geologia estrutural/tectônica · departamento de geologia – ufop, pela estrutura. aos...

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

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

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Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou

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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

viii

Dedicatória

Aos meus pais, irmãos e a Camila.

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!

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.

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


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.


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.


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).


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).


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.


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


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


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


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


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. .


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


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


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


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


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.


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).


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,


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.


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


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.


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.


26

Figura 2.6 – Arcabouço estrutural da área obtido a partir da compilação de trabalhos realizados no

entorno da área de pesquisa.


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).


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).


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).


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.


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.


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).


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).


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


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).


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


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.


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


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.


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).


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.


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).


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).

http://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S019181411400131X#bib8

http://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S019181411400131X#bib143


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).


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.


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


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).


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.


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.


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).


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).


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).


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


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).


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.


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>.


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).

http://www.geo.cornell.edu/geology/faculty/RWA/programs/faultkin.html


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).


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).


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


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


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


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.


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.


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


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.


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


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’’’).


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


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


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


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.


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.


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


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.


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


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.


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.


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


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.


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.

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93

Apêndices

Anexo I – Mapa de Pontos


94


95

Anexo II – Mapa geológico e mapa geofísico


96


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


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




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


S014* 23 L 720367 8315964 Embasamento - Suíte Catolé*

S015 23 L 720426 8316559 Embasamento - Suíte Catolé*





S020* 23 L 721500 8318019 Intrusiva máfica





S025* 23 L 721637 8330277 Embasamento - Suíte Catolé

S026 23 L 721025 8332863 Embasamento - Suíte Catolé





S031 23 L 722879 8318388 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete/Intrusivas

máficas





S037* 23 L 723936 8316581 Embasamento - Complexo Porteirinha/Supergrupo

Espinhaço - Serra do Ginete



S040* 23 L 713492 8313122 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central


98






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





S054* 23 L 721593 8317827 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete/Intrusivas

máficas


máficas


máficas


máficas




máficas


máficas







S070 23 L 708764 8312137 Grupo Bambuí - Borda oeste da serra Central




S074 23L 722527 8325882 Embasamento - Complexo Porteirinha


S076 23L 721682 8326489 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé

S077 23L 721302 8326688 Embasamento - Suíte Catolé






99


S083* 23L 717790 8326048 Embasamento - Suíte Catolé










S093* 23L 727719 8329344 Embasamento - Complexo Porteirinha






S099 23L 713565 8340065 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Central






S105 23L 722778 8335835 Embasamento - Suíte Guanambí





















S126* 23L 723285 8343607 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé


100



S129** 23L 717187 8343801 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé

S130 23L 720665 8313414 Embasamento - Suíte Catolé*











S141 23L 719535 8339907 Embasamento
































101



























S198 23L 709535 8314224 Grupo Macaúbas - Borda oeste da serra Central



S201 23L 709869 8311802 Grupo Bambuí - Borda oeste da serra Central





S205b 23L 706734 8320936 Grupo Macaúbas - Borda oeste da serra Central










S215* 23L 711008 8305194 Grupo Macaúbas - Serra a sul daserra Central


102

S216 23L 710984 8305320 Grupo Macaúbas - Serra a sul daserra Central












S228 23L 713856 8310213 Embasamento + Blocos Supergrupo Espinhaço










S238 23L 716124 8313951 Grupo Macaúbas - Borda leste da serra Central


S240** 23L 718293 8318314 Embasamento - Complexo Porteirinha


S242 23L 718227 8318187 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina

S243* 23L 718195 8318142 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina









S252 23L 714685 8316752 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central










103



S263 23L 710040 8321867 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central




























S290b 23L 712984 8327025 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central














S304 23L 720203 8319631 Embasamento - Complexo Porteirinha/Intrusivas


104

máficas










S314* 23L 712282 8315619 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central








S322 23L - - -







S329** 23L 733845 8334607 Embasamento - Complexo Porteirinha





S334 23L 738341 8331594 Supergrupo Espinhaço - Borda oeste da serra Geral
















105

S349* 23L 709481 8337321 Supergrupo Espinhaço - Região central da serra Central



S352* 23L 728841 8286445 Embasamento - Complexo Porteirinha/Suíte Catolé



S355** 23L 730116 8286915 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


serra Central


serra Central


serra Central


serra Central


serra Central


serra Central


serra Central


serra Central


serra Central


serra Central


serra Central


serra Central

S381 23L 721660 8319031 Supergrupo Espinhaço - Serra do Ginete


106










S391 23L 730663 8352010 Embasamento - Suíte Guanambí/Suíte Catolé

S392 23L 728465 8352959 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da serra

Central


Central


Central


Central


Central


Central




S401 23L 725666 8365665 Grupo Macaúbas/Bambuí - Região setentrional da serra

Central


Central


Central


Central


Central


Central


Central

S408 23L 721011 8354518 Supergrupo Espinhaço - Região setentrional da


Central


Central


Central


Central




107


Central


Central


Central


Central


Central

S420* 23L 714568 8316561 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central



S423* 23L 714083 8315588 Supergrupo Espinhaço - Borda leste da serra Central


S425* 23L 717899 8317566 Supergrupo Espinhaço - Serra da Bocaina





S429b 23L 706304 8346201 Embasamento











* Pontos amostrados para confecção de lâmina delgada.

** Amostras analisadas via MEV-EBSD.

geologia estrutural/tectônica · departamento de geologia – ufop, pela estrutura. aos...

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