos de Salinas; MN:
corredor transpressivo de Minas Novas; RP: saliência do Rio Pardo e zona de interação com o aulacógeno
do Paramirim; I: zona de cisalhamento Itapebi (Alkmim et al. 2007).
2.2. TRABALHOS ANTERIORES
Pode-se dizer que a região estudada é carente em estudos de detalhes quando comparada a
outros domínios da sequência Espinhaço, sendo que a maioria dos trabalhos provém de mapeamentos
geológicos básicos com escalas que variam de 1:50.000 a 1:1.000.000.
O Projeto Leste do Tocantins-Oeste do Rio São Francisco - LETOS, executado na escala
1:250.000 pela PROSPEC S/A para o Convênio DNPM/CPRM (Costa et al. 1976), foi o primeiro
trabalho de mapeamento básico realizado na região de pesquisa. O referido projeto cobre toda a área
investigada e se estende por uma vasta região, envolvendo parte dos estados de Minas Gerais, Goiás,
Bahia, Maranhão e Piauí.
A primeira compilação de dados geológicos da folha SD-23 Brasília foi realizada por Bruni et
al. (1976) em escala de 1:1.000.000, sendo apresentada na Carta Geológica do Brasil ao Milionésimo.
Outros trabalhos em escala 1:1.000.000 utilizados como fonte de consulta são o Projeto
RADAMBRASIL - folha SD-23 (Fernandes et al. 1982), o mapa geológico de Minas Gerais realizado
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
14
pela COMIG (Pedrosa Soares et al. 1994) e a folha SD-23 do programa Geologia do Brasil – GIS-
Brasil, sob supervisão de Souza et al. (2004).
O Projeto Porteirinha-Monte Azul (Drumond et al. 1980), realizado pelo convênio
DNPM/CPRM, constitui a principal fonte de pesquisa, sendo o trabalho de melhor resolução
cartográfica (1:50.000) abrangendo quase toda a área de estudo, não envolvendo apenas a porção norte
da região investigada. Esses autores descrevem na região uma unidade basal (embasamento)
denominada de associação gnáissico-migmatítica e dividem as supracrustais em Supergrupo
Espinhaço inferior e superior, Grupo Macaúbas inferior e superior além do Grupo Bambuí. Knauer et
al. (2007) realizaram o mapeamento da folha Monte Azul (SD-23-Z-D-II) em escala 1:100.000,
através do convênio CPRM/UFMG. Tal projeto engloba uma pequena região a sudeste da área
pesquisada, incorporando a serra do Ginete e uma pequena parte da serra Central.
Outros trabalhos de destaque são os de Shobbenhaus (1993), versando sobre o Proterozóico
médio do Brasil, e o de Bertoldo (1993), que realizou na região norte da serra Central e na serra de
Monte Alto o único trabalho versando sobre a temática da análise estrutural na área de pesquisa.
2.3. QUADRO ESTRATIGRÁFICO
Ao comparar as propostas estratigráficas existentes nos mapeamentos realizados na área de
estudo (por ex. Drumond et al. 1980, Souza et al. 2004, Knauer et al. 2007), observam-se divergências
a cerca das unidades litoestratigráficas presentes. No que se trata da unidade morfológica da serra
Central, um dos principais focos deste trabalho, observa-se uma falta de consenso no que diz respeito
ao enquadramento da unidade dos metarenitos aflorantes. Drumond et al. (1980) classificam essas
rochas como pertencentes ao Grupo Macaúbas, enquanto outros autores, como Costa et al. (1976),
Bruni et al. (1976), Pedrosa Soares et al. (1994), Fernandes et al. (1982) e Souza et al. (2004), como
parte do Supergrupo Espinhaço.
A seguir é apresentada a descrição das unidades litoestratigráficas que ocorrem na área em
estudo. Uma comparação das unidades da cobertura presente nas serras do Ginete e Central é mostrada
nas tabelas 2.1 e 2.2; a distribuição areal com os mapeamentos já realizados podem ser visualizados
nas figuras 2.2 e 2.3. .
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
15
Tabela 2.1 - Estratigrafia comparativa para rochas da cobertura sedimentar na região da serra do Ginete.
Tabela 1.2 - Estratigrafia comparativa para rochas da cobertura sedimentar na região da serra Central.
Drumond et al. (1980) Fernandes et al . (1982) Souza et al. (2004) Knauer et al. (2007)
Su
per
gru
po
Esp
inhaç
o
Un
idad
e In
feri
or Quartzitos
Feldspáticos
Sequência
Vulcanossedimentar
Su
per
gru
po
Esp
inhaç
o
Su
per
gru
po
Esp
inhaç
o
Un
idad
e In
feri
or
Quartzitos
micáceos,
localmente
ferruginosos e/ou
arcoseanos
Grupo Santo Onofre
Formação Palmas de
Monte Alto
Su
per
gru
po
Esp
inhaç
o
Indiv
iso
Quartzito micáceo a
arcoseano ou
ferruginoso
Metavulcanito Félsico
Gru
po
Bam
bu
í
Subgrupo Paraopeba
Costa et al. (1976) & Bertoldo (1993) Fernandes et al . (1982) Souza et al. (2004)Pedrosa Soares et al. (1994)Drumond et al. (1980)
Gru
po
Mac
aúb
as
Fo
rmaç
ão S
erra
do
Cat
un
i
Metadiamictito, em
geral maciço, quartzito
e filito
Su
per
gru
po
Esp
inh
aço
In
div
iso
Quartzito micáceo a arcoseano
ou ferruginoso
Su
per
gru
po
Esp
inh
aço
Grupo Diamantina
indiferenciado
Formação Terra
BrancaSu
per
gru
po
São
Fra
nci
sco
Su
per
gru
po
Esp
inh
aço Grupo Santo
Onofre -
Formação Palmas
de Monte Alto
Grupo Macaúbas
indiviso
Gru
po
Bam
bu
í
Subgrupo Paraopeba
indiferenciado
Gru
po
Mac
aúb
as
Grupo Bambuí -
Subgrupo
Paraopeba
Su
per
gru
po
São
Fra
nci
sco Grupo Bambuí - tectonogrupo
João Pinheiro (zona pericratônica
sudeste)
Grupo Macaúbas indiviso -
Paraconglomerados diversos
(diamictitos), epimetamorfizados
Su
per
gru
po
Esp
inh
aço
Unidade superior - seqüência
rítmica
variada de arenitos impuros e
metapelitos; e siltitos marrons
com lâminas arenosas
feldspáticas e argilosas
Gru
po
Mac
aúb
as
Sequência pelítico-carbonática
Unidade inferior
Un
idad
e su
per
ior
Paraconglomerados
Arenitos da serra
Central
Ritmitos da serra
Central
Gru
po
Bam
bu
í
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
16
Figura 2.2 – A) Mapa geológico elaborado por Drumond et al. (1980), dentro do Projeto Porteirinha –
Monte Azul; B) Fragmento do mapa geológico da folha Monte Azul, elaborado por Knauer et al. (2007)
através do convênio CPRM/UFMG.
A
B
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
17
Figura 2.3 - A) Mapa geológico da folha SD-23 Brasília, elaborado por Fernandes et al. (1982) no âmbito
do projeto RADAMBRASIL ; B) Mapa geológico regional do projeto GIS-Brasil, preparado por Souza et
al. (2004).
A
B
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
18
2.3.1. Unidades do embasamento
As exposições do embasamento paleo a mesoarqueano na área de estudo se dão
dominantemente entre as serras Central e Geral (Figuras 2.2 e 2.3). De modo geral este embasamento
se estende para norte e para sul sob a denominação de bloco Itacambira – Monte Azul (Crocco et al.,
1993). Conforme proposto por Drumond et al. (1980) o embasamento é composto por uma associação
gnáissico-migmatítica que foi individualizada em função de suas afinidades genéticas ou
composicionais. Na área de estudo foram descritas as seguintes unidades: a) migmatitos cataclásticos e
corpos básicos associados; b) granitóide Barrinha-Mamonas; c) granitóide de Canabrava; d) granitóide
de Pai Pedro; e) gnaisses e migmatitos indivisos.
Souza et al. (2004), no projeto GIS-Brasil, agrupa as rochas gnáissicas do embasamento no
denominado Complexo Porteirinha e inclui os corpos graníticos nas suítes Catolé, Paciência e
Guanambi.
Knauer et al. (2007) separou as rochas do embasamento nos complexos Porteirinha além de
modificar os corpos graníticos delimitados por Drumond et al. (1980) incluindo-os nas suítes
intrusivas paleoproterozoicas Catolé e Paciência. Segundo tais autores, o Complexo Porteirinha
(mesoarqueano) designa um conjunto de rochas gnáissicas, migmatíticas e metagraníticas,
frequentemente milonitizadas e com corpos de anfibolito associados. Corpos graníticos discordantes,
na forma de diques, são comuns, apresentando composição quartzo-feldspática típica e granulação
média. Idades Pb-Pb referentes a evaporação de zircão em migmatitos fornecem idades entre 3.2 e 3.0
Ga (Siga Jr., 1986 e 1987; Knauer et al., 2007).
Knauer et al. (2007) englobam sob a designação de Suíte Paciência corpos de rochas alcalinas
intrusivas de idade paleoproterozoica, constituídos principalmente por álcali-granitos e sienitos
diversos, com ocorrência de granitos metamorfisados e corpos de anfibolito, subordinados (modificada
de Drumond et al. 1980, por Roque et al. 1996). Os corpos de anfibolito ocorrentes em meio á Suíte
Paciência se apresentam intrusivos nas rochas alcalinas e graníticas (Knauer et al. 2007).
A Suíte Catolé, constituída por rochas graníticas gnaissificadas e localmente
milonitizadas/foliadas, foi recentemente datada pelo método U/Pb em zircões por Costa (2013) (LA-
ICPMS) em 1.79 Ga (U/Pb). Seus contatos com rochas do Complexo Porteirinha encontram-se
geralmente encobertos, mas a presença de xenólitos de gnaisse bandado dentro do granito indica a
natureza intrusiva do corpo. Esta unidade faz contato tectônico com os quartzitos do Supergrupo
Espinhaço, marcado por um descolamento basal (Knauer et al. 2007). Um aspecto interessante nas
rochas desta suíte é a ocorrência generalizada de enclaves máficos ou graníticos.
Os monzo-sienitos da suíte intrusiva Guanambi é subdividido a norte da área em dois
componentes principais (Rosa et al. 1996, Rosa 1999): domínio das intrusões múltiplas (idade U/Pb
em zircão de 2054 ± 8 Ma; Rosa. et al. 1996, Rosa 1999) que perfaz cerca 92% do batólito e é
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
19
constituído por rochas sienítica, monzonítica e granítica, com termos monzo-dioríticos subordinados; e
domínio das intrusões tardias que foram agrupadas em três fácies principais: quartzo-sienítica, monzo-
granítica e álcali-felspática-sienítica (Rosa 1999). Esses plútons tardios são denominados de Cara Suja
(Paim et al. 1998), Ceraíma (Leahy 1997), Estreito (Santos 1999) e apresentam idades U/Pb
respectivamente de 2053 ± 3 Ma, 2050.4 ± 1 Ma e 2054 ± 3 Ma (Rosa et al. 1996, Rosa 1999).
2.3.2. Intrusivas máficas
A suíte metaígnea Pedro Lessa foi definida por Knauer (1990) para englobar rochas intrusivas
básicas (usualmente na forma de diques ou soleiras), geralmente metamorfizadas na fácies xisto verde
e de idade toniana. Na área de estudo essas rochas máficas intrusivas ocorrem de maneira restrita à
região da serra do Ginete. No Espinhaço Meridional diques e soleiras de rochas máficas foram
mapeados dentro da Suíte Pedro Lessa, dos quais um dos corpos forneceu idade U-Pb em zircão de
906±2 Ma (Machado et al., 1989). Knauer et al. (2007) propõe que os corpos máficos do Espinhaço
Central pertençam a esta unidade. Amostras analisadas por Drumond et al. (1980) correspondem a
termos desde finos até grossos, via de regra esverdeados, localmente muito escuros, incluindo desde
metadiabásios até metagrabros, com cristais maiores de plagioclásio dispersos.
2.3.3. Supergrupo Espinhaço
Essa unidade encontra-se distribuída nos domínios fisiográficos das serras do Ginete e Central.
Conforme mencionado anteriormente, Drumond et al. (1980) diverge dos outros trabalhos realizados
na área, quando engloba os litotipos presentes na serra Central como pertencentes ao Grupo Macaúbas.
A bacia Espinhaço, nucleada no fim do Paleoproterozóico, é interpretada na região do
Espinhaço Setentrional, como uma bacia ensiálica do tipo rífte-sinéclise, com desenvolvimento
bacinal policíclico e descontínuo ao longo do Meso e talvez do Neoproterozóico (Danderfer &
Dardenne 2002).
Costa et al. (1976) consideram o Supergrupo Espinhaço de idade proterozoica e o dividem-no
em três grupos, a saber: Espinhaço Inferior, Espinhaço Médio e Espinhaço Superior. Ainda conforme
Costa et al. (1976), o Grupo Espinhaço Superior, aflorante na Serra de Monte Alto e na Serra Central,
constituiria uma sequência rítmica variada de arenitos impuros e metapelitos, além de siltitos com
lâminas arenosas feldspáticas e argilosas. Alguns arenitos chegam a termos quartzíticos, com cores
claras, mal classificados, muscovíticos e feldspáticos. Drumond et al. (1980) classificam esses
arenitos/quartzitos e as sequências rítmicas observadas na serra Central como pertencentes ao Grupo
Macaúbas.
Drumond et al. (1980) dividem o Supergrupo Espinhaço em três unidades informais: inferior,
média e superior. Na área pesquisada, segundo esses autores, o Supergrupo Espinhaço é representado
pela unidade inferior, aflorante no domínio fisiográfico da serra do Ginete. São descritos nessa
unidade uma sequência formada por rochas vulcanossedimentares e outra, por quartzitos feldspáticos.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
20
A interpretação dessa unidade, por esses mesmos autores, sugere um ambiente continental, com
correntes de alta energia transicionando para um ambiente marinho infralitorâneo de águas rasas.
Fernandes et al. (1982) dividem o Supergrupo Espinhaço em Grupo Santo Onofre, Grupo
Chapada Diamantina, Grupo Serrinha da Inhaúma e Grupo Paranoá. Na área pesquisada são descritas
as formações Sítio Novo e Palmas de Monte Alto, pertencentes ao Grupo Santo Onofre. A Formação
Sítio Novo apresenta ocorrência restrita na região sudeste da área, constituída principalmente por
quartzitos puros, feldspáticos ou sericíticos e apresentando intercalações de filitos; localmente são
descritos conglomerados e brechas poligênicas. A Formação Palmas de Monte Alto foi designada por
esses autores para agrupar siltitos, arenitos e quartzitos, que afloram nos domínios das serras do Ginete
e Central, além da serra de Monte Alto.
No trabalho de Knauer et al. (2007) são descritos na área rochas pertencentes ao Supergrupo
Espinhaço inferior, tanto no domínio da serra do Ginete, quanto na pequena parte da serra Central. Tal
unidade, segundo os autores, é caracterizada por pacotes quartzíticos com intercalações de
metaconglomerados e, mais raramente, quartzo-filitos; estratificação cruzada tabular de pequeno a
médio porte e marcas ondulares foram observados.
Na região da serra Geral, a leste da área estudada, um empilhamento baseado no
reconhecimento de unidades limitadas por discordâncias regionais foi realizado por Costa (2013) na
sequência Espinhaço alí aflorante. Nesse trabalho conclui-se pelo registro de três episódios de
rifteamento. Um primeiro evento materializado pela sequência vulcanossedimentar do denominado
Grupo Mato Verde, cujas rochas vulcânicas revelaram idade U-Pb de 1517±22 Ma (Costa et al. 2014).
O segundo evento de rifteamento é correlacionado por Costa (2013) ao Grupo Sítio Novo,
caracterizado por Danderfer and Dardenne (2002) no Espinhaço Setentrional como o preenchimento
de um rifte assimétrico com orientação submeridiana. Esse evento possibilitou a deposição em
ambiente marinho de metassedimentos da Formação Montevidéu incluindo arenitos, conglomerados e
pelitos. Várias evidências apontam que o rifte Sítio Novo tenha se formado ao final do
Mesoproterozoico (Danderfer & Dardenne, 2002; Danderfer et al., 2009). O último episódio de
rifteamento observado por Costa (2013) decorreu no Toniano e foi responsável pela deposição de
rochas do Grupo Santo Onofre (Schobbenhaus, 1996; Danderfer and Dandernne, 2002). A tectônica
envolvida no desenvolvimento do rifte Santo Onofre no âmbito do Espinhaço Setentrional teria sido
controlada por movimento transtrativo sinistral, com reativação da falha de Santo Onofre associada
(Danderfer, 2000).
De acordo com a revisão proposta por Danderfer e Dardenne (2002) as sucessões definidas
pelos grupos Mato Verde e Sítio Novo fariam parte do Supergrupo Espinhaço (Fig. 2A). Já a sucessão
do Grupo Santo Onofre tem sido correlacionada com o Grupo Macaúbas, definido originalmente na
porção sul do Espinhaço Central (Schobbenhaus, 1996).
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
21
2.3.4. Grupo Macaúbas
O Grupo Macaúbas, unidade basal do Supergrupo São Francisco, é constituído basicamente
por uma sequência proximal, caracterizada por depósitos glaciogênicos e transicionais, e outra distal,
dominada por turbiditos de margem passiva e restos ofiolíticos (Pedrosa-Soares et al. 1998, Pedrosa-
Soares et al. 2001).
De acordo com Costa et al. (1976) o Grupo Macaúbas materializa as bordas norte e noroeste
da serra Central. O tipo litológico dominante é dado por paraconglomerados diversos (diamictitos).
Drumond et al. (1980) dividem o Grupo Macaúbas ocorrente na região foco desta pesquisa nas
seguintes unidades litológicas, informais: uma unidade inferior paraconglomerática que apresenta
intercalações localizadas de termos sílticos e argílicos, e outra superior, na qual os autores englobam
os ritmitos e arenitos/quartzitos com estruturas primárias aflorantes na serra Central. Os termos
paraconglomeráticos ocorrem em uma pequena porção a sudeste da serra Central e na sua encosta
oeste. É importante assinalar que a unidade inferior seria equivalente ao Grupo Macaúbas de Costa et
al. (1976). Suas relações de contato com as unidades adjacentes são dadas como encobertas ou
falhadas.
Noce et al. (1997), no âmbito do Projeto Espinhaço (Espinhaço Meridional), dividem o Grupo
Macaúbas nas seguintes formações (dispostas da base para o topo): a) Duas Barras (quartzitos e
metaconglomerados); b) Domingas (metassiltitos e metadolomitos estromatolíticos); c) Formação Rio
Peixe Bravo (quartzitos e filitos); d) Serra do Catuni (metadiamictitos com quartzitos e filitos); e)
Nova Aurora (metadiamictitos com quartzitos e filitos); f) Chapada Acauã (quartzitos, metadiamictitos
e metapelitos); g) Salinas (xistos, calciossilicáticas e quartzitos); e h) Capelinha (xistos e quartzitos).
Estudos geocronológicos realizados por Lima et al. (2002) e Castro (2014) permitiram
respectivamente a exclusão da Formação Salinas do Grupo Macaúbas e o reposicionamento da
Formação Capelinha como uma unidade de base do Grupo Macaúbas, e não como uma unidade de
topo como antes entendida.
Souza et al. (2004), assim como Knauer et al. (2007), descrevem as rochas do Grupo
Macaúbas presentes na área de estudo como pertencentes à Formação Serra do Catuni, incluindo
metaconglomerados polimíticos, metadiamictitos e termos xistosos finos.
O Grupo Macaúbas (Macaúbas inferior de Drumond et al. 1980) apresenta contato tectônico
com as rochas do Supergrupo Espinhaço que ocorrem na serra Central (Macaúbas Superior de
Drumond et al. 1980).
Mascarenhas & Garcia (1987) obtiveram uma isócrona Rb/Sr de 550 Ma em metagrauvacas
do conglomerado polimítico aflorante na estrada entre as cidades de Sebastião das Laranjeiras e
Palmas de Monte Alto. Esses dados, associados aos obtidos para a sedimentação do Grupo Bambuí,
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
22
levam vários autores a admitir que a sedimentação do Grupo Macaúbas tivesse ocorrido no intervalo
de 950 a 600 Ma (Bertoldo 1993).
Em trabalhos recentes a idade máxima de deposição para as unidades basais do Grupo
Macaúbas é estimada em 900 Ma a partir de datações U/Pb realizadas em zirções detríticos (Pedrosa-
Soares and Alkmim , 2011; Pedrosa-Soares et al., 2011a; Babinski et al., 2012).
2.3.5. Grupo Bambuí
Os sedimentos pelítico-carbonáticos do Grupo Bambuí foram inicialmente reconhecidos por
Derby (1879) como “Série São Francisco”. No Projeto Três Marias (Menezes Filho et al.1977) o
Grupo Bambuí foi subdividido nas formações Paranoá, Paraopeba e Três Marias, da base para o topo.
Dardenne (1978) distingue seis formações: Jequitaí, Sete Lagoas, Serra de Santa Helena, Lagoa do
Jacaré, Serra da Saudade e Três Marias. Schobbenhaus et al. (1984) dividem o Grupo Bambuí nas
mesmas formações adotadas por Dardenne (1978), com a diferença que englobam as formações Sete
Lagoas, Serra de Santa Helena, Lagoa do Jacaré e Serra da Saudade no Subgrupo Paraopeba.
Tais sedimentos são interpretados como depósitos de plataforma marinha estável, associados
com o preenchimento de uma bacia de antepaís em relação ao cinturão de dobras e falhas de
cavalgamento da faixa Brasília (Martins-Neto & Alkmim 2001).
Costa et al. (1976) dividem o Grupo Bambuí em três tectonogrupos (Sete Lagoas, João
Pinheiro e Formosa). Segundo os autores, a área investigada se inclui na zona pericratônica sudeste e
os afloramentos da região são descritos como inexpressivos e escassos em uma estreita faixa que
bordeja os flancos ocidentais das serras Central.
Drumond et al. (1980) designa o Grupo Bambuí como uma sequência pelítico-carbonática
com predominância de siltitos, com afloramentos presentes no setor oeste da área estudada. Já
Fernandes et al. (1982) e Souza et al. (2004) classificam esse conjunto pelítico-carbonático como
pertencentes ao Subgrupo Paraopeba.
Com base em idades radiométricas Rb/Sr e K/Ar obtidas por Thomaz Filho et al. (1998) a
idade de sedimentação do Grupo Bambuí varia entre 640 Ma (Formação Sete Lagoas) e 580 Ma
(Formação Três Marias). Idades mais antigas foram obtidas por Babinski & Kaufman (2003) e
Babinski (2005), ao datarem a base do Grupo Bambuí (Formação Sete Lagoas) pelo método Pb/Pb em
740 ±22 Ma. Recentemente, Paula-Santos et al. (2014) obtiveram uma idade máxima de deposição em
557 Ma, a partir da metodologia U/Pb em zircões detríticos, para a porção superior da Formação Sete
Lagoas e sugerem que a principal fonte de sedimentos da bacia Bambuí seja o orógeno Araçuaí. A
idade máxima de sedimentação obtida por Paula-Santos et al. (2014) concorda com a idade máxima de
550 Ma obtida por Warren et al. (2014) a partir de regístros fóssieis de Cloudinas descritos no topo da
Formação Sete Lagoas, base do Grupo Bambuí.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
23
2.3.6. Cobertura cenozoica
Depósitos de idade cenozoica caracterizados por depósitos coluvionares, aluvionares e
coberturas detrito-lateríticas são amplamente distribuídos pela área (Drumond et al. 1980, Fernandes
et al. 1982, Souza et al. 2004, Knauer et al. 2007). Segundo Knauer et al. (2007) as coberturas detrito-
lateríticas são marcadas por acumulações pelíticas até psamíticas, apresentando seixos até matacões de
rochas quartzíticas, podendo ocorrer localmente laterização.
2.4. ARCABOUÇO ESTRUTURAL
O único trabalho voltado para a geologia estrutural da região foi realizado por Bertoldo
(1993), a norte da área de pesquisa. O seu trabalho versou sobre o comportamento estrutural das
rochas do embasamento e da cobertura (supergrupos São Francisco e Espinhaço) nos domínios
fisiográficos das serras Geral, de Monte Alto e Central (setor norte). O autor dividiu a área nos
domínios estruturais norte e sul, sendo o limite entre eles definido pelo alinhamento Rio Verde
Pequeno, de cinemática dextral (Figura 2.4). No domínio norte é descrita uma deformação menos
intensa e de comportamento preponderantemente rúptil tanto em rochas da cobertura como do
embasamento. De acordo com Bertoldo et al. (1993) a cobertura ali exposta se encontra claramente
indeformada, sem evidências de metamorfismo e estruturada apenas na forma de uma homoclinal,
com mergulhos de 10 a 15° para sudoeste. Bertoldo (1993) observou localmente estruturas do tipo
duplex e falhas de empurrão, com baixo mergulho e pequeno rejeito, tanto em rochas do embasamento
como nos arenitos do Supergrupo Espinhaço, além de dobras recumbentes na sucessão pelito-
psamítica do Grupo Bambuí, estruturas estas condizentes com uma deformação thin-skinned. O
domínio estrutural sul apresenta deformação mais intensa e um comportamento dúctil-rúptil. Nesse
domínio os metassedimentos do Supergrupo Espinhaço aflorantes na serra Geral apresentariam uma
foliação paralelizada ao acamamento, podendo ocorrer ainda uma clivagem de crenulação relacionada
a dobras menores. Segundo o autor os dobramentos da Serra Central é caracterizado de uma sucessão
de meganticlinais e megassinclinais, de eixo NE-SW, com dobras menores vergentes para NW e
clivagem de plano axial mergulhante para SE.
Esse domínio estrutural sul foi dividido por Bertoldo (1993) nos subdomínios serra do
Espinhaço, embasamento, e serra Central, sendo que apenas os subdomínios embasamento e serra
Central serão discutidos aqui. No subdomínio do embasamento, as foliações apresentam mergulhos
constantes para SE, enquanto as lineações minerais e as estrias em superfícies de cisalhamento,
caimento para NE. As principais características desse subdomínio são a cinemática reversa e dextral
evidenciada pela obliquidade das lineações minerais e de estiramento e por foliações sigmodais, a
intensa foliação de suas rochas e o paralelismo dessa foliação à estruturação das rochas supracrustais
das serras do Espinhaço e Central. No subdomínio da serra Central, são descritos dobramentos
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
24
correspondentes a uma sucessão de anticlinais e sinclinais com eixos paralelizados segundo a direção
NE (Figura 2.4).
Figura 2.4 – Domínios e subdomínios estruturais propostos por Bertoldo (1993) para os domínios
fisiográficos das serras Geral, de Monte Alto e Central (setor norte).
Ainda de acordo com o trabalho realizado por Bertoldo (1993), as rochas do embasamento
participam da deformação imposta sobre as rochas da cobertura, com o embasamento cavalgando as
rochas (meta)sedimentares da serra Central. Um perfil esquemático regional (perpendicular ao trend
geral) apresentado por Cruz & Alkmim (2006) para a região das serras Geral e Central é apresentado
na Figura 2.5.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
25
Figura 2.5 – Perfil esquemático regional E-E’ apresentado por Cruz & Alkmim (2006) para o setor sul do
corredor do Paramirim e para a saliência rio Pardo. O polígono negro mostra a localização da figura 2.6.
A partir da compilação de dados estruturais de trabalhos realizados na região de pesquisa e em
seu entorno, gerou-se um mapa lito-estrutural regional para a área de estudo do presente trabalho
(Figura 2.6).
Costa et al. (1976) descrevem o Grupo Espinhaço Superior, na serra de Monte Alto, como
uma simples estrutura homoclinal de direção NW, com mergulho para SW, enquanto a sul, na serra
Central, apresentaria um padrão desarmônico de difícil classificação, possivelmente gerado por
redobramentos.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
26
Figura 2.6 – Arcabouço estrutural da área obtido a partir da compilação de trabalhos realizados no
entorno da área de pesquisa.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
27
Drumond et al. (1980) caracterizam a falha de Santo Onofre, localizada a leste da região
estudada, como uma falha de rejeito reverso para oeste, justapondo rochas da unidade média com a
unidade superior do Supergrupo Espinhaço. A causa desse falhamento foi atribuída a acomodações das
estruturas durante oscilações verticais e soerguimento da área cratônica. Tais autores citam
falhamentos resultantes da reativação dos lineamentos estruturais impressos na associação gnáissico-
migmatítica de direções NE/SW passando a N/S e NW/SE (sul da figura 2.6). São ainda descritos por
esses autores na região da serra Central vários dobramentos mesoscópicos, com eixos de direção
NE/SW caindo para NE, falhas com rejeitos direcionais dextrais, além de foliações cataclasíticas e
miloníticas, concordantes com a estruturação geral das rochas do Supergrupo Espinhaço.
Schobbenhaus (1996) caracteriza a falha de Santo Onofre como falhamentos normais
desenvolvidas durante o rifte Paleoproterozóico e que vieram a ser reativadas no Neoproterozóico,
durante a sedimentação do Grupo Santo Onofre redefinido, representando provavelmente um
importante eixo da bacia de sedimentação na serra do Espinhaço Setentrional e Central.
No trabalho de Souza et al. (2004), projeto GIS-Brasil, o contato do Supergrupo Espinhaço
aflorante na serra Central é tectônico, sendo representado por falhas reversas tanto no contato com
rochas do embasamento, quanto com os diamictitos do Grupo Macaúbas. Drumond et al. (1980)
também descrevem um contato por falha entre os ritimitos da serra Central, classificados por eles
como pertencentes à unidade superior do Grupo Macaúbas, com os paraconglomerados da unidade
inferior (Figuras 2.2A e 2.3B).
No domínio fisiográfico da serra do Ginete, Knauer et al. (2007) descreve uma estrutura em
klippe, colocando tectonicamente as rochas do Supergrupo Espinhaço diretamente sobre rochas do
Complexo Porteirinha e da Suite Paciência (Figura 2.2B). Tais autores relatam um comportamento
tectônico mais complexo nessa região, marcado por zonas de cisalhamento dúcteis que revelam
transporte de leste para oeste, assim como a klippe originada pelo mesmo transporte de massa, suposto
por eles como de idade brasiliana.
2.5. EVOLUÇÃO GEOLÓGICA DA FAIXA ARAÇUAÍ
A faixa Araçuaí é um cinturão de dobramentos e cavalgamentos neoproterozóico cuja
evolução geodinâmica é marcada por dois eventos extensionais. O primeiro constitui o rifte ensiálico
paleoproterozóico responsável pela instalação do Supergrupo Espinhaço, apresentando idade de cerca
de 1.7 Ga (Martins-Neto 1998, Jardim de Sá et al. 1976, Uhlein 1991, Trompette et al. 1992,
Shobbenhaus 1993, Alkmim 1993), enquanto o segundo seria um rifte neoproterozóico de idade
aproximada em 900 Ma onde teriam se alocados os sedimentos do Grupo Santo Onofre (redefinido) na
serra do Espinhaço setentrional (Shobbenhaus 1993 e 1996).
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
28
O rifte Santo Onofre apresenta continuação meridional na região da serra do Espinhaço
central, sendo representado pelo rifte Macaúbas, que teria evoluído para uma bacia de margem passiva
(Pedrosa-Soares 1992, Alkmim 2006). Alkmim et al. (2006 e 2007) consideram que as margens
passivas da bacia Macaúbas estariam conectadas, no domínio São Francisco, aos aulacógenos de
Pirapora e do Paramirim, sendo essas estruturas responsáveis pela dissipação de tensões e acomodação
da deformação nas zonas cratônicas durante o estágio de fechamento da bacia.
Após os eventos tafrogênicos, iniciou-se por volta de 750 Ma o fechamento da bacia
Macaúbas, marcando então o início da orogênese Brasiliana. Alkmim et al. (2006) atribuem a
convergência das margens passivas opostas do rifte Macaúbas às colisões envolvendo a península São
Francisco e a placa Paraná/Rio de La Plata. Segundo esses autores, os crátons do São Francisco e do
Congo se aproximariam por rotações no sentido contrário, parecido com o funcionamento de um
quebra nozes (Figura 2.7), comprimindo a bacia e levando ao consumo da sua litosfera oceânica. A
fase colisional principal da orogênese Brasiliana se deu no intervalo compreendido entre 580 e 560
Ma, promovendo a propagação de frentes de empurrão em direção aos crátons assim como o
desenvolvimento da cadeia montanhosa (Pedrosa Soares et al. 2001 e Pedrosa Soares et al. 2007).
Além da orogênese Brasiliana, alguns autores como Pflung & Renger (1973), Almeida (1981),
Almeida Abreu (1993), Almeida Abreu & Pflug (1994) e Brito Neves et al. (1996) admitem a
existência de um evento compressional mais antigo, ocorrido entre 1.4 e 1.2 Ga, denominado
orogenia Espinhaço (ou Uruaçuana).
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
29
Figura 2.7 – Modelo evolutivo do orógeno Araçuaí-Congo Ocidental, segundo a tectônica ‘’quebra
nozes’’; a) A bacia Macaúbas, precursora do orógeno; b) Fase de convergência inicial das margens da
bacia Macaúbas; c) Figura esquemática dos estágios colisional e do, d) colapso gravitacional, após escape
lateral da porção sul do orógeno, por volta de 500 Ma (extraído de Alkmim et al. 2006).
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
30
Bersan S.M.*, Danderfer A., Lagoeiro L.E.. *Correponding author. E-mail: [email protected].
Departamento de Geologia, Universidade Federal de Ouro Preto, Campus Morro do Cruzeiro s/no, Ouro Preto, Minas Gerais, Brasil. Paper
submitted in Journal of Structural Geology.
Capítulo 3
The role of basement tectonic inversion in the deformation of the
sedimentary cover within the northern Araçuaí belt, Brazil:
structural complexities and constraints on the transitional craton-
mobile belt controlled by extensional geometry
ABSTRACT
To better understand the relationship between basements and cover deformation in orogenic belts, a
structural survey was developed in the northwestern portion of the Araçuaí fold and thrust belt
adjacent to the São Francisco craton. A conventional structural analysis, combined with
microstructural and paleostress studies, allowed the interpretation of three tectonic events: two
extensional events, which were related to the implementation of the Espinhaço (Mesoproterozoic) and
Macaúbas (Neoproterozoic) rifts, and a compressional event, which experienced crustal shortening
polarized to the WNW, during the Brazilian orogenesis (Ediacaran). Vein systems and layer parallel
slip with an extensional nature allowed the interpretation of dextral transtensional tectonics for the
Macaúbas rift. The extensional geometry of this basin has controlled the tectonic inversion and
deformational style printed on the basement and cover rocks to the east of the master fault edge.
Reverse shear zones with medium to high angles were identified in the basement, with curved
trajectories defining an irrotational salience. N-S compressional to sinistral transpressional structures
occur along the cover in the apical zone of the salience. The obtained results showed that the
deformation in the eastern portion of the region is partly marked by the involvement of the basement
in the cover deformation. To the west of the Macaúbas rift, the master fault only occurs as thin-
skinned deformation, detached over the cratonic basement.
Keywords – Inversion tectonics; Araçuaí orogen; São Francisco craton; Thick-skinned tectonics;
Structural analysis.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
32
3.1. INTRODUCTION
Currently, studies related to the formation and tectonic inversion of sedimentary basins are an
ordinary matter in the oil industry (e.g., Cooper et al. 1989; MacGregor 1995; Beauchamp et al. 1996;
Withjack et al. 1998; Turner and Williams 2004; Motamedi et al. 2012; Chandrakala et al. 2013;
Jackson et al. 2013; Lundin et al. 2013). In most cases, the research is based on subsurface structural
mapping by seismic data interpretation and the geometric analysis of the present structures (e.g.,
Turienzo 2010; Chandrakala et al. 2013; Jackson et al. 2013; Lundin et al. 2013). In some cases, the
study of tectonically inverted systems can be equally important to understand the mineralization
controlled by faults and shear zones rooted in the basements of sedimentary basins (e.g., Hill et al.
2002; David 2008; Dankert and Hein 2010). However, field investigations that seek to better
characterize and distinguish the physical aspects related to extensional or contractional deformation
processes are rare. Examples of surface studies include those of Butler (1989), Beauchamp et al.
(1996), Calabrò et al. (2003), Glen et al. (2005), Molinaro et al. (2005), Bose et al. (2014), and
Moustafa (2014).
Basin inversion can occur in many tectonic sites, but most studied cases come from examples
located within continents (e.g., Beauchamp et al. 1996; Rigane and Gourmelen 2011) or arranged
along their passive margins (e.g., Withjack et al. 1998; Hudec and Jackson 2002; Calabrò et al. 2003;
Molinaro et al. 2005). Conversely, the characterization of tectonic inversion in active continental
margin environments is still poorly understood, especially in regions affected by continental collision.
In such cases, many studies were conducted at higher structural levels of young collisional or
accretionary orogens, where exposed faults and shear zones related to inversion processes are scarce
(e.g., Mouthereau and Lacombe 2006; Turienzo 2010; Bose et al. 2014). One solution for this
knowledge gap is to perform studies in older orogens, where the topography has been intensely
denuded by erosion, exposing structural features from deeper crustal levels at the surface. In these
cases, it would be possible to observe and describe the structural evidence associated with both
formation and inversion basin processes through direct access to outcrops or the interpretation of
regional satellite images, supporting the understanding of the structures defined in upper crustal levels.
Furthermore, the understanding of the basement geometry during tectonic inversion may be important
to understand and define the boundaries between mobile belts and cratonic areas, which separate areas
affected by thin-skinned and thick-skinned deformation, respectively (e.g., Almeida 1977; Alkmim et
al. 1993; Alkmim 2004; Cruz and Alkmim 2006; Alkmim et al. 2006; Hercos et al. 2008).
Several Neoproterozoic orogenic belts related to the Brasiliano-Pan African orogenic event,
which developed from the continental collage of the western portion of the Gondwana supercontinent,
occur in the South American platform (Fig. 1A) (Brito Neves et al. 1999; Campos Neto 2000). These
belts correspond to rifted borders of ancient continents that were shortened in the collisional process.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
33
The one at the eastern boundary of the São Francisco craton (SFC) corresponds to the Araçuaí fold
and thrust belt (Fig. 1B) (Almeida 1977; Uhlein 1991; Alkmim et al. 1993, 2004, 2006, 2007;
Pedrosa-Soares et al. 1992, 2001, 2007). Its development is related to the closure of the Adamastor
paleo-ocean that developed between the São Francisco-Congo paleocontinent at approximately 630
Ma (Alkmim et al. 2007, Pedrosa-Soares et al. 2007). The outer portion of the Araçuaí orogen is
represented by the Serra do Espinhaço fold and thrust belt (EFTB), whose structural framework has a
dominant N-S west-verging trend with predominant frontal deformation involving the Archean-
Paleoproterozoic basement and the Espinhaço and São Francisco Supergroup sedimentary units
(Meso-Neoproterozoic) (Fig. 1C) (Almeida 1977; Uhlein 1991; Alkmim et al. 1993, 1996, 2006;
Dussin and Dussin 1995; Silva et al. 2011; Pedrosa-Soares and Alkmim 2011).
Rectilinear and curved shear zones are described in basement rocks that outcrop in the central
region of the Espinhaço fold and thrust belt precisely between the Central and Geral ranges. These
shear zones are regionally concordant with the structural trend of the cover units but may be locally
cross-cutting (Fig. 2A) (Drumond et al. 1980; Bertoldo 1993; Knauer et al. 2007; Costa 2013). Due to
the structural complexity and lack of focused structural geology studies in this region, the definition of
the limit between the São Francisco craton and Araçuaí fold and thrust belt is poorly understood and
leaves doubt for distinct possibilities (e.g., Alkmim 2004; Cruz and Alkmim 2006; Cruz et al. 2007;
Pedrosa-Soares et al. 2007).
The Serra do Espinhaço fold and thrust belt is an attractive area to investigate the
deformational processes in the intermediate structural levels of an orogen. Questions about the
accommodation mechanisms of crustal shortening, which is responsible for structuring the shear
zones, and the role of ancient structures in the Brasiliano tectonic inversion process remain open and
certainly hinder a more precise definition of the boundary between the Araçuaí belt and the São
Francisco craton at this location.
To elucidate these and other questions, we developed a descriptive, kinematic and dynamic
structural analyses in northwest Serra do Espinhaço fold and thrust belt area, following the approaches
of Davis (1984), Rowland et al. (2007) and Fossen (2012). The field data were added to a compilation
of previous works, interpretations of magnetic data and satellite images, which allowed us to divide
the study area into structural domains based on the spatial orientation and nature of the structural
elements and the magnitude of the deformation. Oriented samples from shear zones were collected for
microstructural characterization and quartz c-axis studies to evaluate the kinematic patterns and
deformation mechanisms. The analyses were performed at the Laboratory for Microscopy and
Microanalysis (MICROLAB - DEGEO / UFOP) using the electron backscatter diffraction method
(EBSD). The samples were prepared according to Gonçalves and Lagoeiro (2009).
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
34
The studies presented in this paper contribute to a better understanding of the influence of the
basement in sedimentary cover deformation within orogenic belts and elucidate the relationships
between basin-forming tectonics and tectonic inversion at intermediate crustal levels. The results
obtained for this specific study area define the deformation mechanisms in the transition area between
the São Francisco craton and the Araçuaí fold and thrust belt.
Figure 3.1 - Tectonic context of the study area. A) Location in the context of Western Gondwana. The
polygon indicates the position of figure B; B) Tectonic setting of the São Francisco craton, the bordering
Brasiliano fold and thrust belts, and the physiographic areas related to the Espinhaço Supergroup cover:
Chapada Diamantina (CD), Northern Espinhaço (NE), Central Espinhaço (EC) and Southern Espinhaço
(SE) (modified from Alkmim et al. 1993); C) Tectonic subdivision of the Araçuaí orogen highlighting the
position of the study area: (EFTB) Espinhaço fold-and-thrust belt, (RP) Rio Pardo salient, (I) Itapebi
shear zone (CA) Chapada Acauã shear zone, (MN) Minas Novas corridor (modified from Alkmim et al.
2007).
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
35
3.2. GEOLOGICAL SETTING OF THE STUDIED AREA
The studied segment is located within the eastern portion of the São Francisco craton and the
northwest sector of the Araçuaí fold and thrust belt, entities classically described by Almeida (1977);
however, the correct tectonic position of this region is still uncertain (Fig. 1B). This segment is located
in the extreme northern area of the Espinhaço fold and thrust belt, which is defined by a predominant
N-S west-verging trend and structural style marked by the involvement of the basement in the
deformation of the sedimentary cover (Fig. 1C) (Alkmim et al. 1996, 2006). The São Francisco craton
is part of the South American platform basement and is surrounded by Neoproterozoic orogens
(Brasiliano cycle). The craton basement comprises rocks older than 1.8 Ga that have not experienced
the Brasiliano deformation (Fig. 1B) (Almeida, 1977; Alkmim et al. 1993). Neoproterozoic cover over
the cratonic basement show thin-skinned deformation along the foreland area (Alkmim et al., 1993,
2006).
The Araçuaí belt defines the outer metamorphic belt of the Araçuaí orogen, which presents
deformation and metamorphism magnitudes that decrease westward (Fig. 1C) (Uhlein 1991; Fuck et
al. 1993). The orogen also includes the crystalline metamorphic core and the West Congo belt
(African counterpart of the Araçuaí orogen). The Araçuaí orogeny had its development confined
between the São Francisco and Congo paleo-continents from the closure of the Macaúbas Basin within
a peninsular physiographic (Pedrosa-Soares et al. 1998, 2007; Pedrosa-Soares and Alkmim 2011).
The collisional process is part of the construction of Western Gondwana in the Ediacaran
period (630-542 Ma) and involves both frontal and oblique accretionary processes (Brito-Neves et al.
1999; Pedrosa-Soares et al. 2001, 2007; Cordani et al. 2003; Alkmim et al. 2006, 2007). On the other
hand, the closure of the São Francisco-Congo peninsula was followed by a longitudinal diachronic
collage with both continental segments coming together through counter-rotation, similar to the
operation of a nutcracker (Alkmim et al. 2006, 2007); in this case, the fixed point of this model is
located in the northern portion of the cratonic interior, where the Congo and São Francisco cratons
would have remained linked (Bahia-Gabon cratonic bridge; Porada 1989; Cordani et al. 2003; Alkmim
et al. 2006, 2007).
The northwestern portion of the Espinhaço fold and thrust belt comprises the Central
Espinhaço physiographic area and includes the Geral, Central and Monte Alto ranges - mountain
assemblies built by the Meso- to Neoproterozoic covers of the Espinhaço and São Francisco
Supergroups, respectively (Figs. 1B and 2A). Paleo to Mesoarchean rocks from the Porteirinha
Complex crop out between the Geral, Central and Monte Alto ranges. This complex consists of
gneisses and migmatites with Pb-Pb ages of 3.2 to 3.0 Ga and sets the regional basement of Central
Espinhaço (Siga Jr. 1986 and 1987; Knauer et al. 2007). This basement extends from north to south
and is referred to as the Itacambira-Monte Azul block (Crocco et al. 1993). Several acidic magmatic
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
36
intrusive bodies (granitoids) are distinguished in this basement; the Guanambi and Catolé suites have
been dated at 2054±8 Ma (Rosa et al. 1996; Rosa 1999) and 1792±7 Ma (Costa 2013), respectively.
The Geral range can be compartmentalized into eastern and western structural areas limited by
the Santo Onofre fault (Fig. 2A), which extends for hundreds of kilometers in the N-S direction with
high, east-dipping angles (Costa 2013). This fault has been interpreted in the literature as an ancient
extensional fault reactivated as a reverse fault during the Brasiliano deformation (Bertoldo 1993;
Shobbenhaus 1996; Danderfer 2000; Costa 2013). The deformation of the eastern domain, to the east
of the Santo Onofre fault, is characterized by a system of westward polarized asymmetric folds and
reverse faults (Knauer et al. 2007). The western domain reveals a slightly deformed homocline
regional structure, with sedimentary strata exhibiting low to moderate east-dipping values; their
structural framework is represented by folds and cleavages in addition to directional and reverse faults,
which are related to the shortening induced during the reverse movement of the eastern block over the
western one along the Santo Onofre fault (Costa 2013).
The Monte Alto and Central ranges are spatially continuous and show similar characteristics
to the sedimentary/stratigraphic packaging, with rocks from the Espinhaço Supergroup overlaid to the
west by sediments from the Macaúbas and Bambuí Groups (Fig. 2A). However, as previously
mentioned by Costa et al. (1976) and Bertoldo (1993), these mountain ranges have different
orientations and structural frameworks and should be understood as distinct morphostructural
domains. The strata in the Monte Alto range are structured as a NW-SE homocline with low, SW dips.
Bertoldo (1993) characterized this segment as an area of incipient deformation, with the exception of
the eastern contact with basement rocks marked by N-S westward faulting.
The Central range reveals a structural trend with an asymmetric format that looks like a
boomerang in map view (Fig. 2A). The southern segment of the Central range displays a NNW-SSE
direction with sub-vertical layers (Drumond et al. 1980). The northern segment, where the connection
with the Monte Alto range occurs, shows folded layers around the NE-SW axial direction with
tectonic transport to the NW (Bertoldo et al. 1993). Bertoldo (1993) considers that these folds are
associated with basement inversion and characterize them as fault-propagation folds. The magnitude
of the deformation in rocks of the Central range is variable, generally decreasing to the W-NW
(Bertoldo 1993). The interference patterns of the folds were diagnosed in various parts of the Central
mountain range, but its origins were not considered (Costa et al. 1976; Drumond et al. 1980; Bertoldo
1993).
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
37
Figure 3.2 A) Simplified geological map of the study area (based on Drummond et al. 1980; Souza et al.
2004; Costa 2013). (CSZ) Caldeirão shear zone system, (BGSZ) Bocaina-Grama shear zone, (SJBSZ) São
João do Bonito shear zone system, (RVPSZ) Rio Verde Pequeno shear zone; B) Magnetic map of the study
area (analytical signal); C) Geological cross-sections performed in the study portion. The localities of the
sections are shown in Figure A.
The metasedimentary succession of the Geral range was investigated by Costa (2013) based
on the recognition of units limited by regional unconformities. The author concludes by recording
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
38
three episodes of rifting. The first event is marked by the volcano-sedimentary sequence in the Mato
Verde Group, whose volcanic rocks revealed a U-Pb age of 1517±22 Ma (Costa et al. 2014). The
second rifting event led to the deposition of the metasediments in the Montevideo Formation in a
marine environment, including sandstones, conglomerates and pelites. Although no dates are available
for these deposits, Costa (2013) correlates them with the Sitio Novo Group, which was characterized
by Danderfer and Dardenne (2002) in Northern Espinhaço as an asymmetrical rift basin-fill with a
meridian orientation. The Santo Onofre fault would have been generated during this time, defining the
master fault of the basin (Danderfer 2000). Various evidence suggests that the Sitio Novo rift would
have formed at the end of the Mesoproterozoic (Danderfer & Dardenne 2002; Danderfer et al. 2009).
The last rifting episode took place in the Tonian and was responsible for the deposition of the Santo
Onofre Group (Schobbenhaus 1996; Danderfer and Dandernne 2002). In Northern Espinhaço, the
tectonics of the Santo Onofre rift event would have been controlled by sinistral transtraction
movement with associated Santo Onofre fault reactivation (Danderfer 2000). According to the revision
proposed by Danderfer and Dardenne (2002), the sequences defined by the Mato Verde and Sitio
Novo Groups would be part of the Espinhaço Supergroup. The Santo Onofre Group succession has
been correlated with the Macaúbas Group, which was originally defined in the southern portion of
Central Espinhaço (Schobbenhaus 1996). In the segments of the Central and Monte Alto ranges, there
are only two siliciclastic sequences that are limited by regional discordances and related to the last two
episodes of regional rifting. The first sequence is part of the Espinhaço Supergroup and basically
consists of a varied rhythmic succession of impure sandstones and pelites, with local occurrences of
conglomerates (Costa et al. 1976; Drumond et al. 1980; Fernandes et al. 1982; Souza et al. 2004;
Knauer et al. 2007); in this paper, these sequences are correlated with the Sitio Novo Group (Fig. 2A).
The second sequence has been defined as belonging to the Serra do Catuni Formation (lower sequence
of the Macaúbas Group), which only consists of diamictites in this area (Souza et al. 2004; Knauer et
al. 2007). The maximum deposition age of the Macaúbas Group is estimated at 900 Ma from detrital
zircon dating (Pedrosa-Soares and Alkmim 2011; Pedrosa-Soares et al. 2011a; Babinski et al. 2012).
Both sequences were partially covered by a pelitic-carbonate succession from the Bambui Group,
which is related to a foreland basin that developed during the construction of the Ediacaran Brasilia
belt (western border of the São Francisco craton) (Fig. 2A) (Martins-Neto and Alkmim 2001; Martins-
Neto et al. 2001).
Mafic rocks occur as intrusive bodies in both the basement and the Espinhaço Supergroup,
which is generally represented by mapped metagabbros in the Geral and Ginete ranges (Drumond et
al. 1980; Knauer et al. 2007). Dikes and sills of mafic rocks have been mapped in Southern Espinhaço
into the Pedro Lessa Suite; one body provided a zircon U-Pb age of 906±2 Ma (Machado et al. 1989).
Knauer et al. (2007) propose that the mafic bodies in the Central Espinhaço belong to this unit.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
39
The correct definition of the São Francisco craton limit in the investigated sector remains
unclear. Existing studies have positioned this limit as follows: (a) bordering the western boundary of
the Central range (Alkmim et al. 1993, 2006); (b) bordering the eastern boundary of the Central range
(Bertoldo et al. 1993; Cruz and Alkmim 2006); and (c) bordering the western boundary of the Geral
range (Alkmim et al. 2004). Another issue involves the lack of a tectonic model to explain the
relationships between the basement and cover deformation, the origin of the curved structural trends,
and the different variations in the morphostructural framework of the Central and Monte Alto ranges.
In addition to the characterization and structural analysis, these issues will be the focus of this paper.
3.3. STRUCTURAL ANALYSIS
3.3.1. Structural framework
The morphostructure of the Central range is mainly marked by metasediments of the
Espinhaço Supergroup, which present structural trends marked by bedding traces and fold axial traces
in satellite images. The southern segment reveals an approximately N-S strike that inflects to the NE
direction in the northern segment, setting up a small curve with concavity toward the SE (Fig. 2A).
Metadiamictites from the Serra do Catuni Formation outcrop along the western foothills of the Central
range and conform to a narrow strip in the southern segment before becoming wider in the northern
sector. These rocks from the Serra do Catuni Formation are overlapped by metapelites from the
Bambuí Group. The deformation is relatively higher near the contact with rocks from the Espinhaço
Supergroup and attenuates westward towards the cratonic area.
To the east of the Central range, the basement is marked by westward polarized shear zones
with concordant directions to the tectonic fabric of supracrustal rocks (Figs. 2A and 2C). These zones
have curvilinear trajectories on maps with concavity toward the SE and display directions ranging
from NS to NE-SW. In such circumstances, the basement rocks thrust the Central range cover (Fig.
2C). The southern end of this curve is transected by a wide reverse sinistral shear zone with NW-SE
strike and moderate dips to the NE, designated in this paper as the Bocaina-Grama shear zone (BGSZ).
To the south, the basement shear zone system exhibits an NNE-SSW direction with variable eastward
dips (Fig. 2A).
Straight N-S lineaments, interpreted as mafic dikes, are marked on magnetic geophysical maps
(analytical signal) to the west of the Central range (Fig. 2B). These structures are covered by
sediments from the Espinhaço Supergroup and Macaúbas and Bambuí groups. Within the scope of the
Central range, these lineaments are segmented by small lateral displacements or show curved forms;
these structures are continuous and do not present evidence of displacement in the western area. This
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
40
lineament bundle is not clearly defined to the east of the Central range; however, intrusive gabbros
occur only in the vicinity of the Ginete range (Fig. 2A).
Generally, the strain distribution in the area is quite heterogeneous. Rocks with little or no
deformation that progressively change to intensely foliated and deformed rocks are found in profiles
on a scale of a few meters.
3.3.2. Bedding (S0) and lineation on bedding (LS0)
The sedimentary bedding (S0) is defined in the metasediments of the Espinhaço Supergroup by
the presence of stratification/internal lamination, grain size changes, different interbedded lithologies
or sedimentary packaging itself, as evidenced by the existence of bedding planes (Figs. 3A and 3B).
Tangential cross-stratification and ripple marks are commonly well preserved and are used as
stratigraphic top and base indicators (Fig. 3C). Otherwise the diamictites in the Macaúbas Group are
massive, disorganized and devoid of visible layering. In the Bambuí Group, the S0 is well defined from
sandstone laminae interbedded in pelites. Generally, the S0 is well preserved from internal deformation
throughout the western sector of the Central range (Fig. 3E). In addition, the cover of the Espinhaço
Supergroup, which is exposed along the eastern sector of the Central range and on the Ginete range,
shows outstanding penetrative deformation.
Striated surfaces are common on the bedding planes in the western sector of the Central range.
The striae plunges vary from oblique to downdip and are defined by quartz fibers or the orientation of
thin quartz aggregates associated with a layer parallel sliding mechanism (Fig. 3D). The presence of
steps orthogonal to LS0 allows us to characterize the sense of movement (discussed below).
3.3.3. Foliation and related lineation
3.3.3.1. S1 foliation and related lineation
In general, the S1 is defined in the supracrustal rocks by a planar reorientation and
recrystallization of mica and quartz crystals (or aggregates) and is distinguished as a cleavage in finer-
grained or weathered rocks (Figs. 4A e 4C). Along the northern and eastern edges of the Central range
and in the Ginete range, the S1 is pervasive with millimeter spacing. In the western portion of the
southern part of the Central range, the S1 is generally poorly developed and present only in finer grain
size lithologies. The mineral lineation (LS1) contained over the S1 plane is defined by preferentially
oriented micaceous minerals (sericite/muscovite) and/or polycrystalline quartz.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
41
Figure 3.3 - Main features of bedding in the Espinhaço Supergroup cover: A and B) Vertical bedding on
the western edge of the Central range; C) Tangential cross-stratification structure in metasandstones; D)
Lineation (LS0) over the bedding plane (photo view: bottom-up); E) Thin-section of a metasandstone with
no evidence of tectonic and metamorphic planar foliation development (cross-polarized light).
In the metadiamictites from the Macaúbas Group, the S1 marks the structural fabric of its
rocks. This feature is defined in its matrix as a weakly developed cleavage dominated by pressure
solution processes (Fig. 4E). The foliation in these rocks is marked by the orientation of
muscovite/sericite crystals and very thin, dark colored lamellae, which is waste from the dissolution
process. In the metapelitic rocks from the Bambuí Group, the S1 is marked by very thin, slaty
cleavage.
Thin-sections from metasandstones of the Espinhaço Supergroup reveal an S1 characterized by
the preferred orientation of white mica (muscovite/sericite) and quartz. Its development is associated
with low grade metamorphism, which is evidenced by the crystal-plastic deformation of quartz and
marked by strong undulatory extinction (Figs. 4C e 4D). The recovery process of quartz is indicated
by the bulging dynamic recrystallization mechanism. Pressure solutions seem to be an important
process in the development of this foliation. This process is marked by beard-type structures, where
quartz precipitates in the extremities of elongated grains, and dark lamellae arranged parallel to the
foliation that concentrate on the borders of quartz grains (Fig. 4D).
Lineations resulting from the intersection between the planes S0 and S1 (LS0XS1) are interpreted
as parallel to the axial trace of possible folds related to the development of foliation S1 (Fig. 4B).
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
42
Figure 3.4 - Main features of S1 foliation in the cover of the Espinhaço Supergroup and Macaúbas Group:
A and C) S1 foliation in metasandstones of the Espinhaço Supergroup. The foliation planes are well
marked by planar orientation of white mica (sericite) and quartz; B) Intersection lineation between the S0
and S1 planes (the highlighted plane is the bedding); D) Beard-type structure developed on the edges of
quartz grains through pressure solution mechanism (cross-polarized light); E) Incipient S1 foliation in
diamictites of Macaúbas Group (plane-polarized light). Note the darker slides of dissolution marking the
foliation.
3.3.3.2. Sn foliation and related lineation
The Sn metamorphic foliation is defined in the crystalline basement area and occurs in
rocks from the Porteirinha Complex, which displays arrangements parallel or transverse to the
preexisting gneissic banding, and in Paleoproterozoic granitic suites (Figs. 5A e 5B). The Sn fabric is
characterized by the alignment of quartz, white mica (muscovite/sericite), chlorite, and subordinate
biotite. This mineral assemblage defines the anastomosing Sn foliation domain, which involves quartz-
feldspathic microlithons (Figs. 5C, 5D e 5E). Sometimes, this foliation exhibits a protomylonitic
aspect, where quartz and feldspar porphyroclasts show asymmetric strain shadows that developed on
their edges. A crystal-plastic deformation process is defined by quartz undulose extinction. As defined
for S1, the pressure solution mechanism is associated with the development of Sn (Fig. 5E). A mineral
lineation (LSn) defined by the incipient stretching or alignment of micaceous minerals and quartz is
observed over the Sn plane.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
43
Figure 3.5 - Main features of Sn foliation in the crystalline basement rocks: A) Sn foliation transversely
arranged to the oldest banded gneiss rocks of Porteirinha complex; B) Sn foliation printed in granites of
Catolé suite. Note that the foliation is well defined by the alignment of micaceous minerals involving
porphyroclasts of feldspar; C) Sn marked by the planar orientation of biotite flakes (cross-polarized light);
D) Sn domains well marked by the orientation of micaceous minerals and skirting the quartz-feldspathic
microlithons (cross-polarized light); E) Step development in Sn foliation marked by thin white mica and
dark blades that developed due to pressure solution processes (plane-polarized light).
3.3.4. Shear zones
Shear zones affected the gneisses in the Porteirinha Complex and granites in the Catolé Suite,
which arise as imbricated pontoons in relief, in addition to the metasediments in the Espinhaço
Supergroup (Figs. 6A e 6D). They are characterized by mylonitic rock series with the localized
development of phylonites and have thicknesses ranging from tens to hundreds of meters. Within these
areas, the mylonitic foliation (Sm) is anastomosed and presents characteristic features such as S-C
foliation and stretched minerals (Figs. 6B e 6C). Furthermore, stretched quartz veins and venules are
observed according to the foliation, usually with sigmoidal aspects (Fig. 6B). Asymmetric quartz vein
boudins are present in the cover mylonites (Fig. 6D).
The Sm is defined by the strong orientations of muscovite/sericite and recrystallized quartz
crystals, which involves stretched porphyroclasts of quartz (ductile behavior) and fractured feldspar
(brittle behavior) (Figs. 6C e 6E). Oriented biotite occurs in a restricted way on the Sm plane. The
mylonitization process is characterized by a progressive decrease in the granulation of the rocks, with
a tendency for feldspars to disappear followed by an increase in the amount of muscovite and sericite
(phylonites) (Fig. 6E). Locally, Sm appears folded, with the development of Sm2 crenulation cleavage.
These folds are millimetric to centimetric and can show west-verging asymmetrical trends (Fig. 6F).
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
44
The mineral stretching lineation (LSm) is represented by the stretching of quartz crystals and
alignment of muscovite blades. According to Berthe (1979) and Simpson and Schmid (1983), the LSm
is an important marker to determine the shear direction.
Figure 3.6 - Main features of Sm foliation developed in the shear zones: A, B and C) Vertical mylonite of
decametric thickness affecting gneiss of Porteirinha complex; C) Thin-section of A and B elucidating the
presence of recrystallized quartz crystals surrounded by muscovite. Note the presence S-C foliation (cross-
polarized light); D) Shear zone affecting the Espinhaço Supergroup at the Ginete range. The S-C foliation
is well marked and involves asymmetric quartz veins; E) Sm enriched in muscovite and involving
recrystallized quartz crystals (cross-polarized light); F) Asymmetric folds affecting the Sm foliation.
3.3.5. Folds on outcrop scale
Despite the significant folding observed in satellite images (Fig. 7) for the units of the Central
range, the presence of lower-order folds is not common in outcrops. Asymmetric folds occur in the
northern sector with metric wave length. These folds have axes with low, NE-SW plunges and are
associated with the development of large anticlines and synclines (Figs. 8A and 8B). Macroscopic
open folds with rounded hinges and sub-horizontal N-S hinge lines are verified along the bedding in
the western sector of the Central range (Fig. 8C).
3.3.6. Faults
Transverse faults to the dominant structural trend were locally observed in satellite images on
the western border of the Central range. These faults have an NE-SW strike and are up to 5 km long,
cutting much of the Espinhaço sedimentary package. In plain view, these failures show dextral
separation, and the displacement developed soft drag folds that affected the S0 trace line (Fig. 7F).
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
45
Figure 3.7 - Structural framework observed from aerial images and from field survey data. The figures on
the left (A-F) illustrate the main mega-structures observed from the satellite image analysis for structural
domain III (images from GoogleEarth software). A) Asymmetric subvertical folds indicative of sinistral
movement in the sector IIId; B) Interference pattern that resemble to box folds, in sector IIIb ; C) Folds in
the inflection zone of the Central range, where bedding traces indicate S and Z asymmetric forms; D)
Kilometric anticline with curved axial trace present in sector IIIc; E) Chevron folding pattern developed
in the northern of sector IIId; F) Faults with dextral displacement that cuts the sedimentary sequence of
the Espinhaço Supergroup in sectors IIId and IIIe.
3.3.7. Vein systems
Quartz veins occur abundantly within the Central range. The veins were divided into groups
according to their geometry and spacial relationship with the bedding, fractures or S1 foliation. One
group of veins is parallel to the sedimentary bedding and displays millimeter thickness with variable
length (Fig. 9B). These veins, which are common in the western edge of the Central range, can present
striae and steps that developed in response to a layer parallel sliding mechanism, which indicates the
movement kinematics. Another group of veins, with striation marks, is observed parallel to the NE-
SW fractures present in the region.
Near the tectonic contact with the basement at the eastern edge of the Central range are quartz
veins with decimetric thicknesses and low angles to the S1 foliation, with sinistral asymmetric forms
that developed in response to deformation. These veins can determine the active kinematic sense of
movement (Goscombe and Passchier 2003; Bons et al. 2012).
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
46
Two groups of sigmoidal veins with transverse orientations to the bedding planes are defined
in the western portion of the Central range. One group shows moderate dip to the SE and "Z"
asymmetries in plain view and "S" asymmetries in profile view, which indicates a normal sense
movement with a dextral component (Fig. 9A and 9C). The second group of sigmoidal veins has
vertical dip and asymmetrical "S" forms in plain view, consistent with the action of a sinistral shear.
Pairs of conjugated én-echelon veins with type I and II arrangements (Beach 1975; Srivastava
2000) are scarce and characterize another group of quartz veins. These veins, which have millimeter to
centimeter thicknesses, are also transverse to the S0 and define ductile-brittle shear zone systems,
representing a good parameter to characterize the paleostress.
Figure 3.8 - Main folds in outcrop scale. A) Asymmetric fold present at the northwest edge of the
structural sector IIIa; B) Secondary order folds with “S” form; C) N-S recumbent fold affecting the
bedding in sectors IIId and IIIe.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
47
Figure 3.9 - A) Schematic draw illustrating the structural elements present in the western edge of the
Central range, which indicates normal dextral movement; B) Striated quartz veins parallel to bedding; C)
Sigmoidal veins indicating normal dextral movement. Base to the top view for A and B; C, map view.
3.3.8. Fractures
Two main families of sub-vertical fractures were found in the units of the Central range, one
with N-S strike and another with NE-SW strike. The first family is defined by longitudinal joints with
centimetric to metric spacing. The second family is parallel to the previously defined transverse faults.
Some of its joints have occasionally low obliquity, striated surfaces, with step-like marks indicative of
dextral movement. A third, less expressive family of sub-vertical joints is observed with an ESE-
WNW orientation and sometimes shows striations and steps, indicating sinistral movement. These
families can be interpreted as pairs of conjugate shear fractures.
3.4. STRUCTURAL DOMAINS
The study area was divided into five distinct structural domains based on the frequency and
spatial orientation of the planar surfaces S0, S1, Sn and Sm and the magnitude of the acting deformation
(Fig. 10A).
The structural domains I and II mainly comprise deformed basement rocks that outcrop in the
region between the Central and Geral ranges. The boundary between these domains is defined by the
Bocaina-Grama shear zone (BGSZ), which is oriented in the NW-SE direction. Domain III
encompasses the entire morphostructure of the Central range and involves deformed metasedimentary
rocks from the Espinhaço Supergroup and Macaúbas Group. Domains IV and V are marked by
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
48
deformed and undeformed Neoproterozoic rocks, respectively, from the São Francisco Supergroup to
the west of the cover area.
The structural domains I, II and III are characterized by a thick-skinned deformation
mechanism, where the basement actively participates in the cover deformation. For domains I and II,
this mechanism is defined by shear zone systems that affect both the basement rocks and the
metasediments of the Espinhaço Supergroup. The thick-skinned deformation in structural domain III is
based on the structural relief of the Central range, which displays rocks from the Espinhaço
Supergroup located at higher quota than younger units from the Supergroup São Francisco (gap of
approximately 500 m in recent times) (Fig. 10B). This uplift of the Espinhaço Supergroup is possibly
related to the rising of the basement at depth and, according to Cooper et al. (1989), marks an
important criterion for determining tectonic inversion structures. In domain IV, the basement was not
involved in the deformation of the Macaúbas and Bambuí rocks, indicating an epidermic thin-skinned
deformation. The deformation disappear in domain V, where the rocks in the Bambuí Group are sub-
horizontal.
Figure 3.10 - A) Simplified map of the structural domains; B) Digital terrain model showing the high
structural relief of the Central range.
The obtained structural data (linear and planar) are present in Dip direction-Dip/Plunge-Dip
notation and were treated using the OpenStereo (version 0.1.2f) and GEOrient (version 9.5.0) software
(Fig. 11).
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
49
3.4.1. Structural domain I
Defined in the northwestern sector of the study area, structural domain I integrates the
deformation of both granitic and gneissic basement rocks and metasedimentary rocks from the
Espinhaço Supergroup that outcrop in the Ginete range (Figs. 2A and 10A). Its boundary to the east
and west is set from basement tectonic contacts with cover that outcrops in the Geral and Central
ranges, respectively. The northern boundary is transitional and defined by a decrease in the
deformation intensity observed in the basement rocks to the north of the area. The southern limit of
domain II is represented by the BGSZ.
The main structure of domain I is marked by meter spaced shear zones, called the Caldeirão
shear zone system (CSZ) by Drummond et al. (1980) (Fig. 2A). The spacing of these shear zones
generates deformation heterogeneity in this domain, where Sm foliation passes to Sn foliation, and the
presence of undeformed regions in which tectonic-metamorphic foliations are absent. In the southern
portion of domain I, these shear zones have an N-S trend that changes to NE-SW in the center-north
sector. Near the BGSZ, the CSZ rotates to an NW-SW direction (Figs 2A and 7). The main structural
features of this domain correspond to the trends of Sm and the associated LSm, which present respective
average attitudes of 126/50 and 92/30 for the northern sector and 90/44 and 87/40 for the southern
sector (Fig. 11). The variation in the Sn behavior, which developed where the deformation is less
significant, is consistent with that observed for Sm. In the northern region, the Sn has an average
orientation of 120/50, changing to 99/56 in the southern area. The LSn shows no significant variation,
with its maximum orientation calculated as 85/35, which is parallel to LSm (Fig. 11). The parallelism
between Sm and Sn indicates a synchronous development for these foliations.
The Ginete range occurs in an isolated way on the basement area and is bounded to the east
and west by the CSZ shear zones (Figs. 2A and 2C). Due to its proximity to the BGSZ, the mylonites
show an NW-SE direction with a mean orientation of 60/38 for Sm and 80/35 for LSm (Fig. 11).
Boudinaged quartz veins may present asymmetrical rotation under a 170/15 axis and are involved with
the Sm (Figs. 6D and 11). Despite the large deformation, primary structures are preserved and indicate
the stratigraphic top to the east. The distribution diagram for the S0, with an average orientation of
60/21, shows a homoclinal structure with low, NE-dipping angles. The S1 is pervasive and constant in
the metasandstones outcrop, with medium to high dips to the E, according to an average orientation of
90/59. The observed LS0xS1 lineation displays an N-S trend with low plunge (Fig. 11). In general, the
characteristics of the planar structures in structural domain I indicate tectonic vergence to the west.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
50
Figure 3.11 - Structural diagrams for planar and linear structures in structural domains I, II, III, IV, and
in Bocaina-Grama shear zone (BGSZ). Polar projection diagrams of Schmidt-Lambert type (lower
hemisphere). The contour distribution refers to the planar data plots.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
51
3.4.2. Structural domain II
Structural domain II is represented by shear zone bundle that, similar to those described for
domain I, affect gneisses and granites that outcrop to the southeast of the study area. Its eastern
boundary is marked by the tectonic contact of the sedimentary rocks outcropping in the Geral range
with basement rocks. To the west, its boundary with structural domain III is obscured by Cenozoic
talus deposits; the limit with domain IV is marked by the presence of deformed Macaúbas Group rocks
that outcrop in small ranges to the south of the Central range (Figs. 2A and 10A).
These shear zones are part of the São João do Bonito shear zone system (SJBSZ) (as
determined by Drummond et al. (1980)) and exhibit dominant NNE-SSW strikes with high, eastward
dipping angles (average orientation of the Sm is 98/60) (Figs. 2A and 11). The LSm presents moderate
plunges to the ESE (with a maximum of 117/40). Close to the boundary with the BGSZ, the SJBSZ
also shows small sinistral rotation to the NW-SE direction, caused by similar drag to that described for
structural domain I. In areas where the deformation is less intense, the main orientations for the Sn
foliation and LSn are 90/50 and 106/44, respectively (Fig. 11).
The Sn pole pattern distribution is less uniform when compared to the Sm pole distribution
(Fig. 11).
3.4.3. Bocaina-Grama shear zone (BGSZ)
The BGSZ (modified from Costa 2013), which is transversal to the trends of domains I and II,
is present in both the basement and Espinhaço Supergroup rocks. This shear zone, with an inferred
thickness from ten to hundreds of meters, extends from the southern portion of the Geral range region
to southeast of the Central range in the Bocaina range region. The continuity of this zone towards the
interior of the Central range is not well defined (Fig. 2A). The structural fabric of the BGSZ is marked
by NW-SE Sm strike that dips moderately to the NE (average orientation is 60/38). The LSm varies
from oblique to downdip, with a maximum orientation calculated at 87/20 (Fig 11). Boudinage and
rotated quartz veins (with sinistral sense) are present on Espinhaço cover affected by this shear zone
and show low angle plunges to the NNE.
An Sm2 crenulation cleavage deforms the Sm foliation, developing asymmetric folds with
indicated vergence toward the cratonic domain (Fig 11). The Sm2 occurs in an isolated way with an
average attitude of 133/59. The related crenulation lineation Lc shows medium plunge to the ENE
(with a preferential attitude of 84/42).
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
52
3.4.4. Structural domain III
Structural domain III comprises the cover of the Central range and is subdivided into five
structural sectors (IIIa – IIIe) depending on the spatial orientation of S0 and S1 and the observed styles
of folding (Figs. 2A, 7, 10A and 11). Its structural framework is characterized by a significant
decrease in the intensity of deformation from east to west. This change is characterized by the higher
intensity of S1 in the metasediments exposed along the eastern portion of the Central range. The folds
described in this area are complex and largely defined from the analysis of satellite image (Fig. 7).
3.4.4.1. Structural sector IIIa
The IIIa sector comprises the northern sector of the Central range and is characterized by a
succession of anticlines and synclines with NE-SW axial traces, upon which lower-order folds
developed (Figs 7, 8A, 8B, 10A and 11). These folds present closed geometry to the east and open to
the west, which indicates a northwestern decrease in the deformation intensity. The S0 is well defined
and presents dominant NE-SW strike, with dips ranging from SE to NW (mean orientations of 119/22
and 338/22, respectively). The scattering of S0 data is set in a girdle whose axis presents an
orientation of 58/10 (Fig 11). The S1 foliation shows variable intensity and is best developed along the
SE portion of this sector. The S1 mean orientation ranges from 145/68 in the diamictites of the
Macaúbas Group to 135/44 in the metasandstones in the Espinhaço Supergroup, possibly in response
to rheological differences. The LS0xS1 features low angle, NE-SW trending plunges (average
orientation of 61/16), coincident with the orientation of the axis and NE-SW axial fold traces defined
through satellite images (Fig. 11). A flexural slip mechanism for the folding in this sector is indicated
by layer parallel slip.
3.4.4.2. Structural sectors IIIb and IIIc
The eastern edge of the Central range is marked by complex fold systems that seem to indicate
superposed folding phases (Figs. 7A to 7E). This region is subdivided into two structural sectors (IIIb
and IIIc) based on the observed folding patterns and the S0 spatial distribution (Figs. 7, 10A and 11).
Thus, the main feature of the IIIb sector corresponds to kilometric wave length folding with dome and
basin interference patterns. This structure is similar to a box fold with axial traces varying in the sub-
meridian, ENE-WSW and ESE-WNW directions, as seen in the satellite images (Fig. 7B). The
scattering of S0 data for this structural sector fits into two distinct girdles with orientations of 185/13
and 241/35 for the axes (Fig. 11). Three different orientations are observed for the LS0xS1, namely, N-
S, NE-SW (subparallel to the axis obtained by the S0 girdle distribution) and NW-SE. This variation
is consistent with the folds axial traces described above. The S1 is pervasive and has a moderate dip to
the ESE (with an average orientation of 100/40). The LS1 shows variable ENE and ESE directions with
low to medium dips (maximum of 80/20) (Fig. 11).
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
53
Structural sector IIIc (Fig. 10A) is characterized by the presence of anticlines whose axial
traces are weakly curved. An open anticline geometry with rounded hinges and NW-SE twisting axial
traces is described in its northern portion (Fig. 7D). The S1 foliation is concordant to the regional
fabric trend and has variable ESE dips (with an average orientation of 102/33), showing tectonic
vergence to the west (Fig. 11). The S0 poles of this sector show strong dispersion and also define two
girdles, with axis orientations of 303/19 and 179/19 (Fig. 11). The intersection between the bedding
and S1 foliation is parallel to the fold axial traces and shows a NW-SE direction with a preferred
orientation of 309/10 (parallel to the axis).
To the south of sector IIIc, an inverted anticline was diagnosed with an NNE-SSW axial trace
and presents tectonic vergence toward the east (Fig. 2A). Around that fold, the S1 has an average
orientation of 258/24, contrary to the regional tectonic vergence to the west (Fig. 11).
3.4.4.3. Structural sectors IIId and IIIe
These sectors are defined in the eastern portion of the Central range, where the bedding
reveals dominant sub-vertical NNW-SSE trends with cross-stratification that indicates a stratigraphic
top to the west (Figs.4D and 10A). The division between structural sectors IIId (north) and IIIe (south)
is based on the sub-vertical folding geometry, which has a strong E-NE plunge, interpreted from
satellite images. In the IIIe sector, these folds are smooth and symmetrical (Fig. 7F). In the IIId sector,
these folds transition from open to closed asymmetric sinistral geometry (Fig. 7A). Toward the north,
a harmonic chevron fold pattern occurs near the inflection of the Central range (within sector IIIa)
(Fig. 7C and 7E).
In sector IIId, the S0 pole distribution, which indicates an average orientation of 237/81, shows
dispersion that is possibly conditioned by pronounced and asymmetric folds. Its dispersion is
adjustable to a girdle, which indicates a 243/78 orientation for axis (Fig. 11). Lower orders
associated with such folds show axes with 240/40 orientations on outcrops. The S0 diagram for sector
IIIe shows a more even distribution, with a mean orientation of 250/88 (Fig. 11). Layer parallel slip
striations (LS0) are common and show moderate to high obliquity to the bedding plane. Steps
associated with LS0 indicate preferred normal-dextral motion. The S1 foliation plot is poorly developed
for both structural sectors and shows NE-SW strike with an average orientation of 113/22 for sector
IIId and 135/29 for IIIe. When found, the LS0xS1 lineation shows sub-horizontal plunge in the NW-SE
direction for sector IIId and N-S direction for IIIe (Fig. 11).
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
54
3.4.5. Structural domain IV
The structural fabric of domain IV is marked by S1 cleavage showing a dominant N-S
orientation with moderate dip to the E (average orientation 90/50) in the southern portion, which
changes to the NE-SW direction in the north (Figs. 10A and 11). The S1 occupies the axial-plane
position of the folds defined from the dispersion of bedding poles, which defines a girdle with a axis
of 176/40. Due to the S1 orientation, these folds show vergence directed west, towards the cratonic
domain. When identified, the LS0xS1 is parallel to the axis and has an N-S trend with soft plunge (Fig.
11).
3.4.6. Structural domain V
Structural domain V is defined to the western end of the area, where sub-horizontal limestones
from the Bambuí Group with no evidence of deformation structures are present (Drumond et al. 1980;
Bertoldo 1993) (Fig. 10A).
3.5. STRUCTURAL ANALYSIS OF SHEAR ZONES
Macro- and microstructural analyses were performed for the shear zones that affect the
basement. Three samples were selected for SEM studies through electron backscatter diffraction
(EBSD), namely, AS129 from the CSZ, AS240 from the BGSZ, and AS355 from the SJBSZ. These
samples were first polished in diamond until reaching a fraction of 0.1 m and then passed to colloidal
silica and polished for approximately 8 hours. The electron microscope was set at 20 kV; the sample
surface was inclined at 70 degrees to the horizontal at a distance of 33 mm. The patterns were
collected automatically at intervals of 10 m and processed via the Channel 5 software (HKL-Oxford).
3.5.1. Kinematics of shear zones on the outcrops
The major shear zones observed and presented earlier correspond to the Caldeirão, São João
do Bonito and Bocaina-Grama shear zone systems. The kinematic indicators on the outcrop scale
consist mainly of asymmetric quartz rotated boudins, pairs of S-C foliation with sigmoidal foliation
(Fig. 6D), and asymmetrical quartz/feldspar porphyroclasts.
In the northern sector of the CSZ, where the shear zones exhibit an NE-SW direction, the rake
between the LSm and Sm planar surfaces is approximately 60°. This obliquity to the indicators of
sinistral rotation suggests reverse movement with a dextral component for these zones (with a
transport direction from the top to the W) (Figs. 2C and 11). In the southern portion of the CSZ, these
relationships indicate pure reverse movement in the N-S direction (with a rake near 88º) that changes
to sinistral reverse movement near the BGSZ, where the Sm direction is rotated to the NW-SE
direction and the rake of LSm is 74°. In the areas belonging to the SJBSZ, the indicators of sinistral
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
55
sense, which added to the 75° obliquity between the Sm and LSm, reveal reverse movement with a weak
sinistral component and indicate transport from the top to the WNW (Figs. 2C and 11). The BGSZ
behavior is similar to that of the SJBSZ. However, the rake of 64° between Sm and LSm in the BGSZ
indicates a more expressive sinistral component associated with reverse movement (Fig. 11).
3.5.2. Microstructures and deformation mechanisms
Microstructural description reveals a ductile-brittle deformation tendency for the shear zone
systems. The mylonites generally have quartz and/or feldspar porphyroclasts surrounded by a thin
matrix composed of intensely recrystallized quartz and white-mica (muscovite and sericite) with minor
amounts of biotite.
Quartz crystals have a high susceptibility to plastic deformation, due to the mechanisms of
intra- and intercrystalline deformation (Figs. 12A, 12B, 12C and 12D). Another process diagnosed in
the development of mylonitic rocks is pressure dissolution. This process is marked by the presence of
thin, dark blades consisting of insoluble material that are oriented parallel to the foliation and
concentrated in the vicinity of the quartz porphyroclasts during the dissolution (Figs. 12D and 12G).
The quartz porphyroclasts show lobate contacts and strong undulose extinction (Figs. 12A,
12B, 12C, 12F and 12H). The dynamic recrystallization process is mainly determined by a
competition between bulging and subgrain rotation, which is common during the development of the
core-mantle structures in the larger porphyroclasts (Figs. 12B and 12H). Sometimes, recrystallized
quartz layers with granular structures show evidence of a precipitation mechanism controlling the
growth, which is evidenced by crystals with polygonal contacts (Fig. 7D). Quartz porphyroclasts that
are strongly stretched parallel to the Sm foliation are not frequent structures (Figs. 12E and 12G).
The feldspar porphyroclasts show more brittle behavior, often appearing fractured with
domino, V-pull-a-part, or boudinage arrangements (Figs. 12I, 12J and 12K). Feldspar crystal-plastic
deformation is rare and can occur as weak undulose extinction, as observed in some grains. The K-
feldspar may have perthitic structures, which are probably related to deformation (Pryer 1993;
Passchier and Trouw 2005) (Fig. 12I). Some feldspar porphyroclasts show pressure shadows formed
by quartz, feldspar, white mica, and local biotite neoblasts (Fig. 12L).
White mica (muscovite and sericite) largely comprises the mylonitic matrix and marks the
foliation (Fig. 6E). Note that the decreasing feldspar amounts in most developed mylonites is
accompanied by an increase in the proportion of white mica and quartz. This fact characterizes the
softening reaction process during progressive deformation (White and Knipe 1978; Mitra 1992; Dixon
and Williams 1993; Wibberley 1999; Passchier and Trouw 2005).
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
56
Figure 3.12 - Microstructures, deformation mechanisms and main kinematic indicators of shear zones.
The kinematic sense indicates a top to the west movement. (qtz) Quartz, (fsp) feldspar, (ms) muscovite,
(ser) sericite, (bt) biotite. A and F) S-C structure with development of asymmetric pressure shadow in
quartz porphyroclasts; B) Quartz porphyroclasts with strong undulose extinction and bulging
recrystallization well marked on its edges; C and D) S-C structure with bulging recrystallization; E and
G) Strongly stretched quartz parallel to the mylonitic foliation. The blades of dark insoluble material are
indicative of pressure dissolution processes; H) Quartz intensely recrystallized with development of
oblique foliation; I, J and K) K-feldspar porphyroclasts with brittle deformation of V pull-a-part (I, K)
and dominoes (J) type. In (I) the perthite was possibly developed in response to deformation; L) Pressure
shadow formed by quartz and biotite in k-feldspar porphyroclast. (F and G) Plane-polarized light; (all
others) cross-polarized light.
3.5.3. Quartz CPO analysis
Analyses of the crystallographic axes orientations were performed in deformed quartz
porphyroclasts (AS129 and AS240) and quartz grains with no apparent crystal-plastic deformation
(AS355). The low data amount obtained for samples AS129 and AS240 compared to AS355 may be
caused by poor indexation based on the quantity of deformation printed in the quartz crystals, which
reveal strong undulose extinction. Another possible cause for the low indexation may be the large
amount of white mica in these samples, which complicates satisfactory polishing.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
57
The results for sample AS129 show a tendency for the crystallographic planes to rotate in a
counterclockwise sense around the quartz c-axis, shown by the comet shape of the maximum polar
concentrations (Fig. 13A). These rotations vary between 20° and 30° around the initial position. A
secondary concentration is defined by quartz c-axis poles concentrated in the NW quadrant, which
have low angles to the periphery direction of the reference X axis, with the prismatic planes fitting in
similar girdles inclined at 30º to the reference Z axis (Fig. 13A). This secondary orientation may be
caused by the presence of new grains associated with the host grains rotation.
The AS240 sample shows a similar tendency for the quartz c-axis orientation to that described
for the secondary concentration of AS129, with most c-axes having low angles to the reference X axis
and prismatic planes defining similar girdles (Fig. 13B). The rhombohedral planes are diffuse and do
not have a well-defined maximum concentration. However, note that there is no common axis of
rotation observed in AS129.
For sample AS355 the pattern distribution of quartz c-axis orientation are similar to the
asymmetrical type II cross girdle (Lister 1977). A strong dispersion marks the pole diagrams for the
prismatic and rhombohedral planes (Fig. 13C).
3.5.4. Kinematic analysis at the microscale
Microscopic kinematic indicators are consistent with the indicators seen in the mesoscopic
scale. The main kinematic indicators observed are represented by asymmetric structures, C-S type
shear foliation fabrics, foliation steps, and the presence of asymmetrical and type pressure
shadows along the porphyroclasts edges (Figs. 12A, 12D and 12F). Other less common shear sense
indicators are represented by an oblique foliation defined in intensely recrystallized quartz levels and
sigmoidal polycrystalline quartz aggregates (Figs. 12C and 12H). In all of the samples, we obtained a
reverse shear sense with a transport direction from the top to the west.
The crystallographic quartz preferential orientation data agrees, in part, with this kinematic
sense. As presented in the previous section, the rotation around the c-axis that developed in sample
AS129 and the asymmetrical cross girdle pattern obtained for AS355 c-axes indicate the role of
sinistral shear movement, with movement from the top to the west, which is compatible with the
reverse sense of these shear zones (Figs. 13A and 13C). The secondary concentrations observed in
AS129 and AS240, whose quartz c-axes have low angles to the reference X axis, are understood here
to have been developed by the rigid body rotation of sinistral quartz crystals, suggesting the action of a
cataclastic flow, and do not indicate dextral displacement over the crystallographic plane <c>.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
58
Figure 3.13 - Equal area lower hemisphere polar projection of EBSD quartz lattice preferred orientations
for samples AS129 (A), AS240 (B) and AS355 (C). The left photos show a SEM image of the scanned
areas.
3.6. PALEOSTRESS ANALYSIS
Approximate paleostress determinations can be estimated from sets of en-échelon veins, which
are present in the sedimentary cover of structural domain III, and the directions of the incremental
shortening (P) and extension (T) axes. The P & T axes are defined as the angular relationships
between the fault surfaces and the sense and direction of movement marked by associated lineations
(Marrett and Allmendinger 1990; Bons et al. 2012). The incremental kinematic axes 1, 2 and 3 are
interpreted as sub-parallel to the tensors 3, 2 and 1, respectively.
Kinematic axis analyses were developed for the shear zones defined in structural domains I, II,
and to the Bocaina-Grama shear zone, as well as to the layer parallel slip surfaces that occur on the
western edge of the Central range in structural sectors IIId and IIIe. The data were analyzed in both
separately and aggregate for each sector with use of the Faultkin software, version 7.2.9 (available at
www.geo.cornell.edu/geology/faculty/RWA/programs/faultkin.html). For the kinematic
determinations, it is assumed that the fault slip data do not reorient and that the active deformation is
coaxial and homogeneous. Additional considerations and limitations of this method are discussed in
Marret and Allmendinger (1990).
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
59
3.6.1. Vein systems
En-échelon vein systems present in the Central range indicate two approximately orthogonal
directions of shortening, with approximately ESE-WNW and NNE-SSW directions for σ1 (Figs. 14A,
14B and 14C). These directions are characterized by dextral and sinistral tension gashes showing
N80°E and N30°W directions to the ESE-WNW shortening and N30°E and N30°W directions to the
N-S shortening, respectively.
3.6.2. Lineation LS0 on the bedding
Due to changes in the orientation of the layer parallel slip surfaces defined on the western edge
of the Central range, these data were analyzed separately for each sector (IIId and IIIe) and in
aggregate. The relationship of the striae and steps present on these surfaces, which generally dip to the
WSW, defines slip vectors indicative of normal to normal-dextral movement. This kinematics is
corroborated by the presence of sigmoidal veins with "Z" forms in plain view and "S" in profile view,
which are also indicative of normal movement associated with a dextral oblique component.
The P&T diagrams and the solution of the incremental kinematic axes defined by the
eigenvectors 1, 2, and 3 (Linked Bingham analysis - unweighted) indicate NNE to NE shortening
oriented 26/57 for the aggregated data. When analyzed by structural sectors, the orientation of
incremental shortening is 49/62 to 13/46 for sectors IIId and IIIe, respectively. The associated
extension is graphically represented by the axis 1 and displays sub-horizontal, WSW to SW plunge
(with orientations of 267/15 for the IIId sector, 239/26 for IIIe and 258/21 for the aggregated data)
(Fig. 15A). The values for 1 and 3 do not vary considerably when comparing the data processed by
sectors or combined data. This stress field is related to an extensional event imprinted onto the
Espinhaço Supergroup metasediments.
3.6.3. Shear zones
The diagrams of the kinematic axes obtained for the shear zones present in the area are
presented in Fig. 15B. The solutions indicate a change between ESE-WNW and ENE-WSW
horizontal orientations for the shortening (represented by the axis 3) and sub-vertical orientation for
the incremental extension 1. The variation in the incremental extension seems to be conditioned by
the directional components associated with reverse dominant movement and the varying orientations
of the shear systems. When interpreted together, the data indicate horizontal shortening according to
the ESE-WNW direction (orientation of 94/01) with a sub-vertical axis of minimum effort (with an
orientation of 350/84).
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
60
Figure 3.14 - A e B) Conjugated en-échelon veins systems observed in metasandstones of the Espinhaço
Supergroup outcropping in Central range; C) Schematic drawing with the interpretation of active
paleostress for the development of these structures.
It can be considered that the results obtained for the shear zones show consistent regional
tectonic significance because of the approach of the shortening directions defined in the literature for
the Araçuaí fold and thrust belt deformation (Uhlein 1991; Bertoldo 1993; Dussin and Dussin 1995;
Grossi-Sad et al. 1997; Alkmim et al. 2007; Costa 2013).
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
61
Figure 3.15 - Equal area lower hemisphere polar projection of incremental shortening (P-axes) and extent
(T-axes) axes set to: A) Layer parallel slip in western edge of the Central range (structural sectors IIId
and IIIe; B) Shear zones of the structural domains I and II, in addition to the Bocaina-Grama shear zone.
3.7. DISCUSSION
3.7.1. Interpretation of the structural evolution
The structural analysis presented previously enables the individualization of two distinct
tectonic events, that is, one of a compressional nature and one of an extensional nature. These events
are respectively related to the installation of a rift responsible for the deposition of the Macaúbas
Group and the tectonic inversion event that affects the northwestern portion of the Araçuaí fold and
thrust belt. However, the existence of an older event of an extensional nature is most likely related to
the installation of the Espinhaço Supergroup rocks.
3.7.1.1. Espinhaço rifting event (ERE)
This event was responsible for forming a system of sub-meridian rifts inside the São
Francisco-Congo paleocontinent, which were tectonically inverted during the Brasiliano orogeny
(Schobbenhaus 1996; Danderfer & Dardenne 2002). In northern Espinhaço, Danderfer (2000) has
characterized an asymmetric rift (half graben) with a depocenter arranged along the Santo Onofre fault
(master fault) to explain the sedimentary fill of the Espinhaço Supergroup. The Santo Onofre fault
extends south for more than 800 km with an invariable dip to the east and was reactivated during the
extensional event responsible for depositing the Macaúbas and Santo Onofre Groups (Schobbenhaus
1996; Danderfer 2000). In central Espinhaço, a half graben structure has also been described to the
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
62
Espinhaço rift, but the stratigraphic records suggest an extensional tectonics to the west of the Santo
Onofre fault (Costa 2013).
Thus, here, the succession of the Espinhaço Supergroup occurring in the segment of Central
and Monte Alto range was assumed to represent the record of a half graben filling within the regional
intracontinental rift system, despite it being distinct from the development to the east of the study area.
In this scenario, a NNW east-dipping master fault, with a listric trajectory, was believed to exist. The
Gameleiras block defines the footwall to the west. The Caldeirão and São João do Bonito blocks,
which are segmented by the Bocaina-Grama fault, define the flexural half graben edge, isolating the
Central range basin from the basins in central Espinhaço (Fig. 16A and schematic cross-section A-A’).
The sedimentation pattern is compatible with a shallow marine environment, with marked
conglomerates layers likely related to an input from the Gameleiras block. The absence of
conglomerates in the eastern portion of the Central range supports the development of a flexural
margin. The cumulative thickness within the half graben possibly exceeds 2000 m of sediments. The
Bocaina-Grama fault was interpreted by Costa (2013) as a paleo dextral transtensional fault. This fault
would connect the paleo-half graben of the Central range with that in the Geral range region.
3.7.1.2. Macaúbas rifting event (MRE)
According to the most recent literature, the Macaúbas Basin has been interpreted as a
Tonian/Cryogenian rift that resulted from the fragmentation of the Rodinia supercontinent (Pedrosa-
Soares and Alkmim 2011). The diamictites in the Serra do Catuni Formation, which occurs along the
western edge of the Central range, correspond to a more proximal glaciogenic deposits. To the south
of the investigated area, Babinski et al. (2012) have collected detrital zircons from samples of this unit
and obtained a U/Pb maximum deposition age of 933 ± 8 Ma. Structural evidence for the tectonics of
the Macaúbas rift basin is rarely described in the literature. Hercos et al. (2008) have interpreted half
grabens filled by diamictites in seismic sections to the west of southern Espinhaço. Danderfer (2000)
portrayed dextral transtensional tectonics for the formation of Santo Onofre rift in northern Espinhaço,
considered by many authors as an extension of the Macaúbas rift in the northern portion of the São
Francisco craton (e.g., Schobbenhaus 1996; Danderfer & Dardenne 2002).
An interpretation for the geometry of the Macaúbas rift in the study area is problematic due to
the lack of additional elements, such as master and subsidiary faults associated with transtensional
tectonic exposures. Here, we have employed the half graben geometry proposed by Hercos et al.
(2008) and Danderfer (2000) for southern and northern Espinhaço, respectively, to explain the
deposition of the Macaúbas Group and the tilting of the Espinhaço Supergroup layers. This geometry
varies depending on the dipping of the master fault, which would have subsequently controlled the
inversion and shortening processes within the basin (e.g., Danderfer 2000; Gomes et al. 2006; Hercos
et al. 2008; Yagupsky et al. 2008). Along the western edge of the Central range (IIId and IIIe
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
63
structural sectors), structural records related to the formation of the Macaúbas Basin were found in
rocks of the Espinhaço Supergroup. These records include layer parallel slip surfaces and sigmoidal
vein families that accommodated the hanging wall deformation, setting up rollover geometry along the
eastward-dipping master fault (Fig. 16B and schematic cross-section B-B’). Paleostress analysis favors
this interpretation and suggests a dextral transtensional tectonic regime for the Macaúbas Basin.
The layer parallel striae that developed over bedding planes presents medium to high
obliquity, with steps that usually indicate normal-dextral kinematics (Figs. 9A and 11). Such structures
attest to flexural slip during the extension and tilting of the hanging wall layers. Similar situations
were described by Williams and Vann (1987), Ferrill et al. (1998), and Higgs et al. (1991). To flexural
slip resulted from compression-related folding, the kinematics should indicate a reverse sense with
flow toward hinge zones (e.g., Erslev and Mayborn 1997; Johnson and Johnson 2000, and references
therein; Fossen 2012). However, this is not observed in the west-dipping layers, which show normal
stratigraphic top indicators. The P&T diagrams indicate that the maximum effort to generate a flexural
slip area stands sub-vertical, compatible with an extensional field (Fig. 15A). In addition, sigmoidal
veins whose geometric arrangements also support an extensional process were described.
During the extensional tectonics in the Macaúbas basin, the Espinhaço Supergroup succession,
as previously interpreted, would already have been under confinement conditions, lithified and
mechanically able to experience layer parallel slip. In extensional regimes, the effort field can be
assessed from fault striations, with the 3 direction usually marking the regional extension direction
(for e.g., Destro 1995; Saintot et al. 2011). The layer parallel striae described herein is related to the
hanging wall deformation under a local efforts field that is, in principle, independent from the regional
efforts. The paleostress field for the layer parallel shear of the western border of the Central range
provided the following average attitudes for the principal stress axes: σ1 – 26/57; σ2 – 159/23; and σ3
–258/21. When considering these orientations, the extension could be, in principle, interpreted
according to the ENE-WSW direction. However, in this case, the regional extension is best indicated
by a slip-linear plot that provides an NW-SE trend for 3 (Fig. 17A).
The block diagram of figure 17B shows the relationship between the stress on the cover in
relation to the regional stress field and the development of flexural sliding in response to a dextral
transtensional process. The development of layer parallel shear over frontal extensional tectonics is
unusual when the layers experience little rotation and thus acquire low dip against the failure.
Striations have been observed in cases where the hanging wall rotates more, causing greater strata dips
that favor layer parallel slip (Ferrill et al. 1998). Although the development of flexural sliding on
extensional systems is hampered due to the nearly perpendicular bedding position relative to σ1, the
active strata rotation during the evolution of rollover relocates the layers with respect to σ1, favoring
the development of layer parallel motion (Bischke and Suppe 1990). In the case of transtensional
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
64
regimes, which have directional components associated with extension, one assumes that the layers
also acquire greater dips against the master fault, favoring flexural layer slip to accommodate the
rollover deformation. Rotation and medium to high angle layer dips are common along directional
faults (Allen and Allen 2005).
However, the rocks in the Espinhaço Supergroup were deformed during the Macaúbas basin’s
dextral transtensional tectonics, setting up rollover geometry and exhibiting high dip layers close to
the edge of the master fault. That would explain the orientations from the paleostress and inter-strata
slip in the area. The development of rollover would be controlled by basement block rotation towards
the master fault edge (Fig. 16B and schematic cross-section B-B’). According to Anderson (1951), the
orientation of the master fault in extensional systems is usually perpendicular to the direction of
maximum extension (σ3). Thus, we consider that the direction obtained for the extension of the
hanging wall indicates an NNW-SSE fault (Fig. 16B and 17B). This direction coincides with the
contact orientation between the Espinhaço Supergroup and Macaúbas Group, reflecting some control
over the morphostructure of the Central range. To accommodate large amounts of rollover rotation, a
high angle master fault that bends at depth may flatten (Fig. 16B).
The nonalignment between the morphostructures of the Central and Monte Alto ranges and the
different orientations of their structural trends express a regional scale tectonic problem that still does
not have a clear explanation (Figs. 2A and 16B). Likewise, the curving structural trend in the northern
portion of the Central range is a problem to be solved. According to the structural analysis of the
tectonic inversion phase, the curve in question would be irrotational (sensu Marshak 2004),
corresponding to an originally curved segment structured during the tectonics of the Macaúbas basin.
Bertoldo et al. (1993) defines a homoclinal structure that gently dips to the SW for the Monte
Alto range. As the inversion of this segment was extremely weak, we interpret this feature as a result
of extension associated with an NW-SE master fault that dips to the NE. The link between this failure
and the master fault of the Central range would take place through an accommodation zone or an NE-
SW transfer fault with low to moderate dip towards the SE.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
65
Figure 3.16 - Hypothetical paleogeographic and tectonic model to explain the structural evolution of the
area. A and cross-section A-A') Espinhaço rifting event; B and cross-section B-B') Macaúbas rifting event;
C and cross-sections C-C' and C''- C''') Tectonic inversion event; D) Schematic draw illustrating the
oblique behavior of Gameleiras block. (CB) Caldeirão block; (SJBB) São João do Bonito block; (GB)
Gameleiras block.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
66
Although this element is not exposed, the analytic signal geophysical map would indicate its
existence by the segmentation of magnetic lineaments in the accommodation area (Fig. 2B). The low
dip transfer failure is supported by the deformational style of the Espinhaço Supergroup, whose folded
layers constitute a first-order regional envelope with low dip to the NW. Thus, we define a
accommodation zone between the master faults of the Central and Monte Alto ranges, where the rocks
from the Espinhaço Supergroup have been extensively folded according to an anticline and a syncline
with an NW plunge (Fig. 16B). The syncline axial trace somewhat coincides with the Rio Verde
Pequeno alignment, defined by Bertoldo (1993). A similar geometry to the above was described in the
northwestern Red Sea by Mustafa (2002), with rift blocks tilting toward their bounding faults and the
resulting anticline and syncline between the blocks. The space for the deposition of the Macaúbas
Group in the accommodation area would configure a pull-a-part type structure, elucidating the reason
of its greatest extensions in this region.
Figure 3.17 - A) Slip linear plot of LS0; B) Schematic draw illustrating the LS0 development in the rollover
structure over a NW-SE extensional regime. (GB) Gameleiras block; (EWH) Espinhaço hanging-wall.
3.7.1.3. Tectonic inversion event (TIE)
The deformation recorded in the area, including the terrains located between the Gameleiras
block and Santo Onofre fault (domains I, II and III), can be related to an oblique convergence with
westward directed mass transport and principal stress oriented ESE-WNW to E-W, where preexisting
anisotropies control the nucleation of basement shear zones. In the oblique compression, both the
Caldeirão and São João do Bonito blocks induce deformation and metamorphism in the exposed cover
of structural domains III and IV. The Gameleiras block, interpreted as the footwall of the master fault
of the Macaúbas rift, acted as a rigid surface, inhibiting the basement deformation from spreading to
the west; over this block, only thin-skinned deformation is imposed on the cover of the São Francisco
Supergroup (Figs. 16C and 16D). A transpression effect with a sinistral directional component is
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
67
diagnosed along the southern portion of domain III. The temporal relationship between the effects of
ESE-WNW compression, which is pervasive throughout the region, and transpression is not clear.
Either may have acted simultaneously as a result of deformation partitioning. The compressional
tectonics is clearly related to the Brasiliano tectono-metamorphic event because the deformation
affects the Statherian granites in the Catolé suite and Meso-Proterozoic cover rocks from the São
Francisco Supergroup.
The shortening direction is defined from the mineral/stretching lineation plunge of shear
zones, the incremental axes obtained in the P&T diagrams and the orientation of the en-échelon vein
arrays found in the Central range cover (Figs. 11, 14 and 15B). Pairs of shear fractures are also
indicative of this compression (Fig. 11). The ESE-WNW shortening corroborates the results Bertoldo
et al. (1993) and Costa (2013) obtained for the northern Central range and Geral range, respectively.
In a general way, this direction also corresponds to the regional E-W compression pattern of the
external Araçuaí orogen domain (Uhlein 1991; Dussin and Dussin 1995; Grossi-Sad et al. 1997;
Uhlein et al. 1998; Alkmim et al. 1993, 2007).
The shear zones present in the basement in the area of structural domains I and II commonly
show dips exceeding 50º and surpass the expected dip of new thrust fault nucleation (Fig. 11) (Sibson
1990; Ivins et al. 1990). This characteristic indicates that the final structural style possibly portrays a
strong control of the pre-inversion geometry from the reactivation of normal faults as high angle
reverse faults. However, the presence of low angle reverse shear zones, which dip less than 35º,
indicates that new thrust faults were also nucleated during the Brasiliano tectonics. The contractional
reactivation of normal faults has been characterized in several tectonic sites and is an efficient way to
accommodate crustal shortening (Butler 1989; Cooper et al. 1989; Coward 1994). The reactivation of
preterit structures related to extensional events during the Brasiliano inversion has also been given in
other sectors of the Araçuaí belt (e.g., Danderfer 2000; Lagoeiro 1990; Cruz and Alkmim, 2006;
Hercos et al. 2008; Kuchenbecker et al. 2011).
Shortening deformation was responsible for developing the Sm, Sn and S1 tectonic fabrics in
the basement and cover rocks (Figs 4, 5 and 6). The reverse shear zones in domains I and II favored
basement rocks to thrust over the western metasedimentary cover units of the Central range, featuring
a thick-skinned deformation (Figs. 3C and 16C). In such circumstances, the cover would have been
deformed in response to these thrusts. The remains of the Espinhaço cover present in the Ginete range
are bordered by low to medium angle shear zones and are interpreted as tectonic wedges resulting
from these thrusts. During the inversion process, the Bocaina-Grama shear zone, labeled by Costa
(2013) as a reactivated transfer fault, acted as a tear fault with a strong sinistral directional component
associated with crustal shortening (Fig. 16C). This shear zone reveals progressive deformation with
the development of an SE-dipping Sm2 crenulation cleavage and axial-plane of west-verging folds.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
68
The cover deformation disposed along the eastern portion of the Central range (sectors IIIb
and IIIc) comes from the tectonic inversion of the basement, probably from the reactivation of ancient
normal faults (antithetic and synthetic) (Figs. 2C, 16C and schematic cross-sections C-C’and C’’-
C’’’). The effects of this cover deformation are represented by a strongly penetrative S1 plane axial to
N-S folds that are characterized in satellite images and S0 stereograms (Figs 7 and 11). In the
southeastern portion of the Central range (south of sector IIIc), the reactivation of an antithetic fault is
interpreted to explain an E-verging fold, contrary to the regional tectonic transport (Fig16C and
schematic cross-section C’’-C’’’). Due to the lower deformation recorded in the western portion of the
Central range, the basement inversion at depth would have induced an anti-clockwise rotation of the
cover (facing north). In general, this rotation would have been responsible for accentuating the dip of
the Espinhaço Supergroup’s strata, which previously rotated during the Macaúbas tectonics, favoring
the placement of sub-vertical layers on the western edge of the Central range (Fig. 16C). Similar
situations were modeled by McClay (1989).
Within the limits established by the Rio Verde Pequeno tear fault to the north and the Bocaina-
Grama shear zone to the south, including the basement of domain I and the Espinhaço cover of domain
III, the planar structural elements (foliation and shear zones) configure a curved path in map view,
defining a small orogenic salience with SE-facing concavity (Fig. 2A and 7). The structural trend
features an NE-SW direction in the northern region and NW-SE direction near the Bocaina-Grama
shear zone. Regardless of the curvature location, the stretching lineations that developed in the shear
zones and mineral lineations observed on the cover units show constant eastward plunges, with minor
variations to the ENE and ESE directions. According to the classification criteria proposed by
Marshak (2004), this structure can be interpreted as an irrotational curvature. The internal structural
trend of the curvature shows some parallelism with the trajectory of the Santo Onofre fault to the east
and the main fault of the Macaúbas rift to the west (Figs. 16A and 16B). This suggests that the
basement deformation inside the curvature would have been controlled by inherited structures that
originated from previous basin events. Usually, curves controlled by the reactivation of normal faults
form fold and thrust belts that begin curved and do not experience rotation or oroclinal folding
(Marshak 1988, 2004; Macedo and Marshak 1999), which is characteristic of the curvature defined
herein. A second curvature control could relate to the drag folding of the structural trend along the Rio
Verde Pequeno fault and Bocaina-Grama shear zone. In this case, the Rio Verde Pequeno fault causes
the clockwise drag rotation of the northern Caldeirão shear zone and the cover units of the Central
range to the NE-SW direction. Its dextral kinematics was observed by Bertoldo (1993). Similarly, the
drag imposed by the reverse sinistral Bocaina-Grama shear zone during inversion would have caused
the counterclockwise rotation of the Caldeirão and São João do Bonito shear zone systems to the NW-
SE direction. A characteristic of curvatures controlled by faults that cut the fold-thrust belt is the
gradual rotation of originally straight segments (Marshak 2004). In this case, we expect a change in
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
69
the orientation of the lineation (mineral or stretching) in areas where drag rotation is active. However,
the orientations of the lineation do not vary considerably.
The deformation along the orogenic curvature changes into confined flow, which was
supposedly controlled by the curved extensional geometry of the Macaúbas rift event. The footwall
blocks of the NNW-SSE master fault and the NE-SW transfer fault, which link segments of the
Central and Monte Alto ranges, acted as rigid blocks (buttress), molding the shortening on the Central
range as the westward basement was thrusted. Situations of confined flow deformation were
previously described along syncline rails structured by orogenic events (e.g., Lagoeiro 1990;
Danderfer et al. 1993; Chemale Jr. et al. 1994).
N-S shortening associated with westward tectonic transport occurs in the western part of the
curvature. The material confinement at this location accommodates deformation that caused the
nucleation of en-échelon vein arrays and E-W axial trace folds. In a complex way, the superposition of
E-W folds over N-S homoclinal structures resulted in the interference patterns observed in structural
sectors IIIb and IIIc (Figs. 7B, 7D and 14B).
Sinistral transpressive effects represented by sub-vertical folds with counterclockwise
asymmetry are interpreted along the western edge of the Central range (structural sector IIId) (Fig.
7A). This process must have been responsible for the S0 dispersion in structural sectors IIIb, IIIc and
IIId, where axes with NW, SW and sub-vertical plunges, respectively, are distinguished (Fig. 11).
Part of the deformation imposed by this directional component has focused on the sector IIId region,
where chevron folds occurred (Figs. 7C and 7E). The sinistral transpression is interpreted here as a
response to WNW oblique polarized flow against the footwall (buttress stop) structured along the
NNW-SSE Macaúbas master fault.
The NE-SW folds in the IIIa sector would have developed in response to the basement thrust
effect over the sedimentary cover, with the structural trend being shaped by the strike ofo the transfer
fault. In such circumstances, it is almost certain that this fault acted as a reverse-dextral oblique ramp,
blocking the normal flow westward, and caused the development of NW-verging folds and the axial-
plane foliation S1 (Figs. 2C, 16C and 16D). A similar geometry was interpreted by Hayward and
Graham (1989) for the Digne thrust system in the French Alps region.
In structural domain IV, the deformation of the Macaúbas and Bambui Groups would have
occurred over a horizontal basal detachment that was structurally positioned above the basement.
Bertoldo (1993) described structures that were derived from epidermal deformation to the north in the
Monte Alto range area. Brasiliano tectonic effects are absent in structural domain V, where the
horizontal layering in the pelitic-carbonatic sequences of the Bambuí Group is undeformed (Fig. 17C
and schematic cross-sections C-C’ and C’’-C’’’).
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
70
3.7.2. Metamorphism
In general, the intensity of deformation and metamorphism decreases toward the São
Francisco craton to the west of the Espinhaço fold-and-thrust belt (external portion of the Araçuaí
orogen) (Uhlein 1991; Alkmim et al. 1993). In the study area, the deformation mechanisms and
mineralogical assembly characterized for reverse shear zones of the basement (mylonitic foliation
dominated by white mica, with chlorite and epidote occurrences) and the preservation state of the
primary sedimentary structures observed in the metasedimentary cover indicate low-grade
metamorphism (greenschist facies). The low-grade metamorphism in the cover is also characterized by
S1, which is evidenced by the dominance of pressure solution processes and bulging mechanisms for
quartz recovery. In a general way, it is possible to notice the deformation magnitude decreasing
toward the west.
Based on Trouw et al. (2010), the microstructures characterized for the basement shear zones,
which have quartz deformed by crystal-plastic processes and dominantly fractured feldspar with low
evidence of crystal-plastic deformation, suggest that the mylonites originated at temperatures between
250° and 500°C. The bulging process for quartz recrystallization occurs at temperatures of 280-400°C;
within a range of 400 to 500°C, the process of subgrain rotation becomes more active (Stipp et al.
2002a, b).
Thus, it is clear from the microstructural analysis that the temperatures during the active
deformation and metamorphism of the study area did not exceed 500°C because the quartz would
display chessboard undulating extinction at higher temperatures (e.g., Lister and Dornsiepen 1982;
Mainprice et al. 1986). The behavior of feldspar, whose deformation occurs by fracturing, also
indicates brittle conditions and low temperatures during the active deformational and metamorphic
processes of the shear zones’ nucleation.
The results for the main crystallographic axes of quartz, especially the c-axis, are compatible
with low to intermediate metamorphic grades. The asymmetric cross girdle obtained for the AS355
sample indicates basal plane displacement, which is reconcilable with low temperatures during
deformation (Lister 1977; Passchier and Trouw 2005) (Fig. 13C). According to Kruhl (1998) and Law
et al. (2004), the opening angle of the quartz c-axis girdle distribution is a good indicator to determine
the temperature: the larger the angle, the higher the temperature. An opening angle of approximately
50° defines the girdle c-axis distribution for AS355 and is compatible with temperatures lower than
500°C, which is consistent with the estimated temperatures based on the deformation mechanisms of
quartz and feldspar.
The obtained pattern for AS129 shows a tendency for the crystallographic quartz planes to
rotate around its c-axis (Fig. 13A). A similar pattern was observed by Vernooij et al. (2006) for
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
71
experimentally deformed quartz at 800°C, a confining pressure of 1.2 GPa and a strain rate of 10-6s-1,
with σ1 positioned parallel to the plane <a>. According to Paschier and Trouw (2005), this c-axis
distribution pattern, which is concentrated parallel to the Y reference axis, indicates intermediate
temperature conditions.
The secondary distribution described for AS129 and the principal distribution for AS240 show a
tendency for the quartz c-axis to arrange at low angles to the reference X axis of the sample (Figs. 13A
and 13B). This pattern would indicate higher metamorphic degrees with prismatic <c> slip system
activation (Paschier and Trouw 2005). However, the microstructures observed in these samples
correspond to lower metamorphic temperatures. With the exception of sporadically oriented biotite,
there is no evidence of higher metamorphic grade metamorphism because the crystal-plastic
deformation of quartz is characterized by lamellar undulose extinction with no chessboard structures,
while feldspar deforms predominantly in a brittle manner. As a result, these concentrations are
possibly related to two main factors, with the possible participation of fluids during the deformational
event: the first factor would be related to the sinistral rotation of quartz crystals as a rigid body from
the performance of cataclastic flows, which allows c-axes to align at low angles to the reference X
axis; the second factor is assigned to a pressure dissolution process in which quartz crystals were
precipitated with c-axes oriented in the direction of the stretch deformation flow, possessing low
angles to the reference X axis. Examples of quartz c-axis reorientation by rigid body rotations and
dissolution precipitation processes were described by Lagoeiro and Barbosa (2010) and the references
therein.
3.7.3. Tectonic positioning of studied area
The structural analysis presented in this paper and in Bertoldo (1993) best support the
definition of the craton-mobile belt boundary, considering the magnitude of deformation and tectonic
styles in the region. The edge of the São Francisco craton in relation to the Brasiliano fold-and-thrust
belts that border the craton has been defined in the Brazilian literature along a high-angle fault rooted
in the basement and has been involved in the cover deformation. Therefore, this limit would separate a
style of thick-skinned deformation with in the orogenic belts from a thin-skinned deformation in the
cratonic cover (Alkmim et al. 1993; Alkmim 2004).
Following the above criteria for the definition of the São Francisco craton, structural domains
I and II, materialized primarily by basement rocks, and the eastern portion of domain III, which
consists of the Central range covering rocks, belong to the outer portion of the Araçuaí belt, which is
marked by thick-skinned tectonics. Domain IV, to the west of the Central range, would involve the
São Francisco Supergroup rocks affected only by a thin-skinned deformation, without involvement of
the basement in cover deformation and likely over a basal detachment, as has been ascertained for
other peripheric hinterland sectors in Brasiliano mobile belts (e.g., Alkmim et al. 1996). In structural
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
72
domain V, the horizontal pelitic-carbonatic successions of the Bambuí Group outcrops, without any
deformational evidence and representing the cratonic cover, were spared from the Brasiliano tectonics
(Figs. 2C, 16C and schematic cross-sections C-C’’ and C’’-C’’’.
Work conducted in the Monte Alto range north of the Central range described a less intense
deformation with predominantly brittle behavior in the cover units and basement rocks. According to
Bertoldo et al. (1993), the cover exposed there is undeformed, with no evidence of metamorphism and
structured only as a homocline, with dips ranging from 10-15° to the southwest. Bertoldo (1993)
locally observed duplex structures and thrust faults with low dip and small reject in both basement
rocks and the sandstones of the Espinhaço Supergroup and recumbent folds in the Bambuí Group
succession, consistent with thin-skinned deformation structures. Consequently, the basement of this
region has experienced little or no tectonic activity and has not exerted significant control over cover
deformation. In contrast, in the Geral range region, the deformation is characterized by high-angle
reverse faults rooted in the basement rock and associated with cover folding, indicating westward
vergence and tectonic transport (Rocha and Dominguez 1989; Bertoldo 1993; Bertoldo et al. 1993;
Costa 2013).
The structural behavior of the basement situated between the Geral and Monte Alto ranges and
to the north of domain I, here called domain 0 (Bertoldo basement subdomain of the north domain
areas), also exhibits low magnitude of deformation. Bertoldo (1993) described a brittle foliation in
certain portions of the north basement, with similar characteristics to those described herein for Sn
foliation in domain I and without significant development of shear zones. Further, the author also
described high-angle fractures and directional faults (NE-SW dextral and NW-SE sinistral), which is
typical of brittle deformation. The boundaries between domains I and 0 would be established through a
dextral strike-slip fault, marked by a narrow zone of mylonites, whose orientation varies from NW-SE
to E-W (Rio Verde Pequeno alignment; Bertoldo 1993).
From above, the limit of the northern Araçuaí belt with the cratonic region can be defined at
the boundary between domains I and 0, specifically in the Rio Verde Pequeno alignment defined by
Bertoldo (1993) (Fig. 2A). As previously mentioned, the Brasiliano deformation in domain 0 was
dissipated in the basement from the diagonal NW-SE and NE-SW faults and the development of Sn
foliation. From the Rio Verde Pequeno alignment, towards the north, the craton-mobile belt boundary
would be established along the Santo Onofre fault that presents an N-S orientation and high dip to the
east (Fig. 2A). To the south of the Rio Verde Pequeno alignment, in the northern portion of the Central
range, the mobile belt-São Francisco craton boundary is defined by the reactivation of the transfer
fault, likely with dextral kinematics, which would separate segments of the Central and Monte Alto
ranges. In the southern portion of the Central range, the craton-mobile belt boundary would be marked
by a NNW deep basement fault that exhibits dipping to the east and does not outcrop. Its expression at
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
73
the surface would be defined along the boundary that separates the eastern portion (sectors IIIb or
IIIc), which is significantly deformed, from the western border, which is relatively spared from
penetrative deformation and has little or no involved basement (Figs. 10A and 16C). Towards the
south of the Central range, the border between the São Francisco craton and Araçuaí belt is defined
along the boundary between domain II, which is marked by the involvement of the basement through
the São João do Bonito shear zones system, and domain IV (thin-skinned deformation). This boundary
runs approximately along the contact between the intensely deformed Macaúbas Group and basement
rocks (Fig. 2A).
3.8. CONCLUSIONS
Our findings highlight the importance of extensional geometry in controlling the basement-
involved deformation of the external zone of the Araçuaí orogen, as well as setting the craton-mobile
belt boundary in its northern sector. The deformational styles investigated in rocks of the Archean-
Paleoproterozoic basement and Meso- to Neoproterozoic cover of the Central range have provided the
basis for the following conclusions:
The investigated structures reflect an intermediate structural deformation level under low-grade
metamorphic conditions.
The crustal shortening under a regional WNW-ESE maximum effort with tectonic transport to the
San Francisco craton is related to the Brasiliano orogeny. Preexisting basement anisotropies
developed during previous extensional events were partially inverted during the tectonic
deformation process.
The extensional record preserved on the western edge of the Central range allowed a tectonic
interpretation for the forming Macaúbas rift that is compatible with a dextral transtensional
regime. These tectonics were responsible for generating an east-dipping meridian master fault
compartmented between Central and Monte Alto range by the Rio Verde Pequeno, with NW-SE
direction and dips to the SE. During the tectonic inversion, the rift edge acted as a rigid block
(buttresses) and as an oblique ramp, significantly influencing the Central range morphostructure
pattern.
Shortening occurs between the Rio Verde Pequeno accommodation zone/transfer fault and
Bocaina-Grama shear zone in confined flow, inducing a small salience of irrotational nature. In
the apical region of this salience, a localized deformation partition occurs, causing the nucleation
of N-S compression structures and a sinistral transpressive effect near the master fault edge.
The boundary between the Araçuaí fold-and-thrust belt and the São Francisco craton features a
curved trajectory in the investigated region that is partly controlled by the natural boundaries of
the Macaúbas rift.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
74
ACKNOWLEDGMENTS: The authors acknowledge the financial support provided by FAPEMIG (CRA-APQ-00929-11) and the operational
support from IEF-MG – Parque Caminho dos Gerais. To the Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior - CAPES, for the
grant of a graduate student stipend (S.M. Bersan).
Capítulo 4
DISCUSSÕES ADICIONAIS
4.1. Clivagem espaçada no setor ocidental da serra Central
Conforme apresentado no capítulo anterior, a borda oeste da serra Central é marcada por uma
deformação menos expressiva quando comparada à deformação observada na sua borda oriental.
Nessa região o acamamento se mostra subverticalizado e a foliação S1 é fracamente desenvolvida,
sendo observada apenas em alguns locais.
Além das estruturas previamente apresentadas no decorrer do capítulo 3, foi também descrita
uma superfície de descontinuidade de baixo ângulo, de caráter (trama) fracamente penetrativo, que se
mostra presente por toda a extensão dos setores estruturais IIId e IIIe. Essa superfície é interpretada
como uma clivagem espaçada semelhante à superfícies de fratura e apresenta orientação média
subhorizontal, com espaçamentos decimétricos a métricos (Figura 4.1A). Apesar de sua orientação
média subhorizontal, pequenas variações são descritas, sendo observado mergulhos de baixo ângulo
para todas as direções (Figura 4.1B).
O processo de desenvolvimento da clivagem de fratura no decorrer do evento de encurtamento
brasiliano definido para a área não foi bem compreendido. Conforme interpretado para o evento de
inversão tectônica, a deformação da cobertura exposta na serra Central foi condicionada pela inversão
em profundidade de falhas do embasamento que participam de maneira ativa na deformação da borda
leste (deformação thin-skinned). Nesse contexto, a ultima falha reativada e invertida do embasamento
teria nucleado um dobramento do tipo fault-propagation fold que rotacionou o forelimb do rollover
estruturado no evento de rifteamento Macaúbas, fato esse que teria amplificado a estruturação
subvertical do acamamento na borda oeste da serra Central (Figura 4.1C).
Em função do desenvolvimento restrito da clivagem de fratura nos setores estruturais da borda
oeste da serra Central (setores IIId e IIIe), uma interpretação para sua história evolutiva possivelmente
se relaciona à forma com que o front de deformação compressional se acomoda nos representantes do
Supergrupo Espinhaço estruturados em alto ângulo com a direção de encurtamento ESE-WNW. Uma
hipótese para a nucleação dessa estrutura de clivagem pode ser atribuida ao dobramento do tipo fault-
propagation fold, onde a superfície de clivagem tenha sido rotacionada para uma posição
subhorizontal. Uma outra interpretação para o desenvolvimento dessa estrutura é de que ela seja
relacionada a planos de clivagem plano-axial desenvolvidos em resposta aos dobramentos abertos, de
charneiras arredondadas e linhas de charneira N-S subhorizontais, que afetam o acamamento
subvertical da borda oeste da serra Central.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
76
Figura 4.1 - A) Aspecto da superfície de clivagem de fratura desenvolvida na borda oeste da serra Central.
Os planos subverticais representam os planos de acamamento; os planos subhorizontais quase
perpendiculares ao acamamento representam as superfícies de clivagem de fratura; B) Diagrama de
hemisfério inferior de contorno de polo e de polo para a clivagem de fratura; C) Modelo esquemático para
explicar a colocação da esturtura de clivagem de fratura.
4.2. Contato entre o acamamento e o embasamento na teminação sul da
serra Central
O contato entre o embasamento, representado pela Suíte Catolé, com rochas do Supergrupo
Espinhaço na terminação sul da serra Central é angular e se dá de forma abrupta. Conforme
apresentado na figura 4.2, nessa região o trend NNW-SSE subvertical da cobertura termina com uma
forte quebra do relevo estrutural, dando lugar a rochas do embasamento que apresentam cotas
inferiores, com desnível aproximado de até 200m.
Nesse contexto, o contato angular entre a cobertura do Supergrupo Espinhaço e o
embasamento marca uma incoerência tectono-estratigráfica/estrutural nessa região. Uma interpretação
aceitável para essa estruturação pode ser embasada na presença de um contato tectônico de orientação
NE-SW, que possivelmente marcaria a terminação da borda de falha principal do evento de
rifteamento Espinhaço. Entretanto, foi observado durante os levantamentos de campo que toda a
extensão do contato entre a cobertura e o embasamento nessa região encontra-se encoberto por
depósitos cenozoicos, representados por grandes blocos de rochas metassedimentares que se
desprenderam da morfoestrutura da serra Central. Afloramentos do embasamento nessa região são
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
77
pouco frequentes. Quando identificados, são descritos granito/gnaisses que podem apresentar foliação
metamórfica Sn com orientação NE-SW.
Outro fator que pode ter exercido controle nesse truncamento angular entre a cobertura do
Supergrupo Espinhaço e o embasamento é relacionado à rotação imposta sobre os estratos do
Supergrupo Espinhaço no decorrer do evento de rifteamento Macaúbas durante o desenvolvimento do
rollover, e/ou durante o evento de inversão Brasiliana. Conforme observado na figura esquemática
4.1C, durante o rifte Macaúbas o rebatimento de um bloco do embasamento induz uma rotação
antihorária (na vista para norte) do pacote sedimentar do Supergrupo Espinhaço, fazendo com que este
apresente uma forte descontinuidade angular em relação ao embasamento. No decorrer da inversão
tectônica Brasiliana foi interpretado uma acentuação do mergulho do rollover que permitiu a
disposição subvertical dessas camadas.
Posto isto, a história evolutiva da terminação sul da serra Central não foi totalmente
compreendida. Possivelmente tal estruturação deve se relacionar a uma combinação dos fatores
apresentados anteriormente, estando a zona de cisalhamento que marcaria um contato tectônico entre
cobertura Espinhaço e embasamento encoberta pelos depósitos de tálus cenozoicos que ocorrem ao
longo de toda a terminação sul da serra Central.
Figura 4.2 - Vista da terminação sul da serra Central a partir de imágem satelital extraída do Google
Earth. Notar a forte quebra no relevo e o contato transversal entre o embasamento e a cobertura da serra
Central.
4.3. O limite cráton-faixa móvel na região meridional da serra Central
Os resultados da análise estrutural realizada a partir dos dados coletados em campo, aliados à
interpretação de imagens de satélite e de mapas magnéticos geofísicos, forneceram base para uma
definição mais precisa do limite entre o cráton São Francisco e a faixa Araçuaí na região norte do
domínio fisiográfico do Espinhaço Central.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
78
O relevo estrutural de rochas do Supergrupo Espinhaço na morfoestrutura da serra Central,
mais elevado quando comparado ao de representantes mais recentes dos grupos Macaúbas e Bambuí,
marca um forte indício da inversão de falhas profundas do embasamento no controle da deformação na
cobertura alí exposta (Figura 3.10B) (Cooper et al., 1989). Em razão da deformação mais intensa na
porção oriental da serra Central, somado ao fato dos lineamentos geofísicos se apresentarem
fortemente segmentados nessa região, foi interpretado que o limite entre o cráton São Francisco e a
faixa Araçuaí seria representado pela reativação de uma falha do embasamento em profundidade
(Figura 4.1C), possivelmente nucleada nos eventos de rifteamento que precederam a inversão
brasiliana, cuja expressão em superfície é concordante com os limites entre os setores estruturais IIIb e
IIIc (mais deformados) com os IIId e IIIe (deformação fraca).
Entretanto, é observado que diamictitos do grupo Macaúbas aflorantes na encosta oeste da
serra Central apresentam cotas levemente superiores às definidas para a sequência pelito-carbonática
do Grupo Bambuí (aproximadamente 50 metros de desnível). Dessa forma, apesar da deformação
caracterizada nos diamictitos Macaúbas ser fracamente desenvolvida, com foliação S1 incipiente e
pouca deformação intracristalina em grãos de quartzo, esse fato poderia indicar uma inversão menos
expressiva, com fraca reativação do embasamento, a partir de uma falha que seria concordante com a
borda ocidental da serra Central (Figura 4.1C).
Devido à ausência de uma deformação mais expressiva tanto nos meta-arenitos subverticais do
Supergrupo Espinhaço na região oeste da serra Central, quanto nos diamictitos aflorantes no sopé
ocidental da serra, é interpretado nesse trabalho que o limite cráton-faixa móvel mais provavel seja o
proposto anteriormente no capítulo 3. No entanto restam algumas dúvidas se a deformação observada
nos diamictitos foi ou não controlada pela inversão de uma falha de orientação concordante ao
contorno oeste da serra Central. Caso tenha havido uma fraca inversão nessa região, o limite entre o
domínio do cráton São Francisco com a faixa Araçuaí passaria a ser posicionado de maneira
concordante com a borda ocidental da serra Central.
4.4. Desenvolvimento das falhas transversais na serra Central
Na borda oeste da serra Central foram observadas a partir de imagens de satélite falhamentos
transversais à estruturação principal da cobertura com separação dextral (Figura 3.7F). Devido a
dificuldade de acesso durante a realização dos trabalhos de campo, uma caracterização mais precisa
dessas estruturas não foi possível. Aparentemente o desenvolvimento desses falhamentos foi restrito
aos representantes do Supergrupo Espinhaço aflorantes na serra Central, já que não foram observadas
evidências de sua presença nos representantes dos grupos Macaúbas e Bambuí.
Com base na sua direção NE-SW, orientação quase perpendicular à direção NNW-SSE
interpretada para a borda de falha mestre do rifte Macaúbas, esses falhamentos poderiam ser
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
79
relacionados a falhas de alívio desenvolvidas sobre os representantes do Supergrupo Espinhaço no
decorrer do evento de rifteamento Macaúbas. Conforme proposto por Destro (1995) as falhas de alívio
são falhas transversais que se desenvolvem nos blocos de capa de falhamentos normais em resposta a
uma superação da resistência flexural nesses blocos. Segundo o autor essas falhas morrem dentro de
um bloco de capa único e apresentam em geral caráter normal, podendo raramente apresentar rejeitos
oblíquos ou reversos. Entretanto, mesmo quando componentes oblíquos forem presentes, as falhas de
alívio não apresentam estruturas características do regime transcorrente, já que as componentes de
movimentação horizontal são bem menores que as verticais (Destro, 1995).
Posto isso, seria incompatível que os dobramentos indicativos de deslocamento dextral para
esses falhamentos transversais caracterizados na borda oeste da serra Central tenham seu
desenvolvimento relacionado simplesmente à nucleação de falhas de alívio no bloco de capa do rifte
Macaúbas. Não se descarta entretanto que o desenvolvimento desses falhamentos possa ser
relacionado a falhas de alívio que tenham experimentado reativação durante o evento de inversão
tectônica. Entretanto, para uma classificação mais elucidativa dessas falhas, são necessários estudos
cinemáticos precisos desses falhamentos, não sendo possível realizar uma caracterização consistente
com os dados disponíveis até o momento.
4.5. Controle tectônico regional da saliência
Conforme apresentado no capítulo 3 foi definida uma pequena saliência irrotacional no
extremo norte da faixa Araçuaí. Em função do seu caráter irrotacional, é interpretado que a saliência
tenha sido controlada por uma predisposição pretérita do embasamento, possivelmente a partir de
paleofalhas desenvolvidas nos eventos de rifteamento responsáveis pela deposição da sequência
Espinhaço e/ou Macaúbas.
Segundo Marshak (2004), outros fatores que atuam no controle do desenvolvimento de uma
saliências irrotacionais podem ser relacionados a irregularidades nas margens colisionais na forma
tanto de um endentador, quanto pela presença de promontórios e reentrâncias no antepaís. Nesse caso
é esperado que a convergência das linhas estruturais ocorra no ápice da curvatura gerada, de forma
contrária à esperada para saliências controladas por bacias sedimentares, onde a convergência das
linhas estruturais se dá nos pontos de terminação da curva.
Os dados estruturais obtidos no desenvolver desse trabalho indicam uma tendência das linhas
de forma que definem a saliência em se convergirem nas terminações da curvatura, precisamente nas
proximidades com as zonas de cisalhamento Bocaina-Grama e Rio Verde Pequeno. Em função disso,
um possivel controle a partir de possíveis irregularidades nas margens convergentes durante a
edificação do Gondwana Ocidental parece não ser aplicável no contexto do desenvolvimento da
saliência intraorogênica definida.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
80
Figura 4.3 – A) Mapa geológico simplificado da bacia intracratônica do São Francisco; B) Mapa
esquemático mostrando a distribuição dos altos e baixos do embasamento no contexto da bacia
intracratônica do São Francisco (modificado de Alkmim & Martins-Neto 2011). Notar o posicionamento
das serras Central e de Monte Alto em relação ao Alto de Januária e ao baixo do embasamento
imediatamente a sudeste.
Um outro fator levantado como controlador dessa curvatura foi baseado em uma possível
interação entre a porção norte do cinturão de dobras e cavalgamentos do Espinhaço com a terminação
meridional do Alto de Januária, que representa um alto estrutural do embasamento no contexto do
compartimento central do cráton São Francisco (Alkmim & Martins-Neto 2001). Ao analisarmos a
relação geográfica apresentada na figura 4.3, onde tem-se uma comparação da geologia com os altos e
baixos do embasamento (no contexto da bacia do São Francisco), observa-se que a região da serra
Central, onde a curvatura é definida, se posiciona em um baixo estrutural do embasamento; ou seja, é
de se esperar que o pacote sedimentar nesse região seja mais espesso. De forma contrastante, ao
observarmos o posicionamento da serra de Monte Alto, percebe-se que esta se encontra na região do
Alto de Januária. É demonstrado por Macedo & Marshak (1999) que saliências podem se desenvolver
como uma resposta à maiores espessuras da pilha sedimentar. Segundo Marshak (2004) em tal
situação a curvatura desenvolvida apresentaria características irrotacionais. Nesse sentido o baixo
estrutural existente imediatamente a sudeste do Alto de Januária, onde se posiciona a região da serra
Central, pode ter exercido importante controle no desenvolver da saliência definida na área. De forma
semelhante, todo o efeito de obstáculo descrito no decorrer do capitulo três, que controla fortemente a
deformação de inversão tectônica do Brasiliano, pode ser condicionada pelo Alto de Januária.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
81
4.6. Desenvolvimento da zona de cisalhamento Bocaina-Grama
A zona de cisalhamento Bocaina-Grama, definida nesse trabalho como uma zona reversa
sinistral de elevada magnitude de deformação, se estende segundo uma direção NW-SE (transversal à
estruturação dominante do embasamento) da região triangular da serra Geral até a porção meridional
da serra Central, na serra da Bocaina (Fig. 3.2A). Costa (2013) interpreta na serra Geral que a zona de
cisalhamento do Grama (integrada nesse trabalho à zona de cisalhamento Bocaina-Grama)
representaria uma falha de transferência transtrativa dextral nucleada no Calimiano durante o evento
de rifteamento Mato Verde que foi reativada durante o evento de inversão tectônica como uma falha
de rasgamento, materializando então a zona de cisalhamento.
Bertoldo (1993) define na porção norte da área, na região onde o segmento setentrional da
serra Central se conecta com a porção meridional da serra de Monte Alto, uma zona de cisalhamento
dextral denominada Rio Verde Pequeno, de direção NW-SE subparalela à orientação definida para a
zona de cisalhamento Bocaina-Grama. O autor interpreta a zona de cisalhamento Rio Verde Pequeno
como uma falha de rasgamento nucleada durante o evento Brasiliano que controlou a passagem de
uma área onde a deformação é intensa, representada por rochas englobadas nos domínios estruturais I
e III nesse trabalho, para uma região onde a deformação é incipiente tanto na cobertura aflorante na
serra de Monte Alto quanto no embasamento aflorante entre esta serra e a serra Geral.
A deformação compressional atuante nas rochas do embasamento inseridas no domínio
estrutural I e da cobertura da serra Central se deu por um fluxo confinado balizado pelas zonas de
cisalhamento Bocaina-Grama e Rio Verde Pequeno. Nessa região uma saliência irrotacional foi
definida segundo os critérios de classificação propostos por Marshak (2004). A característica
irrotacional da saliência possibilitou descartar o controle dessas zonas de cisalhamento no
desenvolvimento da curvatura, sendo interpretado um controle por herança de estruturas originadas em
eventos anteriores de formação de bacia. Nesse contexto, as zonas de cisalhamento Bocaina-Grama e
Rio Verde Pequeno são interpretadas como falhas pretéritas reativadas como falhas de rasgamento
durante o evento de inversão tectônica. Caso essas zonas de cisalhamento fossem o fator controlador
da curvatura intraorogênica, era de se esperar que houvesse uma rotação da lineação de estiramento
mineral desenvolvida nas zonas de cisalhamento do sistema Caldeirão. No caso as zonas de
cisalhamento Bocaina-Grama e Rio Verde Pequeno seriam interpretadas como falhas de rasgamento
nucleadas no decorrer do evento de inversão tectônica que teriam causado um dobramento por arraste
do sistema de zonas de cisalhamento Caldeirão, de forma a desenvolver uma saliência com
caracterísitcas puramente rotacionais.
De maneira contrastante, na interpretação onde o controle da curvatura tenha sido imposto
pelo baixo do embasamento na região de antepaís do cráton São Francisco, é possível assumir que as
zonas de cisalhamento Bocaina-Grama e Rio Verde Pequeno sejam de fato falhas de rasgamento
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
82
desenvolvidas no decorrer da inversão tectônica. Nesse caso essas zonas de cisalhamento teriam se
desenvolvido em resposta à saliência para acomodar a diferença de deslocamento entre a protuberância
que se forma em direção ao antepaís e a região de entorno, não exercendo nesse caso nenhum controle
na nucleação da curvatura.
Capítulo 5
CONCLUSÕES
Os estilos deformacionais presentes em rochas do embasamento arqueano-paleoproterozoico e
da cobertura meso-a-neoproterozoica dos supergrupos Espinhaço e São Francisco aflorantes nas
imediações da serra Central, no domínio fisiográfico do Espinhaço Central, forneceram base para as
seguintes colocações:
A área estudada é dividida em 5 domínios estrturais distintos. Os domínios I, II e a parte
oriental do III são caracterizados por uma deformação do tipo thick-skinned. A porção
ocidental do domínio III e o domínio IV mostram uma deformação menos intensa
desenvolvida em resposta a um mecanismo epidérmico, do tipo thin-skinned. A deformação
passa a ser ausente no domínio V, localizado na parte mais externa da área (extremo oeste),
onde rochas da cobertura se apresentam subhorizontais.
Dois eventos tectônicos principais são individualizados e se relacionam à instalação de um
rifte, responsável pela deposição do Grupo Macaúbas, e a um evento de inversão tectônica que
afeta a porção noroeste da faixa Araçuaí.
O encurtamento levemente oblíquo com transporte de massa para WNW definido na área é
relacionado à inversão tectônica brasiliana, desenvolvida como resposta ao fechamento da
bacia Macaúbas. As estruturas resultantes dessa inversão deformam rochas do embasamento e
da cobertura imprimindo a ambas um metamorfismo de baixo a médio grau, compatível com a
fácies xisto-verde.
Anisotropias preexistentes do embasamento, desenvolvidas durante eventos de rifteamento
mais antigos, foram reativadas e, em parte, invertidas no decorrer do evento brasiliano de
forma a exercerem um importante controle no estilo estrutural final da inversão.
Um evento de rifteamento transtrativo dextral foi interpretado para a colocação do Grupo
Macaúbas. No decorrer da inversão tectônica as falhas mestras desse rifte atuaram como
anteparos rígidos.
Na região entre a falha de rasgamento Rio Verde Pequeno e a zona de cisalhamento Bocaina-
Grama a compressão se dá por fluxo confinado. Nessa região uma pequena saliência
intraorogênica de caráter irrotacional é edificada em resposta à predisposição da estruturação
do embasamento que se apresenta como um baixo estrutural. Nesse contexto tais zonas de
cisalhamento podem ser entendidas como falhas de rasgamento nucleadas no decorrer da
inversão Brasiliana.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
84
Na serra Central a barreira imposta à direção de encurtamento ESE-WNW pelas falhas
mestras e de transferência do rifte Macaúbas faz com que um efeito transpressivo sinistral se
desenvolva. Como resposta teve-se a nucleação localizada de estruturas indicativas de
compressão N-S.
A passagem da deformação thick-skinned, característica dos domínios estruturais I, II e da
porção oriental do domínio III, para a deformação thin-skinned desenvolvida na porção
ocidental da serra Central e nos representantes do Supergrupo São Francisco aflorantes a oeste
da área, permitiu uma definição mais precisa para o limite entre a faixa Araçuaí e o cráton São
Francisco na região do domínio fisiográfico do Espinhaço Central.
Referências
Alkmim, F.F., Brito Neves, B.B., Alves, J.A.C., 1993. Arcabouço tectônico do Cráton do São Francisco - uma
revisão. In: Dominguez, J.M., Misi, A. (Eds.), O Cráton do São Francisco. Reunião preparatória do II
Simpósio sobre o Cráton do São Francisco. Salvador: SBG/NBA-SE, p.45-62.
Alkmim, F.F., Chemale Jr, F., Endo, I., 1996. A deformação das coberturas proterozóicas do Cráton do São
Francisco e o seu significado tectônico. Revista da Escola de Minas de Ouro Preto, 49: 22-38.
Alkmim, F.F., Martins Neto, M., 2001. A Bacia intracratônica do São Francisco: Arcabouço estrutural e cenários
evolutivos. In: Pinto, C.P., Martins Neto, M.A. (Eds), Bacia do São Francisco. Geologia e Recursos
Naturais. SBG/MG, Belo Horizonte, MG, Brasil, p. 9–30.
Alkmim, F.F., 2004. O que faz de um cráton um cráton? O cráton do São Francisco e as revelações Almeidianas
ao delimitá-lo. In: Mantesso Neto, V., Bartorelli, A., Carneiro, C.D.R., Brito-Neves, B.B. (Orgs.), Geologia
do Continente Sul-Americano: Evolução da obra de Fernando Flávio Marques de Almeida. Ed. Beca, São
Paulo. p.17-35.
Alkmim, F.F., Marshak, S., Pedrosa–Soares, A.C., Peres, G.G., Cruz, S.C.P., Whittington, A., 2006. Kinematic
Evolution of the Aracuaí-West Congo orogen in Brazil and Africa: Nutcracker tectonics during the
Neoproterozoic assembly of Gondwana. Precambrian Research, 149: 43-64.
Alkmim, F.F., Pedrosa-Soares, A.C., Noce, C.M., Cruz, S.C.P., 2007. Sobre a evolução tectônica do Orógeno
Araçuaí-Congo Ocidental. Geonomos, 15(1): 25-43.
Allen P. A., Allen J. H. 2005. Basin analysis: Principles and applications (2ed.). Oxford, Blackwell, 451p.
Almeida-Abreu P.A. 1993. A evolução geodinâmica da Serra do Espinhaço Meridional, Minas Gerais, Brasil.
Tese de Doutorado, Universidade de Freiburg, Freiburg, Alemanha, 150p.
Almeida-Abreu P.A. & Pflug R.1994. The geodynamic evolution of the southern Serra do Espinhaço, Minas
Gerais, Brazil. Zbl. Geol., H1/2:1-44.
Almeida, F.F.M., 1977. O cráton do São Francisco. Revista Brasileira de Geociências, 7: 349-364.
Almeida F.F.M. 1981. O Cráton do Paramirim e suas relações com do São Francisco. In: Simpósio do Cráton do
São Francisco e suas faixas marginais, Salvador, 1979, Anais, p.1-10.
Anderson, E.M., 1951. The Dynamics of Faulting and Dyke Formation with Applications to Britain. Oliver and
Boyd, Edinburgh.
Babinski M. & Kaufman A.J. 2003. First direct dating of a Neoproterozoic post-glacial cap carbonate. In: South
American Symposium on isotope geology, 4, Short papers of…Salvador, v.1, p.321-323.
Babinski M. 2005. A idade do Supergrupo São Francisco: revisão e implicações nas glaciações neoproterozóicas.
In: Simpósio sobre o Cráton do São Francisco, 3, Short papers of... Salvador, p.135-138.
Babinski, M., Pedrosa–Soares, A.C., Trindade, R.I.F., Martins, M., Noce, C.M., 2012. Neoproterozoic glacial
deposits from the Araçuaí orogen, Brazil: Age, provenance and correlations with the São Francisco craton
and West Congo belt. Gondwana Research, 21: 451–465.
Beach, A., 1975. The geometry of en-echelon vein arrays. Tectonophysics, 28: 245-263.
Beauchamp, W., Baranzangi, M., Demnati, A., El Alji, M., 1996. Intracontinental Rifting and Inversion: Missour
Basin and Atlas Mountains, Marocco. AAPG Bulletin, 80(9): 1459-1482.
Berthe, D., 1979. Orthogneiss, mylonite and non coaxial deformation of granites; the example of South
Armorican shear zone. Journal of Structural Geology, 1: 31-42.
Bertoldo, A. L., 1993. Comportamento estrutural dos supergrupos São Francisco e Espinhaço e do
embasamento entre a serra do Espinhaço setentrional e as serras de Monte Alto (BA) e Central (MG). MSc
thesis, Instituto de Geociências da Universidade Federal do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, 87p.
Bertoldo, A.L., Alkmim, F.F., Trouw, R.A., 1993. O comportamento estrutural das coberturas meso-eneo-
proterozóicas do Cráton do São Francisco nas Serras do Espinhaço Setentrional, Central e Palmas de Monte
Alto (MG-BA). In: II Simpósio sobre o Cráton do São Francisco. Anais. Salvador: SBG/NBA-SE, p.205-
207.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
86
Bischke, R.E., Suppe, J., 1990. Geometry of Rollover: Origin of Complex Arrays of Antithetic and Synthetic
Crestal Faults. AAPG Bulletin, v.74, p. 611.
Bons, P.D., Elburg, M.A., Gomez-Rivas, E., 2012. A review of the formation of tectonic veins and their
microstructures. Journal of Structural Geology, 43: 33-62.
Bose, S., Mandal, N., Acharyya, S.K., Ghosh, S., Saha, P., 2014. Orogen-transverse tectonic window in the
Eastern Himalayan fold belt: A superposed buckling model. Journal of Structural Geology, 66: 24-41.
Brito Neves B.B., Sá J.M., Nilson A.A., Botelho N.F. 1996. A tafrogênese estateriana no continente sul-
americano e processos subsequentes. Geonomos, 3: 49-49.
Brito Neves, B.B., Campos Neto, M.C., Fuck, R.A., 1999. From Rodinia to Western Gondwana: An approach to
the Brasiliano-Pan African cycle and orogenic collage. Episodes, 22: 155–199.
Bruni M.A.L. et al. Carta Geológica do Brasil ao Milionésimo. Folha Brasília (SD.23). Brasília: DNPM, 1976.
162 p
Butler, R.W.H., 1989. The influence of pre-existing basin structure on thrust system evolution in the western
Alps. In: Cooper, M.A., Williams, G.D. (Eds.), Inversion tectonics. Oxford, Alden Press, p. 105–122.
Calabrò, R.A., Corrado, S., Di Bucci, D., Robustini, P., Tomaghi, M., 2003. Thin-skinned vs. thick-skinned
tectonics in the Matese Massif, Central–Southern Apennines (Italy). Tectonophysics, 377: 269-297.
Campos Neto, M.C., 2000. Orogenic systems from Southwestern Gondwana. An approach to Brasiliano-
Panafrican Cycle andOrogenic Collage in Southeastern Brazil. In: Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz F◦,
A., Campos, D.A. (Eds), Tectonic Evolution of South America, Rio de Janeiro: SBG, p. 335–365.
Castro, M.P., 2014. Caracterização geológica da Formação Capelinha como uma unidade basal do Grupo
Macaúbas em sua área tipo, Minas Gerais. MSc thesis, Departamento de Geologia da Universidade Federal
de Ouro Preto, Ouro Preto, 149p.
Chandrakala, K., Mall, D.M., Sarkar, D., Pandey, O.P., 2013. Seismic imaging of the Proterozoic Cuddapah
basin, south India and regional geodynamics. Precambrian Research, 231: 277-289.
Chemale Jr., F., Rosière, C.A., Endo, I., 1994. The tectonic evolution of the Quadrilátero Ferrífero, Minas
Gerais, Brazil. Precambrian Research 65: 25-54.
Cooper, M.A., Williams, G.D., de Granciansky, P.C., Murphy, R.W., Needham, T., de Paor, D., Stoneley, R.,
Todd, S.P., Turner, J.P., Ziegler, P.A., 1989. Inversion tectônicis – a discussion. In: Cooper, M.A.,
Williams, G.D. (Eds.), Inversion tectonics. Oxford, Alden Press, p.335-347.
Coward, M.P., 1994. Inversion tectonics. In: Hancock, P.L. (Ed.), Continental Deformation. Pergamon, Oxford,
United Kingdom, pp. 289-304.
Cordani, U.G., Brito-Neves, B.B., D'Agrella, M.S., Trindade, R.I.F., 2003. Tearing-up Rodinia: the
Neoproterozoic paleogeography of South American cratonic fragments. Terra Nova, 15: 343-349.
Costa, L.A.M., 1976. Projeto Leste do Tocantins/Oeste do Rio São Francisco - LETOS. Rio de Janeiro,
PROSPEC S/A, convênio DNPM/CPRM, 557p.
Costa, A. F. O., 2013. Estratigrafia e tectônica da borda oeste do Espinhaço Central no extremo norte da faixa
Araçuaí. MSc thesis, Departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro Preto, Ouro Preto, 172p.
Costa, A.F.O., Danderfer, A., Lana, C., 2014. O registro do vulcanismo Calimiano no Espinhaço Central (MG):
Caracterização petrofaciológica, geoquímica e geocronológica. Revista Geociências, 33(1): 119-135.
Crocco-Rodrigues, F.A., Guimarães, M.L.V., Abreu, F.R., Belo de Oliveira, O.A., Greco, F.M., 1993. Evolução
tectônica do Bloco Itacambira-Monte Azul entre Barrocão e Porteirinha (MG). In: Simpósio Nacional de
Estudos Tectônicos, Belo Horizonte. Sociedade Brasileira de Geologia, p. 212-216.
Cruz, S.C.P., Alkmim, F.F., 2006 The tectonic interaction between the Paramirim Aulacogen and the Araçuaí
belt, São Francisco Craton Region, Eastern Brazil. Anais Acad. Bras. Ciên., 78: 151-174.
Cruz, S.C.P., Alkmim, F.F., Leite, C.M.M., Evangelista, H.J., Cunha, J.C., Matos, E.C., Noce, C.M., Marinho,
M.M., 2007. Geologia e arcabouço estrutural do Complexo Lagoa Real. Revista Brasileira de Geociências,
37(4): 980-998.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
87
D’Agrella Filho M.S., Pacca I.G. 1998. Paleomagnetism of Paleoproterozoic mafic dyke swarm from the Uaua
region, northeastern Sao Francisco craton. Brazil: tectonic implications. Journal of South American Earth
Sciences 11: 23-33.
Danderfer, A., 2000. Geologia Sedimentar e Evolução Tectônica do Espinhaço Setentrional, Estado da Bahia.
Doctor Thesis, Instituto de Geociências, Universidade de Brasília, 498 p.
Danderfer, A., Alkmim, F.F., Lagoeiro, L.E., 1993. O sistema de dobramentos e empurrões da Chapada
Diamantina (BA): Registro da inversão do aulacógeno do Espinhaço no decorrer do evento Brasiliano. In: 2º
Simpósio sobre o Cráton do São Francisco, Salvador. Anais, v.1., pp. 197-199.
Danderfer, A., Dardenne, M.A., 2002. Tectonoestratigrafia da bacia Espinhaço na porção centro-norte do cráton
do São Francisco: registro de uma evolução poli-histórica descontínua. Revista Brasileira de Geociências,
32(4): 449-460.
Danderfer, A., Waele, B.D., Pedreira, A.J., Nalini, H.A., 2009. New geochronological constraints on the
geological evolution of Espinhaço basin within the São Francisco Craton - Brazil. Precambrian Research,
170: 116–128.
Dankert, B.T., Hein, K.A.A., 2010. Evaluating the structural character and tectonic history of the Witwatersrand
Basin. Precambrian Research, 177: 1-22.
Dardenne M.A. 1978. Síntese sobre a estratigrafia do Grupo Bambuí no Brasil Central. In: Congresso Brasileiro
de Geologia, 30, Anais do..., Recife, v.2, p.597-610.
David, V., 2008. Structural–geological setting of the Elura-Zn–Pb–Ag massive sulphide deposit, Australia. Ore
Geology Reviews 34(3): 428-444.
Davis, G. H., 1984. Structural Geology of Rocks and Regions. John Wiley and Sons, Singapore, 492p.
Daziel I. W. D. 1997. Neoproterozoic-Paleozoic geography and tectonics: review, hypothesis, environmental
speculation. GSA Bulletin, 109(1): 16-42.
Derby O.A. 1879. Contribuições para o estudo da geologia do valle do São Francisco. Arch. Museu Nacional,
Rio de Janeiro, v.4, p. 87-119.
Destro, N., 1995. Release fault: a variety of cross fault in linked extensional fault systems in the Sergipe-Alagoas
Basin, NE Brazil. Journal of Structural Geology 17(5): 615-629.
Dixon, J., Williams, G.. 1983. Reaction softening in mylonites from the Arnaboll thrust. Sutherland. Scottish
Journal of Geology, 19: 157-168.
Drumond, J.B.V., von Sperling, E., Raposo, F.O., 1980. Projeto Porteirinha-Monte Azul. Belo Horizonte,
DNPM-CPRM, 559p.
Dussin, I.A., Dussin, T.M., 1995. Supergrupo Espinhaço: Modelo de evolução geodinâmica. Geonomos, 3(1):
19-26.
Erslev, E.A., Mayborn, K.R., 1997. Multiple geometries and modes of fault-propagation folding in the
Canadioan thrust belt. Journal of Structural Geology 19(3-4): 321-335.
Fernandes, P.C.E.A., Montes, M.L., Braz, E.R., Montes, A.S.L., Silva, L.L., Oliveira, F.L.L., Ghignone, J.I.,
Siga Jr., Castro, H.E.F., 1982. Geologia. In: Projeto RADAMBRASIL. Folha SD23 - Brasília. Rio De
Janeiro, MME/SG, p. 25-204.
Ferrill, D.A., Morris, A.P., Jones, S.M., Stamatakos, J.A., 1998. Extensional layer-parallel shear and normal
faulting. Journal of Structural Geology 20(4): 355-362.
Fossen, H., 2012. Geologia Estrutural - tradução de Fábio R.D. de Andrade . São Paulo, Oficina de textos. 551p.
Fuck, R.A., Jardim de Sá, E.F., Pimentel, M., Dardenne, M.A., Pedrosa-Soares, A.C., 1993. As faixas de
dobramentos marginais do Cráton do São Francisco: síntese dos conhecimentos. In: Dominguez, J.M.L.,
Misi, A. (Eds.), O Cráton do São Francisco. Salvador, SBG/NBA-SE, p. 161-185.
Glen, R.A., Hancock, P.L., Whittaker, A., 2005. Basin inversion by distributed deformation: the southern margin
of the Bristol Channel Basin, England. Journal of Structural Geology 27: 2113–2134.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
88
Gomes, C.J.S., Martins-Neto, M.A., Ribeiro, V.E., 2006. Experimental modelling of basin inversion: application
to the southern Serra do Espinhaço, Southeastern Brazil. Anais da Academia Brasileira de Geociências
78(2): 331-344.
Gonçalves, C.P.C., Lagoeiro, L.E., 2009. U-stage and EBSD technique as complementary methods. Revista
Brasileira de Geociências, 39(1): 112-128.
Goscombe, B.D., Passchier, C.W., 2003. Asymmetric boudins as shear sense indicators: an assessment from
field data. Journal of Structural Geology, 25: 575-589.
Grossi-Sad, J.H., Lobato, L.M., Pedrosa-Soares, A.C., Soares Filho, B.S., 1997. Projeto Espinhaço em CD-ROM
(textos, mapas e anexos). COMIG, Belo Horizonte, 2693 pp.
Hayward, A.B., Graham, R.H., 1989. Some geometrical characteristics of inversion. In: Cooper, M.A., Williams,
G.D. (Eds.), Inversion tectonics. Oxford, Alden Press, p. 17-39.
Hercos, C.M., Martins-Neto, M.A., Danderfer, A., 2008. Arcabouço estrutural da Bacia do São Francisco nos
arredores da Serra da Água Fria (MG), a partir da integração de dados de superfície e subsuperfície. Revista
Brasileira de Geociências, 38(2): 197-212.
Higgs, W.G., Williams, G.D., Powell, C.M., 1991. Evidence for flexural shear folding associated with
extensional faults. Geological Society of America Bulletin 103: 710-717.
Hill, K.C., Kendrick, P. Crowhurst, V., Gow, P. A., 2002. Copper‐gold mineralisation in New Guinea:
Tectonics, lineaments, thermochronology and structure. Australian Journal of Earth Sciences, 49(4): 737-
752.
Hudec, M.R., Jackson, M.P.A., 2002. Structural segmentation, inversion, and salt tectonics on a passive margin:
Evolution of the Inner Kwanza Basin, Angola. Geological Society of America Bulletin, 114 (10): 1222–
1244.
Ivins, E.R., Dixon,T.H., GolombeK, M.P., 1990. Extensional reactivation of an abandoned thrust: a bound on
shallowing in the brittle regime. Journal of Structural Geology, 3: 303-314.
Jackson, C.A.L., Chua, S.T., Bell, R.E., Magee, C., 2013. Structural style and early growth of inversion
structures: 3D seismic insights from the Egersund Basion, offshore Norway. Journal of Sructural Geology,
46: 167-185.
Jardim de Sá E.F.; Bartels R.L.; Neves B.B.B. 1976. Geocronologia e modelo tectomagmático da Chapada
Dimantina e Espinhaço Setentrional, Bahia. In: Congresso Brasileiro Geologia, 29, Ouro Preto, p.205-227
Johnson, K.M., Johnson, A.M., 2000. Localization of layer-parallel faults in San Rafael swell, Utah and other
monoclinal folds. Journal of Structural Geology 22: 1455-1468.
Knauer, L.G., Silva, L.L, Souza, F.B.B., Silva, L.R., Carmo, R.C., 2007. Folha Monte Azul, SD.23-Z-D-II,
1:100.000. Belo Horizonte, UFMG/CPRM, 72p.
Knauer, L. G. 1990. Evolução geológica do Pré-cambriano da porção centro-oeste da Serra do Espinhaço
Meridional e metalogênese associada. MSc thesis, Universidade de Campinas, Campinas, 298p.
Kruhl, J.H., 1998. Reply: prism- and basal-plane parallel subgrain boundaries in quartz: a microstructural
geothermometer. Journal of Metamorphic Petrology, 16: 142-146.
Kuchenbecker, M., Reis, H.L.S., Fragoso, D.G.C., 2011. Caracterização estrutural e considerações sobre a
evolução tectônica da Formação Salitre na porção central da Bacia de Irecê, norte do Cráton do São
Francisco (BA). Geonomos 19(2): 42-49.
Lagoeiro, L., 1990. Estudo da deformação nas sequências carbonáticas do Grupo Una, na região de Irecê,
Bahia. MSc thesis, Departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro Preto, Ouro Preto, 105p.
Lagoeiro, L., Barbosa, P., 2010. Nucleation and growth of new grains in recrystallized quartz vein: An example
from banded iron formation in Iron Quadrangle, Brazil. Journal of Structural Geology, 32: 595-604.
Law, R.D., Searle, M.P., Simpson, R.L., 2004. Strain, deformation temperatures and vorticity of flow at the top
of the Greater Himalayan Slab, Everest Massif, Tibet. Journal of the Geological Society [London], 161:
305-320.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
89
Leahy G.A.S. 1997. Cartografia, Petrologia e Litogeoquímica da Intrusão de Ceraíma (Sudoeste da Bahia).
MSc thesis, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, 140 p.
Lima S.A.A., Martins-Neto M., Pedrosa-Soares A.C., Cordani U.G., Nutman A. 2002. A Formação Salinas na
área tipo, NE de Minas Gerais: uma proposta de revisão da estratigrafia da Faixa Araçuaí com base em
evidências sedimentares, metamórficas, e idades U-Pb SHRIMP. Revista Brasileira de Geociências
Lister, G.S., 1977. Discussion: crossed-girdle c-axis fabrics in quartzites plastically deformed by plane strain and
progressive simple shear. Tectonophysics, 39: 51-54.
Lister, G.S., Dornsiepen, U.F., 1982. Fabric transitions in the Saxony granulite terrain. Journal of Structural
Geology, 4: 81-93.
Lundin, E.R., Doré, A.G., Rø nning, K., Kyrkjebø, R., 2013. Repeated inversion and collapse in the Late
Cretaceous-Cenozoic northern Vøring Basin, offshore Norway. Petroleum Geoscience, 19: 329-341.
Macedo, J.M., Marshak, S., 1999. Controls on the geometry of fold-thrust belt salients. Geological Society of
America Bulletin, 10: 1808-1822.
Macgregor, D.S., 1995. Hydrocarbon habitat and classification of inverted rift basins. In: Buchanan, J.G.,
Buchanan, P.J. (Eds.), Basin Inversion. Geological Society, London, Special Publication, vol. 88, pp. 83-97.
Machado, N., Schrank, A., Abreu, F.R., Knauer, L.G., Almeida-Abreu, P.A., 1989. Resultados preliminares da
geocronologia U-Pb na Serra do Espinhaço Meridional. In: Simpósio Brasileiro de Geologia, Belo
Horizonte, Anais, p.171-174.
Mainprice, D., Bouchez, J.L., Blumenfeld, P., Tubia, J.M., 1986. Dominant c-slip in naturally deformed quartz;
implications for dramatic plastic softening at high temperature. Geology, 14:819-822.
Marrett, R., Allmendinger, R.W., 1990. Kinematic analysis of fault-slip data. Journal of Structural Geology,
12(8): 973-986.
Marshak, S., 1988. Kinematics of orocline and arc formation in thin-skinned orogens. Tectonics, 7: 73-86.
Marshak, S., 2004. Salients, recesses, arcs, oroclines and syntaxes – A review of ideas concerning the formation
of map-view curves in fold-thrust belts. In: MacClay, K.R. (Ed.), Thrust tectonics and hydrocarbon systems.
AAPG Memoir, 82: 131-156.
Martins-Neto M.A. 1998. O Supergrupo Espinhaço em Minas Gerais. Registro de uma bacia rifte-sag do
Paleo/Mesoproterozóico. Revista Brasileira de Geociências, 28(2): 151-168.
Martins-Neto, M.A., Alkmim, F.F., 2001. Estratigrafia e evolução tectônica das bacias Neoproterozóicas do
Paleocontinente São Francisco e suas margens: registro da quebra de Rodínia e colagem de Gondwana. In:
Pinto, C.P., Martins Neto, M.A. (Eds.), Bacia do São Francisco: Geologia e Recursos minerais. Belo
Horizonte, SBG/MG, p.31-54.
Martins-Neto, M.A., Pedrosa-Soares, A.C., Lima, S.A.A., 2001. Tectono-sedimentary evolution of sedimentary
basins from Late Paleoproterozoic to Late Neoproterozoic in the São Francisco craton and Araçuaí fold belt,
eastern Brazil. Sedimentary Geology, 141/142: 343-370.
Mascarenhas, J.F., Garcia, T.W., 1987. Mapa geocronológico do Estado da Bahia; texto explicativo. Salvador,
Secretaria das Minas e Energia, 186p.
McClay, K.R., 1989. Analogue models of inversion tectonics. In: Cooper, M.A., Williams, G.D. (Eds.),
Inversion tectonics. Oxford, Alden Press, p. 41-59.
Menezes Filho N.R., Mattos G.M.M., Ferrari P.G. 1977. Projeto Três Marias. Belo Horizonte, Convênio
DNPM/CPRM, Relatório Final, vol.1, 546p.
Mitra, G., 1992. Deformation of granitc basement rocks along fault zones at shallow to intermediate crustal
levels. In: S. Mitra, G.W. Fisher (Eds.), Structural Geology of Fold and Thrust Belts. The John Hopkins
University Press, Baltimore, pp. 123–144
Molinaro, M., Leturmy, P., Guezou, J.C., Frizon de Lamotte, D., 2005. The structure and kinematics of the
southeastern Zagros foldthrust belt, Iran: From thin-skinned to thick-skinned tectonics. Tectonics, 24: 1-19.
Motamedi, H., Sherkati, S., Sepehr, M., 2012. Structural style variation and its impact on hydrocarbon traps in
central Fars, southern Zagros folded belt, Iran. Journal of Structural Geology, 37: 124-133.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
90
Moustafa, A.R., 2002. Controls on the geometry of transfer zones in the Suez rift and northwest Red Sea:
Implications for the structural geometry of rift systems. AAPG Bulletin 86(6): 979-1002.
Moustafa, A.R., 2014. Structural architecture and tectonic evolution of the Maghara inverted basin, Northern
Sinai, Egypt. Journal of Structural Geology, 62: 80-96.
Mouthereau, F., Lacombe, O., 2006. Inversion of the Paleogene Chinese continental margin and thick-skinned
deformation in the Western Foreland of Taiwan. Journal of Structural Geology, 28: 1977-1993.
Noce C. M., Pedrosa-Soares A. C., Grossi-Sad J.H., Baars F.J., Guimarães M. L. V., Mourão M. A.A., Oliveira
M.J.R., Roque N.C. 1997. Nova divisão estratigráfica regional do Grupo Macaúbas na Faixa Araçuaí: o
registro de uma bacia neoproterozóica. In: Simpósio de Geologia de Minas Gerais, 9, Ouro Preto, Anais,
p.29-31.
Passchier, C.W., Trouw, R.A.J., 2005. Microtectonics (2ed.). Springer-Verlag, Berlin.
Paim M.M., Conceição H., Rosa M.L.S., Cruz Filho B.E., Santos E.B., Peixoto A.A., Leahy G.A.S. 1998.
Maciço de Cara Suja: Petrologia de uma intrusão tardia do Batólito Monzo-Sienítico Guanambi-Urandi
(Sudoeste da Bahia) e implicações geoquímicas para a gênese dos magmas sieníticos alcalinos-potássicos.
In: H. Conceição, M.J.M. Cruz, H.J.S. Sá, P. Sabaté (eds.) Contribuição ao Estudo dos Granitos e Rochas
Correlatas. Salvador: Sociedade Brasileira de Geologia, Núcleo Bahia-Sergipe, p. 41-59.
Paula-Santos, G.M., Babinski, M., Kuchenbecker, M., Caetano-Filho, S., Trindade, R.I., Pedrosa-Soares,
A.C., 2014. New evidence of an Ediacaran age for the Bambuí Group in southern São Francisco craton
(eastern Brazil) from zircon U–Pb data and isotope chemostratigraphy. Gondwana Researsh
http://dx.doi.org/10.1016/j.gr.2014.07.012.
Pedrosa-Soares, A.C., Noce, C.M., Vidal, P., Monteiro, R.L.B.P., Leonardos, O.H., 1992. Toward a new tectonic
model for the Proterozoic Araçuaí (SE Brazil)-West Congolian (SW Africa) Belt. Journal of South
American Earth Sciences, 6(1/2): 33-47.
Pedrosa Soares A.C., Dardenne M.A. Hasuy Y., Castro F.D.C., Carvalho M.V.A. 1994. Nota explicativa dos
mapas Geológico, Metalogenético e de Ocorrências Minerais do Estado de Minas Gerais. Escala
1:1.000.000, Belo Horizonte: COMIG. COMPANHIA MINERADORA DE MINAS GERAIS, 97p.
Pedrosa–Soares, A.C., Vidal, P., Leonardos, O.H., Brito–Neves, B.B., 1998. Neoproterozoic oceanic remnants in
eastern Brazil: further evidence and refutation of an exclusively ensialic evolution for the Araçuaí - West
Congo Orogen. Geology, 26: 519-522.
Pedrosa-Soares A.C., Noce C.M. 1998. Where is the Suture Zone of the Neoproterozoic Araçuaí-West Congo
Orogen? In: International Conference on Precambrian and Cratonic Tectonic. Universidade Federal de Ouro
Preto, Ouro Preto, Brazil. p.35-37.
Pedrosa-Soares, A.C., Noce, C.M., Wiedemann, C.M., Pinto, C.P., 2001. The Araçuaí-West Congo orogen in
Brazil: An overview of a confined orogen formed during Gondwanland assembly. Precambrian Research,
110: 307-323.
Pedrosa-Soares, A.C., Noce, C.M., Alkmim, F.F., Silva L.C., Babinski, M., Cordani, U., Castaneda, C., 2007.
Orógeno Araçuaí: uma síntese 30 anos após Almeida 1977. Geonomos, 15(1): 1-16.
Pedrosa-Soares, A.C., Alkmim, F.F., 2011. How many rifting events preceded the development of the Araçuaí -
West Congo orogen?. Geonomos, 19: 244–251.
Pedrosa–Soares, A.C., Babinski, M., Noce, C., Martins, M., Queiroga, G., Vilela, F., 2011a. The Neoproterozoic
Macaúbas Group (Araçuaí orogen, SE Brazil) with emphasis on the diamictite formations. In: Arnaud, E.,
Halverson, G. P. & Shields–Zhou, G. (eds), The Geological Record of Neoproterozoic Glaciations.
Geological Society, London, Memoirs, 36: 523–534.
Pflug R., Renger F. 1973. Estratigrafia e evolução geológica da margem nordeste do Cráton Sãofranciscano. In:
Congresso Brasileiro de Geologia, 27, Aracajú. Anais, (2): 5-19.
Peres G.G., Alkimim F.F., Jordt-Evangelista H. 2004. The southern Araçuaí belt and the Dom Silvério Group:
Geologic architecture and tectonic significance. An. Acad. Bras. Ciên. 76: 771-790.
Porada, H., 1989. Pan-African rifting and orogenesis in southern to equatorial Africa and Eastern Brazil.
Precambrian Research, 44: 103–136.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
91
Pryer, L.L., 1993. Microstructures in feldspar from a major crustal thrust zone: The Greenville Front, Ontario,
Canadá. Journal of Structural Geology, 15: 21-36.
Renne P.R., Onstott T.C., D’Agrella Filho M.S., Pacca I.I.G., Teixeira W. 1990. 40Ar/39Ar dating of 1.0-1.1 Ga
magnetizations from the São Francisco and Kalahari Cratons: Tectonic implications for Pan-African and
Brasiliano mobile belts. Earth Plan. Sci. Letters, 101: 349-366.
Rigane, A., Gourmelen, C., 2011. Inverted intracontinental basin and vertical tectonics: The Saharan Atlas in
Tunisia. Journal of African Earth Sciences, 61: 109-128.
Rocha, G.M.F., Dominguez, J.M.L., 1989. Espinhaço Setentrional – Dobramentos isoclinais como causadores de
camadas invertidas. In: Simpósio de Geologia do Núcleo de Minas Gerais. Anais. Belo Horizonte, p184-
189.
Roque N.C.; Grossi-Sad J.H.; Noce C.M. 1996. Geologia da folha Rio Pardo de Minas, (SD.23-Z-D-V). In:
Grossi-Sad J.H., Lobato L.M., Pedrosa-Soares A.C., Soares-Filho B.S (Coords.). Projeto Espinhaço. Belo
Horizonte: COMIG, 1997.p. 125-221. (CD-ROM).
Rosa, M.L.S., Conceição, H., Paim, M.M., Santos, E.B., Alves, F.C. Leahy, G.S., Leal, L.R., 1996. Magmatismo
potássico/ultrapotássico pós a tardi orogênico (associado a subducção) no oeste da Bahia: Batólito Monzo-
Sienítico de Guanambi-Urandi e os sienitos de Correntina. Geochimica Brasiliensis, 10(1): 27-42.
Rosa, M.L.S., 1999. Geologia, geocronologia, mineralogia, litogeoquímica e petrologia do Batólito Monzo-
Sienítico Guanambi-Urandi (SW-Bahia). Doctor Thesis, Instituto de Geociências, Universidade Federal da
Bahia, 186 p.
Rowland, S.M., Duebendorfer, E.M., Schienfelbein, I.M., 2007. Structural Analysis and Synthesis: a laboratory
course in Structural Geology, (3ed). Boston: Blackwell Sci. Publ. 301p.
Saintot, A., Stephens, M.B., Viola, G., Nordgulen, Ø., 2011. Brittle tectonic evolution and paleostress field
reconstruction in the southwestern part of the fennoscadian Shield, Forsmark, Sweden. Tectonics 30(4):
TC4002.
Santos E.B. 1999. Petrologia dos Sienitos e Monzonitos Potássicos do Maciço do Estreito (SW-Bahia e NE-
Minas Gerais. MSc thesis, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, 140 p
Schobbenhaus C. et al. 1984. Geologia do Brasil; texto explicativo do mapa geológico do Brasil e da área
oceânica adjacente incluindo depósitos minerais. (Brasília): DNPM. 501 p.
Schobbenhaus C. 1993. O Proterozóico Médio do Brasil com ênfase à região Centro-Leste: uma revisão. Doctor
Thesis, Universidade de Freiburg, Freiburg. 166p.
Schobbenhaus, C., 1996. As tafrogêneses superpostas Espinhaço e Santo Onofre, Estado da Bahia: revisão e
novas propostas. Revista Brasileira de Geociências, 26(4): 265-276.
Sibson, R.H., 1990. Faulting and fluid flow. MAC Short Course on Crustal Fluids Handbook 18, 94-131.
Siga Jr., O., 1986. A evolução geotectônica da porção nordeste de Minas Gerais, com base em interpretações
geocronológicas. MSc thesis, Instituto de Geociências - USP, São Paulo, 140p.
Siga Jr., O., 1987. Aplicação dos isótopos de Sr e Pb nas rochas gnaissico-migmatíticas de Itacambira -
Barrocão. In: Simpósio de Geologia de Minas Gerais. Anais. Belo Horizonte: SBG. n. 7, p. 45-57.
Silva, L.C., Pedrosa-Soares, A.C., Armstrong, R., Noce, C.M. 2011. Determinando a duração do período
colisional do Orógeno Araçuaí com base em geocronologia U-Pb de alta resolução em zircão: uma
contribuição para a história da amalgamação do Gondwana Ocidental. Geonomos, 19(2): 180-197.
Simpson, C., Schmid, S.M., 1983. An evaluation of criteria to deduce the sense of movement in sheared rocks.
Geol. Soc. Am. Bull., 94: 1281-1288.
Souza, J.D., Kosin, M., Heineck, C.A., Lacerda Filho, J.V., Teixeira, L.R., Valente, C.R., Guimarães, J.T., Bento
R.V., Borges, V.P., Santos, R.A., Leite, C.A., Neves, J.P., Oliveira, I.W.B., Carvalho, L.M., Pereira,
L.H.M., Paes, V.J.C., 2004. Folha SD.23-Brasília. In: Schobbenhaus, C., Gonçalves, J.H., Santos, J.O.S.,
Abram, M.B., Leão Neto, R., Matos, G.M.M., Vidotti, R.M., Ramos, M.A.B, Jesus, . J.D.A. (Eds.), Carta
Geológica do Brasil ao Milionésimo, Sistema de Informações Geográficas – SIG, Programa Geologia do
Brasil, CPRM, Brasília.
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
92
Srivastava, D.C., 2000. Geometrical classification of conjugate vein arrays. Journal of Structural Geology, 22:
713-722.
Stipp, M., Stünitz, H., Heilbronner, R., Schmid, S.M., 2002a. The eastern Tonale fault zone: a ‘natural
laboratory’ for crystal plastic deformation of quartz over a temperature range from 250 to 700°C. Journal of
Structural Geology, 24: 1861-1884.
Stipp, M., Stünitz, H., Heilbronner, R., Schmid, S.M., 2002b. Dynamic recrystallization of quartz: correlation
between natural and experimental conditions. In: De Meer, S., Drury, M.R., De Bresser, J.H.P., Pennock,
G.M. (Eds.), Deformation Mechanisms, Rheology and Tectonics: Current Status and Future Perspectives.
Geological Society, London, Special Publication, vol. 200, pp. 171-190.
Tack L., Wingate M.T.D, Liégeois J.P., Fernandez-Alonso M., Deblond A. 2001. Early Neoproterozoic
magmatism (1000-910 Ma) of the Zadinian and Mayumbian Groups (Bas-Congo): onset of Rodinian rifting
at the western edge of the Congo craton. Precambrian Res., 110: 277-306.
Thomaz Filho A., Kawashita K., Cordani U.G. 1998. A origem do Grupo Bambuí no contexto da evolução
geotectônica e de idades radiométricas. Anais da Academia Brasileira de Ciências, 70:527-548.
Trompette R. 1994. Geology of Western Gondwana (2000-500 Ma). Pan-African-Brasiliano aggregation of
South America and Africa. A.A. Balkema, Rotterdam, 350pp.
Trompette, R.; Uhlein, A.; Silva, M.E. & Karmann, I. 1992. The Brasiliano São Francisco Cráton revised
(central Brazil). Journal of South American Earth Sciences 6:49-57.
Trouw, R.A.J., Passchier, C.W., Wiersma, D.J., 2010. Atrals of Mylonites and ralated microstructures. Springer-
Verlag, Berlin.
Turienzo, M.M., 2010. Structural style of the Malargüe fold-and-thrust belt at the Diamante River area (34°30’–
34°501’) and its linkage with the Cordillera Frontal, Andes of central Argentina. Journal of South American
Earth Sciences, 29: 537-556.
Turner, J.P., Williams, G.A., 2004. Sedimentary basin inversion and intra-plate shortening. Earth-science
Reviews, 65: 277-304.
Uhlein, A., 1991. Transição cráton-faixa dobrada: exemplo do Cráton do São Francisco e da Faixa Araçuaí
(Ciclo Brasiliano) no estado de Minas Gerais. Aspectos estratigráficos e estruturais. Doctor Thesis,
Instituto de Geociências Universidade de São Paulo, São Paulo, 295 p.
Uhlein, A., Trompette, R.R., Egydio-Silva, M., 1998. Proterozoic rifting and closure, SE border of the São
Francisco Craton, Brazil. Journal of South America Earth Science, 11: 191-203.
Vernooij, M.G.C., den Brok, B., Kunze, K., 2006. Development of crystallographic preferred orientations by
nucleation and growth of new grains in experimentally deformed quartz single crystals. Tectonophysics,
427: 35-53.
Warren, L.V., Quaglio, F., Riccomini, C., Simões, M.G., Poiré, D.G., Strikis, N.M., Anelli, L.E., Strikis, P.C.,
2014. The puzzle assembled: Ediacaran guide fossil Cloudina reveals an old proto-Gondwana seaway.
Geology http://dx.doi.org/10.1130/G35304.1.
Wibberley, C., 1999. Are feldspar-to-mica reactions necessarily reaction-softening processes in fault zones?.
Journal of Structural Geology, 21: 1219-1227.
White, S.H., Knipe, R.J., 1978. Transformation and reaction enhanced ductility in rocks. Journal of the
Geological Society of London, 135: 513-516.
Williams, G., Vann, I., 1987. The geometry of listric normal faults and deformation in their hangingwalls.
Journal of Structural Geology 9(7): 789-795.
Withjack, M.O., Schlische, R.W., Olsen, P.E., 1998. Diachronous rifting, drifting, and inversion on the passive
margin of central eastern North America: an analog for other passive margins. AAPG Bulletin, v.82 (5A),
817-835.
Yagupsky, D.L., Cristallini, E.O., Fantín, J., Valcarce, G.Z., Bottesi, G., Varadé, R., 2008. Oblique half-graben
inversion of the Mesozoic Neuquén Rift in the Malargue Fold and Thrust Belt, Mendoza, Argentina: News
insightis from analogue models. Journal of Structural Geology 30(7): 839-853.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
93
Apêndices
Anexo I – Mapa de Pontos
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
94
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
95
Anexo II – Mapa geológico e mapa geofísico
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
96
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
97
Anexo III – Tabela de pontos
Nome Sad69 X Y Unidade
S001 23 L 704140 8333570 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S002 23 L 699897 8340042 Grupo Bambuí - Borda oeste da serra Central
S003 23 L 705509 8342093 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S004 24 L 721009 8320963 Embasamento - Complexo Porteirinha
S005* 25 L 721492 8322115 Embasamento - Complexo Porteirinha
S006 26 L 715011 8326004 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S007 27 L 715454 8329259 Embasamento - Complexo Porteirinha
S008 23 L 717333 8333253 Embasamento - Complexo Porteirinha
S009 23 L 721454 8320367 Embasamento - Complexo Porteirinha
S010 23 L 721505 8320347 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S011* 23 L 721629 8320233 Intrusiva máfica
S012* 23 L 721623 8319761 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S013 23 L 721533 8319613 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S014* 23 L 720367 8315964 Embasamento - Suíte Catolé*
S015 23 L 720426 8316559 Embasamento - Suíte Catolé*
S016 23 L 721079 8317398 Embasamento - Complexo Porteirinha
S017 23 L 721192 8317574 Embasamento - Complexo Porteirinha
S018* 23 L 721337 8317749 Embasamento - Complexo Porteirinha
S019* 23 L 721379 8317843 Embasamento - Complexo Porteirinha
S020* 23 L 721500 8318019 Intrusiva máfica
S021* 23 L 721606 8318017 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S022 23 L 721649 8318166 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S023* 23 L 727985 8327110 Embasamento - Complexo Porteirinha
S024 23 L 725938 8329940 Embasamento - Complexo Porteirinha
S025* 23 L 721637 8330277 Embasamento - Suíte Catolé
S026 23 L 721025 8332863 Embasamento - Suíte Catolé
S027 23 L 721688 8337165 Embasamento - Suíte Catolé
S028 23 L 722753 8340417 Embasamento - Suíte Catolé
S029 23 L 723184 8318404 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S030 23 L 722739 8318322 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S031 23 L 722879 8318388 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete/Intrusivas
máficas
S032 23 L 723288 8318247 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S033* 23 L 722257 8317034 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S034 23 L 721841 8317023 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S036 23 L 720677 8316779 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S037* 23 L 723936 8316581 Embasamento - Complexo Porteirinha/Supergrupo
Espinhaço - Serra do Ginete
S038 23 L 723435 8316404 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S039 23 L 724813 8316212 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S040* 23 L 713492 8313122 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
98
S041 23 L 713599 8313130 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S042 23 L 713614 8313072 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S043* 23 L 713790 8313051 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S044 23 L 713790 8313009 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S045 23 L 713965 8312822 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S046 23 L 714550 8312433 Embasamento - Suíte Catolé*
S047* 23 L 720650 8316932 Embasamento
S048 23 L 720866 8317129 Embasamento
S049* 23 L 721000 8317286 Embasamento
S050 23 L 721138 8317537 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S051* 23 L 721415 8317541 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S052* 23 L 721471 8317580 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S053 23 L 721562 8317800 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S054* 23 L 721593 8317827 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete/Intrusivas
máficas
S055 23 L 721687 8317996 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete/Intrusivas
máficas
S056 23 L 721999 8317970 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete/Intrusivas
máficas
S057 23 L 722167 8318038 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete/Intrusivas
máficas
S058 23 L 721768 8318044 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S059 23 L 721974 8318188 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S060 23 L 722111 8318204 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete/Intrusivas
máficas
S061 23 L 721189 8317448 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete/Intrusivas
máficas
S063 23 L 704856 8337220 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S064* 23 L 704972 8337289 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S065 23 L 705171 8337178 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S066 23 L 705214 8337199 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S067 23 L 705285 8337230 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S068 23 L 705362 8337231 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S070 23 L 708764 8312137 Grupo Bambuí - Borda oeste da serra Central
S071 24 L 726033 8323715 Embasamento - Complexo Porteirinha
S072 25 L 725530 8324149 Embasamento - Complexo Porteirinha
S073 26 L 723970 8324172 Embasamento - Complexo Porteirinha
S074 23L 722527 8325882 Embasamento - Complexo Porteirinha
S075 23L 722033 8326392 Embasamento - Complexo Porteirinha
S076 23L 721682 8326489 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S077 23L 721302 8326688 Embasamento - Suíte Catolé
S078 23L 720758 8326642 Embasamento - Suíte Catolé
S079 23L 721082 8326671 Embasamento - Suíte Catolé
S080 23L 720403 8326599 Embasamento - Suíte Catolé
S081 23L 720020 8326337 Embasamento - Suíte Catolé
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
99
S082 23L 718966 8326081 Embasamento - Suíte Catolé
S083* 23L 717790 8326048 Embasamento - Suíte Catolé
S084 23L 717694 8326015 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S085 23L 717706 8326044 Embasamento - Suíte Catolé
S086 23L 717455 8326078 Embasamento - Suíte Catolé
S087 23L 715983 8326760 Embasamento - Suíte Catolé
S088 23L 714971 8326808 Embasamento - Complexo Porteirinha
S089 23L 715022 8326066 Embasamento - Complexo Porteirinha
S090 23L 715544 8327416 Embasamento - Complexo Porteirinha
S091 23L 716246 8327977 Embasamento - Suíte Catolé
S092 23L 723452 8328320 Embasamento - Complexo Porteirinha
S093* 23L 727719 8329344 Embasamento - Complexo Porteirinha
S094 23L 727464 8330069 Embasamento - Complexo Porteirinha
S095 23L 727476 8332737 Embasamento - Complexo Porteirinha
S096 23L 727628 8334363 Embasamento - Suíte Catolé
S097 23L 726144 8335622 Embasamento - Complexo Porteirinha
S098 23L 723910 8333826 Embasamento - Suíte Catolé
S099 23L 713565 8340065 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S100 23L 713444 8340193 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S101 23L 713178 8340523 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S102 23L 713066 8340570 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S103 23L 723878 8333121 Embasamento - Suíte Catolé
S104 23L 723365 8333807 Embasamento - Complexo Porteirinha
S105 23L 722778 8335835 Embasamento - Suíte Guanambí
S106 23L 722262 8333869 Embasamento - Suíte Catolé
S107 23L 722357 8338783 Embasamento - Suíte Catolé
S108 23L 720959 8334876 Embasamento - Suíte Catolé
S109 23L 717161 8336155 Embasamento - Suíte Catolé
S110 23L 717057 8336014 Embasamento - Complexo Porteirinha
S111 23L 716679 8336762 Embasamento - Complexo Porteirinha
S112 23L 715888 8337539 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S113 23L 715105 8338300 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S114 23L 714804 8338439 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S115 23L 714184 8338854 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S116 23L 713800 8339774 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S117 23L 729472 8341117 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S118 23L 728553 8341365 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S119 23L 727919 8341466 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S120 23L 727036 8341668 Embasamento - Complexo Porteirinha
S121 23L 728295 8343146 Embasamento - Suíte Guanambí
S122 23L 726472 8342734 Embasamento - Suíte Guanambí
S123 23L 726213 8343027 Embasamento - Suíte Guanambí
S124 23L 726043 8343185 Embasamento - Suíte Guanambí
S125 23L 725587 8344094 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S126* 23L 723285 8343607 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
100
S127 23L 721801 8343511 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S128 23L 718513 8343773 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S129** 23L 717187 8343801 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S130 23L 720665 8313414 Embasamento - Suíte Catolé*
S131 23L 719797 8313430 Embasamento - Suíte Catolé*
S132 23L 718259 8314951 Embasamento - Suíte Catolé*
S133 23L 714687 8316775 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S134 23L 716165 8316126 Embasamento - Suíte Catolé*
S135 23L 717417 8315596 Embasamento - Suíte Catolé*
S136 23L 717074 8338000 Embasamento - Suíte Catolé
S137 23L 717437 8339651 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S138 23L 716051 8340522 Embasamento - Suíte Catolé
S139 23L 714757 8341145 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S140 23L 714922 8340969 Embasamento - Suíte Catolé
S141 23L 719535 8339907 Embasamento
S142 23L 705215 8337221 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S143 23L 705398 8337229 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S144 23L 705412 8337233 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S145 23L 705518 8337001 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S146 23L 705720 8336916 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S147 23L 705715 8336940 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S148 23L 705747 8337033 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S149 23L 706453 8337015 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S150 23L 706351 8337057 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S151 23L 706289 8337129 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S152 23L 706172 8337051 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S153 23L 706118 8337019 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S154 23L 705986 8336918 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S155 23L 705842 8336995 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S156 23L 704040 8333698 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S157 23L 704057 8333700 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S158 23L 704077 8333701 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S159 23L 704109 8333699 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S160 23L 704154 8333744 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S161 23L 704190 8333756 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S162 23L 704309 8333733 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S163 23L 704337 8333727 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S164 23L 704378 8333741 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S165 23L 706300 8333887 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S166 23L 706321 8333809 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S167 23L 706292 8333812 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S168 23L 706099 8333807 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S169 23L 705954 8333922 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S170 23L 705877 8333856 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S171 23L 705751 8333858 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
101
S172 23L 705524 8333826 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S173 23L 708172 8320996 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S174 23L 707867 8320917 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S175 23L 707586 8321125 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S176 23L 707730 8320349 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S177 23L 707823 8320296 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S178 23L 708890 8319679 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S179 23L 708835 8319642 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S180 23L 708799 8319637 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S181 23L 708753 8319637 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S182 23L 708727 8319634 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S183 23L 708691 8319632 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S184 23L 708518 8319613 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S185 23L 708446 8319603 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S186 23L 708443 8319578 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S187 23L 708389 8319567 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S188 23L 708303 8319547 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S189 23L 708183 8319650 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S190 23L 707927 8320036 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S191 23L 707927 8320137 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S192 23L 707839 8320176 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S193 23L 710640 8314583 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S194 23L 710602 8314598 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S195 23L 710505 8314652 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S196 23L 710181 8314725 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S197 23L 710015 8314684 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S198 23L 709535 8314224 Grupo Macaúbas - Borda oeste da serra Central
S199 23L 709410 8314086 Grupo Macaúbas - Borda oeste da serra Central
S200 23L 709101 8313978 Grupo Macaúbas - Borda oeste da serra Central
S201 23L 709869 8311802 Grupo Bambuí - Borda oeste da serra Central
S202 23L 710037 8312130 Grupo Macaúbas - Borda oeste da serra Central
S203 23L 709237 8311758 Grupo Macaúbas - Borda oeste da serra Central
S204 23L 708853 8312027 Grupo Bambuí - Borda oeste da serra Central
S205 23L 706821 8312027 Grupo Bambuí - Borda oeste da serra Central
S205b 23L 706734 8320936 Grupo Macaúbas - Borda oeste da serra Central
S206 23L 705906 8320772 Grupo Macaúbas - Borda oeste da serra Central
S207 23L 703331 8325922 Grupo Bambuí - Borda oeste da serra Central
S208 23L 703489 8327100 Grupo Bambuí - Borda oeste da serra Central
S209 23L 703750 8333613 Grupo Bambuí - Borda oeste da serra Central
S210 23L 703277 8336089 Grupo Macaúbas - Borda oeste da serra Central
S211 23L 704254 8336864 Grupo Macaúbas - Borda oeste da serra Central
S212 23L 703760 8336521 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S213 23L 700140 8335193 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S214 23L 711010 8305088 Grupo Bambuí - Borda oeste da serra Central
S215* 23L 711008 8305194 Grupo Macaúbas - Serra a sul daserra Central
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
102
S216 23L 710984 8305320 Grupo Macaúbas - Serra a sul daserra Central
S217 23L 710930 8305430 Grupo Macaúbas - Serra a sul daserra Central
S218 23L 710849 8305657 Grupo Macaúbas - Serra a sul daserra Central
S219 23L 712158 8308473 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S220 23L 712005 8308417 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S221 23L 712615 8308380 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central
S222 23L 712908 8310250 Embasamento - Suíte Catolé*
S223 23L 712852 8310302 Embasamento - Suíte Catolé*
S224 23L 713292 8310086 Embasamento - Suíte Catolé*
S225 23L 713141 8310482 Embasamento - Suíte Catolé*
S226 23L 713032 8310593 Embasamento - Suíte Catolé*
S227 23L 714100 8309974 Embasamento - Suíte Catolé*
S228 23L 713856 8310213 Embasamento + Blocos Supergrupo Espinhaço
S229 23L 713686 8310476 Embasamento + Blocos Supergrupo Espinhaço
S230 23L 713659 8310693 Embasamento + Blocos Supergrupo Espinhaço
S231 23L 713470 8310885 Embasamento + Blocos Supergrupo Espinhaço
S232 23L 713313 8311082 Embasamento + Blocos Supergrupo Espinhaço
S233 23L 714977 8309969 Embasamento + Blocos Supergrupo Espinhaço
S234 23L 714364 8313088 Embasamento + Blocos Supergrupo Espinhaço
S235 23L 714527 8312732 Embasamento + Blocos Supergrupo Espinhaço
S236 23L 715262 8311987 Embasamento + Blocos Supergrupo Espinhaço
S237 23L 716961 8313510 Embasamento + Blocos Supergrupo Espinhaço
S238 23L 716124 8313951 Grupo Macaúbas - Borda leste da serra Central
S239 23L 716626 8313668 Grupo Macaúbas - Borda leste da serra Central
S240** 23L 718293 8318314 Embasamento - Complexo Porteirinha
S241 23L 718228 8318242 Embasamento - Complexo Porteirinha
S242 23L 718227 8318187 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S243* 23L 718195 8318142 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S244 23L 717780 8317312 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S245 23L 717743 8317024 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S246 23L 717905 8317556 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S247 23L 718037 8317784 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S248 23L 718122 8317876 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S249 23L 718108 8317958 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S250 23L 718369 8318683 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S251 23L 714736 8316846 Embasamento - Suíte Catolé*
S252 23L 714685 8316752 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S253 23L 714673 8316647 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S254 23L 714584 8316555 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S255 23L 714585 8316352 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S256 23L 714656 8316184 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S257 23L 714474 8315778 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S258 23L 713822 8317862 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S259 23L 713782 8317574 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S260 23L 713857 8317447 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
103
S261 23L 713983 8317305 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S262 23L 714203 8317050 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S263 23L 710040 8321867 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S264 23L 710066 8321907 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S265 23L 710172 8321968 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S266 23L 710365 8322100 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S267 23L 710504 8322161 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S268 23L 710816 8322153 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S269 23L 711000 8321934 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S270 23L 711715 8321460 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S271 23L 714226 8323986 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S272 23L 714125 8323955 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S273 23L 714029 8323799 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S274 23L 713918 8323724 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S275 23L 713871 8323709 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S276 23L 713736 8323707 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S277 23L 713377 8323566 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S278 23L 713286 8323560 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S279 23L 713114 8323705 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S280 23L 713090 8323909 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S281 23L 713150 8324252 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S282 23L 713957 8324787 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S283 23L 714184 8324837 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S284 23L 714687 8324336 Embasamento - Complexo Porteirinha
S285 23L 713859 8326746 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S286 23L 713544 8326763 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S287 23L 713436 8326842 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S288 23L 713346 8326819 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S289 23L 713274 8326828 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S290 23L 713120 8326940 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S290b 23L 712984 8327025 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S291 23L 712696 8327048 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S292 23L 712491 8327095 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S293 23L 712204 8327216 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S294 23L 713163 8326894 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S295 23L 716922 8323475 Embasamento - Suíte Catolé
S296 23L 716861 8323133 Embasamento - Suíte Catolé
S297 23L 716869 8322447 Embasamento - Suíte Catolé
S298 23L 716369 8322266 Embasamento - Complexo Porteirinha
S299* 23L 716277 8320371 Embasamento - Complexo Porteirinha
S300 23L 717578 8319643 Embasamento - Complexo Porteirinha
S301 23L 718508 8319435 Embasamento - Complexo Porteirinha
S302 23L 718477 8319507 Embasamento - Complexo Porteirinha
S303 23L 719627 8319378 Embasamento - Complexo Porteirinha
S304 23L 720203 8319631 Embasamento - Complexo Porteirinha/Intrusivas
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
104
máficas
S305 23L 718743 8323852 Embasamento - Suíte Catolé
S306 23L 719981 8322954 Embasamento - Suíte Catolé
S307 23L 721257 8323800 Embasamento - Suíte Catolé
S308 23L 711133 8315304 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S309 23L 712664 8319099 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S310 23L 712934 8318220 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S311 23L 712714 8317482 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S312 23L 712770 8317183 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S313 23L 712574 8316138 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S314* 23L 712282 8315619 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S315 23L 712188 8315636 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S316 23L 712018 8315572 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S317 23L 711721 8315490 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S318 23L 728572 8328614 Embasamento - Complexo Porteirinha
S319 23L 728605 8328872 Embasamento - Complexo Porteirinha
S320 23L 729427 8330906 Embasamento - Complexo Porteirinha
S321 23L 729803 8331381 Embasamento - Suíte Catolé
S322 23L - - -
S323* 23L 729747 8331775 Embasamento - Complexo Porteirinha
S324 23L 730374 8332926 Embasamento - Complexo Porteirinha
S325 23L 731467 8332696 Embasamento - Complexo Porteirinha
S326 23L 732820 8333463 Embasamento - Complexo Porteirinha
S327 23L 732211 8334449 Embasamento - Complexo Porteirinha
S328* 23L 733210 8335346 Embasamento - Complexo Porteirinha
S329** 23L 733845 8334607 Embasamento - Complexo Porteirinha
S330 23L 734545 8333635 Embasamento - Complexo Porteirinha
S331 23L 733360 8328645 Embasamento - Complexo Porteirinha
S332 23L 734339 8328531 Embasamento - Complexo Porteirinha
S333 23L 737091 8331164 Embasamento - Complexo Porteirinha
S334 23L 738341 8331594 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Geral
S335 23L 711921 8332823 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S336 23L 711468 8333092 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S337 23L 711436 8333121 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S338 23L 711235 8333092 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S339 23L 710951 8333171 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S340 23L 710740 8333058 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S341 23L 710596 8333116 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S342 23L 710536 8333246 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S343 23L 710054 8336792 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S344 23L 729600 8286575 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S345 23L 709846 8336823 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S346 23L 709663 8336939 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S347 23L 709631 8336989 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S348 23L 709515 8337261 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
105
S349* 23L 709481 8337321 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central
S350 23L 727121 8288325 Embasamento - Complexo Porteirinha
S351 23L 727956 8286269 Embasamento - Complexo Porteirinha
S352* 23L 728841 8286445 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S353 23L 729126 8286362 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé
S354* 23L 729600 8286575 Embasamento - Suíte Catolé
S355** 23L 730116 8286915 Embasamento - Suíte Catolé
S356* 23L 730922 8285815 Embasamento - Suíte Catolé
S357* 23L 731423 8285680 Embasamento - Suíte Catolé
S358 23L 732363 8283277 Embasamento - Suíte Catolé
S359 23L 731298 8363519 Grupo Macaúbas - Região setentrional da serra Central
S360 23L 740026 8369356 Embasamento
S361 23L 743040 8368545 Embasamento
S362 23L 742816 8367575 Embasamento
S363 23L 744332 8367993 Embasamento
S364 23L 745372 8368177 Embasamento
S365 23L 747064 8368620 Embasamento
S366 23L 749216 8367736 Embasamento
S367 23L 750200 8366833 Embasamento
S368 23L 706406 8328332 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S369 23L 706514 8328282 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S370 23L 706650 8328152 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S371 23L 706736 8328112 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S372 23L 706929 8327944 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S373 23L 707003 8327957 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S374 23L 707217 8327978 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S375 23L 707481 8328243 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S376 23L 711468 8333092 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S377 23L 707681 8328315 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S378 23L 708083 8328283 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S379 23L 708477 8328372 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S380 23L 709088 8328522 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste e região central da
serra Central
S381 23L 721660 8319031 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
Bersan, S.M., 2015. Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do Cinturão...
106
S382 23L 721685 8318959 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S383 23L 721930 8318773 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S384 23L 721994 8318412 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S385 23L 721977 8318259 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S386 23L 721824 8318175 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S387 23L 721729 8318301 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S388 23L 721516 8318256 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S389 23L 721492 8318243 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S390 23L 721492 8318243 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete
S391 23L 730663 8352010 Embasamento - Suíte Guanambí/Suíte Catolé
S392 23L 728465 8352959 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S393 23L 728554 8353133 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S394 23L 728321 8353725 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S395 23L 728030 8354104 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S396 23L 727907 8354027 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S397 23L 727212 8353700 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S398 23L 731503 8362971 Grupo Macaúbas - Região setentrional da serra Central
S399 23L 715604 8365089 Grupo Macaúbas - Região setentrional da serra Central
S400 23L 705456 8364281 Grupo Macaúbas - Região setentrional da serra Central
S401 23L 725666 8365665 Grupo Macaúbas/Bambuí - Região setentrional da serra
Central
S402 23L 721302 8356658 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S403 23L 721195 8356443 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S404 23L 720791 8355850 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S405 23L 720966 8355403 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S406 23L 720977 8354989 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S407 23L 720953 8354674 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S408 23L 721011 8354518 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da
S409 23L 719726 8354285 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S410 23L 721583 8356937 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S411 23L 721944 8356963 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S412 23L 723166 8357181 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S413 23L 724996 8362319 Grupo Macaúbas - Região setentrional da serra Central
S414 23L 725185 8363045 Grupo Macaúbas - Região setentrional da serra Central
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 74, nº 323, 107p., 2015
107
S415 23L 712665 8359944 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S416 23L 710839 8358809 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S417 23L 710880 8357666 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S418 23L 710885 8357481 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S419 23L 710677 8358336 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra
Central
S420* 23L 714568 8316561 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S421 23L 714482 8315780 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S422 23L 714301 8315687 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S423* 23L 714083 8315588 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central
S424 23L 714922 8316905 Grupo Macaúbas - Borda leste da serra Central
S425* 23L 717899 8317566 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S426 23L 718056 8317787 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S427 23L 718114 8317942 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S428 23L 718124 8318008 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S429 23L 717738 8317348 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina
S429b 23L 706304 8346201 Embasamento
S430 23L 706744 8345590 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Geral
S431 23L 706749 8345559 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Geral
S432 23L 706728 8345333 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Geral
S433 23L 706784 8345274 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Geral
S434 23L 706876 8345168 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Geral
S435 23L 706882 8345089 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Geral
S436 23L 706912 8345051 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Geral
S437 23L 706833 8344784 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Geral
S438 23L 706893 8344763 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Geral
S439 23L 707011 8344708 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Geral
* Pontos amostrados para confecção de lâmina delgada.
** Amostras analisadas via MEV-EBSD.