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7/14/2019 Geologia Regional a VII
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Sumário
Geologia Regional
1. Província Tocantins .............................................................................................................................. 2
1.1. Faixa de Dobramentos Brasília ............................................................................................................. 2
2. Contexto Geológico Local: Geologia da porção Setentrional da Faixa Brasília relacionada à regiãode Natividade, TO ......................................................................................................................................... 4
2.1. Embasamento................................................................................................................................ 4
2.1.1. Arco Magmático de Goiás .................................................................................................... 4
2.1.2. Terreno Almas-Dianópolis.................................................................................................... 5
2.1.3. Terreno Jaú-Cavalcante ....................................................................................................... 7
2.1.3.1. Formação Ticunzal ........................................................................................................... 7
2.1.3.2. Suíte Aurumina.................................................................................................................. 8
2.1.3.3. Granitos Anorogênicos e Suíte Pedra Branca .................................................................. 8
2.2. Sequências Supracrustais .............................................................................................................. 9
2.2.1. Grupo Araí ............................................................................................................................ 9
2.2.2. Grupo Natividade................................................................................................................ 10
2.2.3. Grupo Serra da Mesa.......................................................................................................... 13
2.2.4. Grupo Paranoá ................................................................................................................... 13
2.2.5. Grupo Bambuí ..................................................................................................................... 14
2.3. Coberturas Fanerozóicas ............................................................................................................. 15
2.3.1. Bacia do Parnaíba .............................................................................................................. 15
2.3.2. Bacia Sanfranciscana ......................................................................................................... 15
3. Referências Bibliográficas .................................................................................................................. 16
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Projeto Natividade – Área VII Geologia Regional
Trabalho Final de Mapeamento Geológico - 2012 Página 2
Geologia Regional
A área estudada por este projeto localiza-se ao sul do estado do Tocantins sobre o
arcabouço geológico da Província Tocantins, mais especificamente no contexto da zona externa
da Faixa Brasília Setentrional. Os terrenos são compostos por rochas de embasamento
Arqueano/Paleopróterozóico e sequências de rochas supracrustais metamorfizadas com idades de
paleo à neoproterozóicas.
1. Província Tocantins
Definida por Almeida et al.(1977), a Província encontra-se na porção central do Brasil e é
uma das 10 Províncias Estruturais Brasileiras caracterizadas pelas largas regiões geológicas
naturais que apresentam feições estratigráficas, tectônicas, magmáticas e metamórficas próprias e
diferentes das apresentadas pelas províncias confinantes (Schobbenhaus & Brito Neves, 2003).
Consiste em um orógeno desenvolvido pelas colisões entre os Crátons Amazônico, São
Francisco e o Bloco Paraná, representando uma evidência do Ciclo Orogênico Brasiliano, na
amalgamação do Gondwana Ocidental (Trompette, 1994). A maior estrutura relativa a este
evento é o Lineamento Transbrasiliano que cruza toda a região (Cordani et al ., 2000).
Esta província é constituída por três faixas dobradas Neoproterozóicas: a Faixa Araguaia,a noroeste, limitada pelo Cráton Amazônico; a Faixa Paraguai, a sul, também limitada pelo
Cráton Amazônico; e a Faixa Brasília, a leste, limitada pela borda do cráton São Francisco e
onde esta inserida a área de estudo (Figura 1).
1.1. Faixa de Dobramentos Brasília
A Faixa Brasília, representada pela porção leste da Província Tocantins, estende-se por
mais de 1000 km preferencialmente na direção N-S ao longo da margem oeste do Cráton SãoFrancisco. É dividida em segmento Setentrional e Meridional por um lineamento WNW-ESE,
denominado Sintaxe dos Pirineus (Figura 1).
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Figura 1: Esboço tectônico da Província Tocantins. Adaptado de Pimentel & Botelho, 2001
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A Faixa de Dobramentos Brasília mostra maior deformação e grau de metamorfismo de
leste para oeste, representando uma clara vergência da faixa em relação ao Cráton São Francisco
(Fonseca et al., 1995; Dardenne, 2000), justificando sua divisão em porções interna, externa e
zonas cratônicas, separadas por grandes falhas regionais N-S (Dardenne, 1978; Fuck et al ., 1994,
2005).
No segmento Meridional é possível observar uma intensa deformação, metamorfismo,
com os sistemas de nappes e empurrões que envolveram metassedimentos indicando transporte
de grande magnitude, da ordem de dezenas a centenas de quilômetros. A deformação na porção
Meridional da Faixa mostra uma compressão SW-NE, seguida de um transporte SE marcado por
zonas de cisalhamento sinistrais regionais mostrando a mesma orientação (Seer, 1999; Valeriano
et al ., 1997; Araújo Filho, 1999).
No segmento Setentrional grandes áreas de unidades sedimentares não foram, ou foram
muito pouco metamorfizadas, mantendo suas relações estratigráficas bem preservadas. Isto se
deve ao posicionamento do embasamento granito-gnáissico em níveis mais elevados da crosta,
oque fez com que esse, se comportasse como um bloco rígido frente a deformação imposta
durante a colisão. O segmento Setentrional mostra baixa deformação com vergência para NW-
SE.
2. Contexto Geológico Local: Geologia da porção Setentrional da Faixa Brasília relacionada à região de Natividade, TO
2.1. Embasamento
2.1.1. Arco Magmáti co de Goiás
Arco Magmático de Goiás é constituído por sequências vulcanossedimentares associadas
a ortognaisses tonalíticos e graníticos, formando um extenso terreno neoproterozóico na porçãonoroeste da Faixa Brasília, limitando-se com o Maciço de Goiás pelas falhas Rio dos Bois,
Mandinópolis e Moiporá-Novo Brasil.
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O arco foi formado entre 900 Ma e 520 Ma por acresção crustal de sistemas de arcos de
ilha intraoceânicos à margem oeste do Cráton São Francisco-Congo (Pimentel et al., 2000) .
Possui dois seguimentos com orientações distintas: o meridional e o setentrional. O seguimento
meridional com orientação NW é conhecido como Arenópolis e o outro, com orientação NE, é
denominado de Mara Rosa.
Grande parte das rochas do Arco Magmático de Goiás foram metamorfizadas em fácies
xisto verde à anfibolito durante a orogênese do Brasiliano. Os terrenos do Arco Magmático
possuem granitos sin, tardi e póstectônicos. Os granitos da fase sin-tectônica são ortognaisses
cálcicos a cálcico-alcalinos, intensamente deformados, denominados Ortognaisses Oeste de
Goiás (Pimentel & Fuck, 1992). Os granitos de fases tardi a pos-tectônicos são alcalinos de Alto-
K, representados pelas suítes do Rio Caiapó, Santa Tereza e Faina. Intercalados aos ortognaisses,as sequências metavulcanossedimentares representam as bacias marginais dos arcos, com idade
entre 890 e 600 Ma.
A evolução tectônica do arco foi sintetizada por Fuck et al . (1994) em sete estágios. 1.
Formação de sistemas de ilhas oceânicas entre 890-800 Ma; 2. Intrusão das séries inferiores dos
complexos máficos e ultramáficos acamadados de Niquelândia, Barro Alto e Cana Brava,
associados a um rifte continental localizado em ambiente de back arc em 800 Ma; 3.
Metamorfismo de alto grau que registra a colisão em 770-760 Ma entre a porção norte do arco ea borda oeste do “continente” São Francisco; 4. Período de quiescência (inatividade) ígnea entre
760-680 Ma; 5. Período de intensa atividade ígnea e tectônica, com alojamento de inúmeros
corpos tonalíticos, granodioríticos, graníticos e corpos máficos-ultramáficos diferenciados, entre
670-600 Ma; 6. Pico do metamorfismo Brasiliano entre 630-600 registrado em todas as rochas da
Faixa Brasília; e por fim, 7. Soerguimento regional e magmatismo bimodal tipicamente pós-
orogênico após 600 Ma.
2.1.2. Terreno Almas-Dianópoli s
Inicialmente incluso no chamado de Maciço Goiano (Berbet, 1980; Almeida et al., 1981;
Danni et al., 1982), as unidades geológicas ao sul do estado do Tocantins, na região de Almas-
Dianópolis, são constituídas por complexos granito-gnáissicos, parcialmente contornadas por
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estreitas faixas de sequências vulcanossedimentares (Costa et al ., 1976; Costa, 1984; Cruz &
Kuyumjian, 1998) e cobertas por metassedimentos proterozóicos (Cruz & Kuyumjian, 1999).
Os complexos granito-gnáissicos contêm abundantes enclaves de anfibolitos e xistos
máficos (Cruz & Kuyumjian 1998) e restritos enclaves de gnaisses, mica xistos com cianita e
gnaisses granulíticos (Costa 1984). A ocorrência de enclaves de granulitos e de gnaisses com
minerais aluminosos nos complexos granito-gnáissicos sugere a presença de crosta siálica antiga
(Cruz & Kuyumjian 1999). Estes complexos foram divididos, no Grupo Riachão do Ouro, em
duas suítes de corpos granitóides intrusivos distinguíveis pelo tipo e abundância de minerais
máficos (Cruz 1993, Cruz & Kuyumjian 1996). A Suíte l é composta por tonalito, granodiorito,
trondhjemito, quartzo-monzodiorito e quartzo-diorito ricos em anfibólio, enquanto que a Suíte 2
compreende tonalito, trondhjemito, granodiorito e monzogranito pobres em minerais máficos,sendo a biotita o dominante (Cruz & Kuyumjian, 1998). Ambas as suítes possuem características
químicas de granitoides de arco magmático, sendo classificadas como suítes TTG de baixo e alto
Al2O3, respectivamente (Cruz & Kuyumjian 1996).
A sequência vulcanossedimentar, ou greenstone belt, coberta por metassedimentos
recebeu a denominação de Grupo Riachão do Ouro (Costa, 1984). Este grupo foi subdividido em
duas sequências de rochas supracrustais. A unidade basal, chamada Córrego do Paiol, é
composta por derrames basálticos localmente almofadados e com raros basaltos komatiíticos. Aunidade de topo, composta por uma sequência de filitos sericíticos com camadas carbonáticas e
intercalações de formações ferríferas, quartzitos ricos em magnetita, turmalina quartzitos,
metacherts e metaconglomerados, é chamada Formação Morro do Carneiro (Cruz & Kuyumjian,
1988; 1999). Ambas as sequências foram afetadas por metamorfismo de baixa a média pressão e
temperaturas variáveis de fácies xisto-verde a anfibolito.
A Evolução Geológica destes terrenos granito-greenstone pode ser brevemente explicada
pela deposição da sequência greenstone belts (iniciada com os derrames basálticos da Formação
Córrego Paiol e a deposição dos sedimentos da Formação Morro do Carneiro), seguida pelo
evento tectônico Dn (geração de dobras apertadas e rochas de fácies xisto verde a anfibolito). Por
fim, A intrusão dos granitóides (Suites 1 e 2) foi sincrônica ou tardia em relação ao evento Dn
(Cruz & Kuyumjian, 1999).
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2.1.3. Terreno Jaú-Cavalcante
2.1.3.1. Formação Ticunzal
Definida na região de Cavalcante (GO) por Barbosa et al. (1969) e Marini et al. (1978) e
posteriormente revisada por Fernandes et al. (1982), a Formação Ticunzal é formada por rochas
metassedimentares deformadas que estão inseridas no contexto do embasamento da Faixa
Brasília e distribuída por uma grande área no nordeste de Goiás e sudeste do Tocantins.
Como destacado anteriormente, a Formação Ticunzal é intrudida pelos granitos
peraluminosos da Suíte Aurumina, datados (U-Pb em zircões) com idades entre 2,12 e 2,17,
sendo possível apenas afirmar sua natureza paleoproterozóica ou mais antiga. Dados de Sm-Nd
sugerem idades modelo TDM entre 2,7 e 2,8 Ga, indicando que os sedimentos formadores do
protólito são provenientes de fontes arqueanas (Botelho & Portela, 2005).
A Formação Ticunzal é subdividida em duas litofácies: paragnaisse e xisto (Alvarenga et
al , 2006). A primeira, na porção basal, é constituída por paragnaisses retrometamórficos que
passam gradualmente à segunda litofácies, composta por xistos grafitosos e, no topo, o biotita
xisto feldspático intercalado por grafita xistos (Marques, 2010). Na paragênese retrometamórfica
apenas a grafita permanece inalterada (Botelho & Portela, 2005).
Na fácies paragnaisse (Alvarenga et al , 2007) os paragnaisses apresentam bandamento
milimétrico a centimétrico, podendo apresentar fenoclastos de feldspato. Podem estar
migmatizados e milonitizados. As bandas claras são ricas em quartzo e feldspato (caulinita
quando alterado), enquanto as bandas escuras são ricas em biotita com eventuais granadas e
silimanitas, contendo ainda lamelas de grafita e carbonato (Marques, 2010).
A fácies xisto é formada por grafita xistos, biotita xistos feldspáticos, sillimanita-grafita-
granada-biotita xistos e granada-biotita xistos com grafita disseminada, sendo o grafita xisto a
rocha mais característica da Formação, caracterizada pela granulação fina e textura
lepidoblástica, contendo quartzo, clorita e biotita reliquiar. A mineralogia comum aos xistos da
Formação Ticunzal é constituída por grafita + silimanita+ granada, compondo uma paragênese
característica de fácies anfibolito (Marques, 2010).
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O protólitos são basicamente pelíticos, ocorrendo também xistos e paragnaisses de
origem psamítica (grauvacas ou arcóseos). A presença de grafita inalterada, porfiroblastos de
granada parcialmente preservados e prováveis pseudomorfos de aluminossilicatos indicam
condições de fácies anfibolito médio (Botelho & Portela, 2005). 2.1.3.2. Suíte Aur umina
A Suíte Aurumina, anteriormente englobada ao Complexo Granito-Gnaisse, compreende
um extenso terreno de granitos peraluminosos intrudidos nos xistos grafitosos da Formação
Ticunzal durante a colisão paleoproterozóica no Evento Transamazônico (2,2 a 2,0 Ga), gerando
importantes depósitos minerais (Au, EGP, Sn, Ta e U). É composta por muscovita
monzogranitos, muscovita-biotita monzogranitos, tonalitos, biotita sienogranitos, leucogranitos
portadores de turmalina (3-5%) e pegmatitos (Botelho et al., 1999).
As fácies petrográficas da Suíte Aurumina têm feições mineralógicas e químicas
caracterizadas por muscovita magmática com TiO2 entre 0,8 e 1,5% em equilíbrio com biotita,
ISA>1,1 (indicativo de granitos peraluminosos e tonalitos) e são interpretadas como sendo sin a
pós-tectônicos, derivados de fusão crustal. A derivação crustal da Suíte Aurumina é indicada
pela presença de muscovitas e granadas ígneas, pela natureza peraluminosa das rochas, o
enriquecimento em P, Th, Rb, Li e Ta, e o intenso fracionamento de ETR (La/Yb)N>50 (Botelho
et al , 1999).
Datações U-Pb de zircões sugerem idades entre 2,12 e 2,17 Ga para os granitos da Suíte
Aurumina. Estes granitos intrudem xistos grafitosos e paragnaisses de idades paleoproterozóica
da Formação Ticunzal. Estas idades, a natureza peraluminosa da suíte, as relações geológicas e
geotectônicas com a Formação Ticunzal e a ocorrência de migmatitos e xenólitos portadores de
grafita, permitem sugerir que esta sequencia metassedimentar poderia ser uma possível fonte dos
magmas da Suíte Aurumina (Botelho et al., 1999).
2.1.3.3. Granitos Anorogênicos e Suíte Pedra Branca
Os primeiros trabalhos sobre os granitos anorogênicos da província estanífera de Goiás
deve-se a Barbosa et al . (1969), seguidos pelos trabalhos de Marini et al . (1974; 1976), Fuck &
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Marini (1978; 1981), Marques et al . (1973), Araújo & Alves (1979), Padilha & Laguna (1981),
Marini & Botelho (1986) e Pimentel (1991b; 1999).
As feições químicas e tectônicas, aliadas as semelhanças geocronológicas com Grupo
Araí, indicam uma granitogênese anorogênica relacionada a um ambiente extensional
intracontinental (Pimentel et al, 1991). As intrusões graníticas formam dois grupos de rochas de
idade(s) neoproterozóica a mesoprotezóicas com características químicas e cronológicas
diferentes: a Subprovíncia Rio Tocantins, a oeste, e a Subprovíncia Rio Paranã, a leste, sendo
nesta ultima, identificadas duas famílias de granitos, as quais se sugeriu a denominação de G1 e
G2.
As rochas englobadas no grupo G1 são mais antigas, com idade (U-Pb em zircão) de 1,77
Ga (Pimentel et al , 1991). As rochas do grupo G2, mais jovens, datam (U-Pb em zircão) em
torno 1,6 Ga (Pimentel et al , 1999) e possuem caráter metaluminoso a peraluminoso e são
frequentemente associados aos depósitos de estanho e índio (Pimentel et al, 1999).
A Suíte Pedra Branca, insere-se neste contexto, apresentando idades entre 1,77 e 1,74 Ga,
afinidade rapakivítica e variações de fácies metaluminosas à peraluminosas, mineralizadas em
estanho (Alvarenga et al., 2007). Representando os mais importantes depósitos da Província
Estanífera de Goiás. Assim, após revisões, os granitos g1 e g2 de Botelho et al., (1993),
abordados também em Botelho & Moura (1998), Liverton & Botelho (2001), Pimentel et al .
(2000), Pimentel & Botelho (2001) e Lenharo et al. (2003), estão sendo denominados de granitos
pb1 e pb2, incluídos nesta suíte distribuída na região nordeste de Goiás pelos maciços Pedra
Branca, Mocambo, Mangabeira, Serra do Mendes, Sucuri e Soledade, bem como por intrusões
menores e diques porfiríticos, alguns com dezenas de metros de espessura, distribuídos nos
terrenos da Suíte Aurumina (Alvarenga et al, 2007).
2.2. Sequências Supracrustais
2.2.1. Grupo Araí
O Grupo Araí é representado por uma sequência sedimentar espessa (aproximadamente
1500 metros) de natureza cárstica e pelítica associada a ambiente de rifte, que se depositam em
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inconformidade angular e erosiva sobre unidades do embasamento granito-gnáissico de
Cavalcante-Dianópolis, sobre a Formação Ticunzal e sobre os granitos estaníferos da
subprovíncia Rio Paranã. Ao norte da Faixa Brasília ocorre o Grupo Natividade que apresenta
similaridades ao Araí.
O Grupo Araí pode ser subdividido em Formação Arraias, na base, e Formação Traíras,
no topo. A primeira consiste em um pacote espesso de quartzitos formados por unidades
conglomeráticas, intercaladas com metassiltito e rochas metavulcânicas ácidas e intermediárias
associadas na base da unidade. A segunda consiste de sedimentos pelíticos com camadas de
quartzitos e carbonatos.
O vulcanismo ácido da base da Fm. Arraias foi datado (U/Pb em zircões) em 1771 ± 2
Ma e estabeleceu o limite para o início da sedimentação (Pimentel et al , , 1991).
Os granitos estaníferos da subprovíncia Rio Paranã são interpretados como
contemporâneos as rochas metavulcânicas basais do Araí (Marini, Botelho, 1986), com idades
U/Pb de 1769 ± 2 Ma (Granito Soledade) e 1767 ± 10 Ma (Granito Sucuri).
2.2.2. Grupo Natividade O Grupo Natividade é composto por uma sequencia metassedimentar distribuída na área
de estudo sustentando serras de orientação NNE (Serras de Natividade, Santa Clara, Vaca Brava,
Palmeira e Fonuosa), onde existem excelentes exposições. Este grupo foi dividido em quatro
formações: Santa Clara, Mato Virgem, Córrego Fundo e Jacuba (Figura 2).
A sequência metassedimentar referida está inserida no contexto do desenvolvimento do
rifteamento na transição Paleo - Mesoproterozóica e correlacionada ao Grupo Araí (Pimentel et
al., 1991 apud Saboia, 2009, p. 31.). Recobre gnaisses tonalíticos e granitos paleoproterozóicos
através de discordâncias angulares e erosivas. Suas rochas foram intensamente cisalhadasdextralmente na direção nordeste, caracterizando milonitização, dobramentos e desenvolvimento
de metamorfismo de fáceis xisto verde baixo, no final do Ciclo Brasiliano (Pimentel et al., 1991
apud Saboia, 2009, p. 31.)
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Figura 2: Coluna estratigráfica do Grupo Natividade. Modificado por Saboia, 2009 de Gorayeb
et al., 1988
A idade das rochas do Grupo Natividade ainda é desconhecida devido a ausência de
rochas vulcânicas. Dados em Pb/Pb de zircão detrítico definiram um limite mínimo de 1779 ± 6
Ma para deposição dos sedimentos do Grupo Natividade. Isto permite correlacionar o grupo às
porções superiores do Grupo Araí que ocorrem na porção sul e sudoeste dos terrenos de
Natividade, com idades (U/Pb em zircões) de 1771 ± 2 Ma. O que sugere um ambiente de pos-
rift, relacionado aos eventos de tafrogênese no período Estateriano (final do Paleoproterozóico).
As rochas são intrudidas por um único corpo ígneo (Silva et al ., 2003), classificado como
subvulcânico de composição andesítica e andesito-basáltica, no qual datação Pb/Pb mostrou
idades de 616 ± 6 Ma.
As rochas do Grupo Natividade foram descritas segundo Saboia (2009), em oito unidades
metassedimentares. Da base para o topo, a primeira unidade é composta por metadolomitos
cinzas e maciços que passam para metassiltitos de cor esverdeada, com espessura total de 250m.
Estes sedimentos repousam discordantemente sobre o embasamento gnáissico arrasado.
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A segunda unidade, com espessura de 300 a 400m, é composta por quartzitos de cor
branca com intercalações de metaconglomerados oligomíticos e intraformacionais na parte
superior, que sustentam as serras orientadas na direção NNE.
A terceira unidade, com espessura de 250 a 400m, é constituída por metadolomitos
cristalinos de cor cinza claro a rosado, maciços, apresentando laminações e por vezes
estratificações. Mostram em sua porção superior uma importante intercalação (15 a 20 m de
espessura) de metacalcários cinza escuro, laminados e microcristalinos e apresentam espessas
intercalações de calcários oolíticos cinza claro e cristalinos.
As rochas da quarta unidade, com espessura estimada de 150 a 250m, são compostas por
metassiltito laminados, com bandas esbranquiçadas de silte e bandas esverdeadas de argila,
intercalados com quartzitos brancos, cinzas e rosados, de granulação fina (localmente grossa),
que geralmente sustentam as regiões de maiores altitudes, e lentes de metadolomitos de cinza
claro a rosado, laminados e localmente com estromatólitos colunares.
A quinta unidade, com espessura estimada de 250m, aflora na grande estrutura sinclinal
localizada a sudeste da cidade de Pindorama. É constituída predominantemente por quartzitos
com níveis foliados e raras intercalações de metapelitos. Na base da unidade estes quartzitos
apresentam-se feldspáticos, grossos, podendo chegar a microconglomeráticos.
A sexta unidade, com espessura estimada de 200 m, é representada predominantemente
por metassiltitos esverdeados, intensamente microdobrados, com intercalações de quartzitos e
lentes de metadolomitos branco a cinza rosado, com granulação fina e intensa silicificação, que
constituem morros.
A sétima unidade, com espessura da ordem de 200 m, é constituída por quartzitos de cor
branca a marrom escuro, finos a médios, feldspáticos, com estratificações plano-paralelas e
cruzadas, com intercalações de quartzo clorita xisto, podendo ser maciço, e metassiltitos
laminados extremamente microdobrados.
A unidade 8, com espessura mínima estimada de 200m, é composta por metassiltitos
foliados, dobrados. Geralmente ocupam áreas de relevo arrasado, afetadas por intensa alteração
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laterítica. Ao norte, a unidade está recoberta por coberturas fanerozóicas da Bacia do Parnaíba,
representadas pela Formação Pimenteiras e pelo Grupo Serra Grande, caracterizadas por solos de
coloração avermelhada.
2.2.3. Grupo Serra da Mesa
O Grupo Serra da Mesa engloba sequências de quartzito e micaxisto e estende-se da
porção norte da Faixa Brasília até a Sintaxe dos Pirineus, se correlacionando com os grupos Araí
e Araxá (Barbosa et al ., 1969; Fuck e Marini, 1981; Marini et al ., 1984).
A base do grupo é caracterizada por camadas de quartzito grosso e conglomerático,
passando para quartzitos de granulometria mais fina, laminados e ricos em muscovita. Os
micaxistos intercalados com os quartzitos contém paragênese característica de fácies anfibolito,apesar da ocorrência de calcixistos e mármores nas porções superiores.
O Grupo Serra da Mesa não é intrudido pelos granitos Serra da Mesa, Serra do Encosto e
Serra Dourada. Estes foram classificados como granitos anorogênicos e datados (U/Pb e Pb/Pb)
entre 1,66 Ga e 1,58 Ga, sendo mais jovens que a sequencia sedimentar (Pimentel et al ., 1991).
Contudo, o metasienito de Peixe intrude os micaxistos correlacionáveis do Grupo Serra da Mesa
e foi datado em 1,47 Ga (Rossi et al., 1996). A sequência metassedimentar do grupo Serra da
Mesa é sobreposta pelas sequências vulcanossedimentares de Palmeirópolis, Juscelândia eIndaianópolis, datadas em 1.3 Ga (Araújo et al ., 1995, Correia et al ., 1999).
2.2.4. Grupo Paranoá
O Grupo Paranoá corresponde a uma sequência sedimentar composta por rochas
arenosas, pelíticas e carbonáticas que recobrem extensas áreas no segmento norte da Faixa
Brasília. Separa-se por uma inconformidade na base do Grupo Araí e no topo, do Grupo Bambuí.
A base do Grupo Paranoá é constituída pelo paraconglomerado São Miguel, depositado
sobre os sedimentos do Araí, seguidos por camadas de metarritmitos pelíticos, ricos em quartzo e
carbonato (Dardenne, 2000).
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A porção superior é composta por pelitos, ritmitos e quartzitos. Ocorrem lentes de
calcários e estromatólitos dolomíticos que sugerem idade entre 1350 e 950 Ma. (Dardenne et al .,
1973).
2.2.5. Grupo Bambuí
O Grupo Bambuí é representado por uma sequência pelitocarbonatada com sedimentos
siliciclásticos neoproterozóicos no topo que recobre o Cráton São Francisco e parte da Faixa
Brasília na região do Brasil Central.
Dardenne (1978) propôs a seguinte divisão estratigráfica para o Grupo Bambuí, da base
para o topo:
Formação Sete Lagoas, composta de uma sequência de rochas margosas e pelíticas, com
intercalações de lentes calcárias e dolomíticas que apresentam estruturas estromatolíticas.
Formação Serra de Santa Helena, compreendendo siltitos e folhelhos com intercalações
de arenitos finos e lentes de calcários. O contato com a Formação Sete Lagoas é concordante,
comumente gradacional e localmente abrupto.
Formação Lagoa do Jacaré, representada pela alternância de siltitos e margas com lentes
de calcários oolíticos e pisolíticos, cinza escuros, fétidos e cristalinos. O contato com a Formação
Serra de Santa Helena é concordante e gradacional.
Formação Serra da Saudade, composta de folhelhos, argilitos e ritmitos finos que gradam
para siltitos feldspáticos ou arcoseanos em direção ao topo da unidade. Apresentam também
lentes de fosforitos, carbonatos e margas. Alvarenga & Dardenne (1978), com base em estudos
realizados na Serra de São Domingos, invertem o posicionamento estratigráfico da Formação
Serra da Saudade (Branco & Costa 1961) colocando esta formação abaixo dos sedimentos
siliciclásticos da Formação Três Marias.
Formação Três Marias, compreende a unidade siliciclástica que representa o topo do
Grupo Bambuí, sendo composta por arcóseos e siltitos que se sobrepõem concordantemente à
seqüência pelítica inferior.
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2.3. Coberturas Fanerozóicas
2.3.1. Bacia do Parnaíba A Bacia do Parnaíba abrange os estados do Piauí, Maranhão, Tocantins, Pará, Ceará e
Bahia. A bacia é composta por sequências sedimentares predominantemente siliciclásticas,
ocorrendo eventuais calcários, anidrita, sílex, diabásios e basaltos sobrepostos sobre o
embasamento de rochas metamórficas do Neocretáceo (Góes & Feijó, 1994).
A sequência sedimentar é formada pelos grupos Serra Grande, Canindé, Balsas, Mearim e
as formações Grajaú, Codó, Itapecurú, Urucuia e Areado (Tschiedel, 2004). Porém, apenas o
Grupo Canindé é relevante neste trabalho.
O Grupo Canindé é englobado pelas formações Pimenteiras, Cabeças, Longá e Poti, e
mantém contato direto com a Bacia Sanfranciscana. As formações Poti e Cabeças representam
pacotes sedimentares essencialmente arenosos, enquanto as formações Longá e Pitangueiras são
representadas por sedimentos pelíticos (Vitorello & Padilha, 1993).
2.3.2. Bacia Sanfranciscana A Bacia Sanfranciscana corresponde aos sedimentos fanerozóicos da porção oeste do
Cráton São Francisco. Limita-se a oeste com as formação Grupo Bambuí e a zona externa FaixaBrasília, a norte com a Bacia do Parnaíba e a sul e à leste pelas demais unidades do Cráton São
Francisco (Tschiedel, 2004).
A bacia é dividida em duas sub-bacias, separadas pelo Alto do Paracatu na porção
meridional: a Sub-bacia Abaeté, a sul e Sub-bacia Urucuia, no centro-norte. (Campos &
Dardenne 1997b).
A Bacia Sanfranciscana é dividida, da base para o topo, em: Grupo Santa Fé como
unidade basal (Campos & Dardenne,1994), seguido do Grupo Areado, Grupo Mata da Corda,
Grupo Urucuia e a Formação Chapadão (Tschiedel, 2004).
O Grupo Urucuia (Neocretáceo) é composto predominantemente por arenitos e engloba
as formações Posse e Serra das Araras. A Formação Posse representa a unidade basal,
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subdividida nas fácies 1 e 2, e recoberta pela Formação Serra das Araras (Campos & Dardenne
1997a).
A fácies 1da Formação Posse é constituída por arenitos muito finos, finos, médios,
bimodais, com boa maturidade textural/mineralógica e bom selecionamento. Ocorrem lentes e
níveis de conglomerados médios a finos, com seixos do próprio arenito, quartzo de veio e
quartzitos associados a uma cimentação silicosa. A fácies 2 é constituída por arenitos brancos,
ocres, finos, argilosos ou não, bem selecionados e menos maturos que os da fácies 1 (Tschiedel,
2004).
A Formação Serra das Araras é formada por arenitos, argilitos e conglomerados com
coloração avermelhada, intercalados em bancos plano-paralelos de 0,5 a 2 metros. Os arenitos
são polimodais, silicificados, vermelhos com níveis amarelados. Os conglomerados são
vermelhos com seixo de quartzo, quartzitos, arenitos e feldspatos caolinizados. Ocorrem níveis
pelíticos, vermelhos e geralmente oxidados na porção superior da formação (Campos &
Dardenne 1997a).
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