mapeamento pimhui mg brasil unicamp

7/30/2019 Mapeamento Pimhui Mg Brasil Unicamp

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Universidade Estadual de Campinas

Instituto de Geocincias

Departamento de GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS

Relatrio de Geologia de Campo II:

Regio de Piumh e Santo Hilrio, MG

Coordenador da Disciplina

Ticiano Jos Saraiva dos Santos

Grupo VI

Deborah Horta Arduin

Juliana Sampaio da Costa

Pedro Ivo Casagrande

Rodrigo Csar Teixeira de Gouva

Campinas, 2012


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ndice

1. INTRODUO1.1. Localizao----------------------------------------------------------------------------------31.2. Metodologia --------------------------------------------------------------------------------41.3. Objetivos ------------------------------------------------------------------------------------4

2. GEOLOGIA REGIONAL---------------------------------------------------------------------------52.1. Arcabouo Geotectnico e Estrutural -------------------------------------------------52.2. Grupamento e Unidades Litoestratigrficas----------------------------------------10

2.2.1. Grupo Ribeiro Araras -------------------------------------------------------------11

2.2.2. Grupo Pacincia----------------------------------------------------------------------13

2.2.3. Grupo Lavaps -----------------------------------------------------------------------15

2.2.4. Grupos Arax e Canastra ----------------------------------------------------------17

2.2.5. Grupo Bambu ------------------------------------------------------------------------17

2.2.6. Referncias Bibliogrficas -----------------------------------------------------------18

3. GEOLOGIA ESTRUTURAL ------------------------------------------------------------------------193.1. Metodologia-----------------------------------------------------------------------------------193.2. Estruturas Primrias-----------------------------------------------------------------------203.3. Foliaes ---------------------------------------------------------------------------------------213.4. Lineaes --------------------------------------------------------------------------------------24

3.4.1. Lineaes de estiramento (Lx)------------------------------------------------------253.4.2. Lineaes de Crenulao (Lb e Lb+1)---------------------------------------------25

3.5. Cinemtica ------------------------------------------------------------------------------------253.6. Domnio Rptil -------------------------------------------------------------------------------273.7. Concluses -------------------------------------------------------------------------------------28

4. GEOLOGIA LOCAL -----------------------------------------------------------------------------------314.1. Sequncia Metaultramfica ----------------------------------------------------------------314.2. Sequncia Ultramfica Greenstone -------------------------------------------------------394.3. Unidade Quartztica e Metaconglomertica---------------------------------------------414.4. Sequncia Metassedimentar da Serra da Pimenta -------------------------------------434.5. Sequncia Metassedimentar ----------------------------------------------------------------454.6. Domnio do Granitide-----------------------------------------------------------------------48

5. CAPTULO ESPECFICO: Sequncia de cromititos podiformes no Greenstone Belt de Pinhu5.1. Introduo --------------------------------------------------------------------------------------515.2. Depsitos minerais associados s rochas mficas e ultramficas --------------------55

5.3. Depsitos de cromita estratiforme -------------------------------------------------------57

5.4. Depsitos de cromita podiforme ---------------------------------------------------------59

5.5. Concluses ---------------------------------------------------------------------------------- 60

6. CONCLUSO ------------------------------------------------------------------------------------------------------61


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1. Introduo

A regio de Piumh (MG) est situada em uma rea geologicamente complexa.

As divergncias bibliogrficas entre os autores so sempre presentes na pesquisas j

realizadas. Isso porque ela demarcada por um ciclo tectnico, que modificou toda a

estruturao da geologia deste local, deformando as rochas ali consolidadas. Ela

tambm o bero de rochas bastante raras, com estruturas diferenciadas, e de

mineralizaes ocorridas do Arqueano ao Proterozico, dando a essas rochas um

potencial metalogentico. Alm disso, podemos encontrar deformaes arqueanas, as

quais geram uma discusso sobre a existncia de tectnica neste on.

1.1. Localizao

O campo foi realizado em fevereiro de 2012, do dia 07 ao dia 15, e teve como

objetivo fazer o levantamento geolgico da regio. O acesso se deu atravs das

rodovias MG-341 e MG-050, as quais cortam o estado de Minas Gerais a partir da

divisa com So Paulo.

Figura 1.1: Localizao de Piumh no estado de Minas Gerais. (FONTE:


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1.2. Metodologia

A etapa de campo foi realizada com base no levantamento bibliogrfico feito

anteriormente. Nela, pudemos analisar as litologias de Piumh no mbito da petrografia,

geologia estrutural, metamrfica e tectnica. As medidas estruturais e as descries

obtidas em campo corroboradas com a posterior descrio de lminas e estudo

petrogentico permitiram a elaborao de um mapa final onde esto destacadas as

principais litologias, falhas, atitudes de camada e contatos inferidos.

Por fim, foi elaborado o presente relatrio a fim de explanar os mtodos e a linha

de raciocnio seguida pelo grupo para obter o mapa, a diviso das litologias e as

concluses sobre a rea em questo. A bibliografia geral no apresenta material

conclusivo em relao a inmeros aspectos da rea estudada e, portanto, impossibilita

uma correlao final entre os argumentos do grupo e os autores estudados.

1.3. Objetivos

A regio sudoeste de Minas Gerais, especificamente o Greenstone Belt de

Piumh, j foi trabalho de pesquisa e mapeamento diversas vezes, devido a sua

importncia econmica, mas tambm, e principalmente devida a sua riqueza e

complexidade geolgica. Dentro desse contexto, se mostra bastante interessante a

insero do cotidiano e da sistemtica de mapeamento geolgico aos alunos do

mapeamento da disciplina Campo II.

O intuito maior foi de desenvolver as capacidades e habilidades de mapeamento e

descrio litolgicas e como conseqncia a construo do pensamento geolgico,

estrutural, metamrfico, tectnico, petrogrfico, dentre muitos outros. Habilidadesessenciais no cotidiano de um gelogo competente.

O posterior trabalhamento desses dados, a interpretao e a criao de um modelo

de evoluo crustal, so de suma importncia na construo desse pensamento, que no

se restringe ao campo. Usando para tal no to somente a ferramentas apreendidas

durante todo o curso de graduao, como tambm consultando a comunidade cientfica

e seus resultados predecessores.

Em suma, colocado em prtica toda a bagagem acadmica, scio-cultural e doraciocnio geolgico, acumuladas durante a vida do estudante de geologia.


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2. Geologia Regional

2.1. Arcabouo Geotectnico e Estrutural

A regio de Piumh, cidade situada no sudoeste de Minas Gerais, est inserida na

Provncia Tectnica do Tocantins (Almeida, 1981). Esta provncia limitada a sudoeste

pelo Crton So Francisco e a oeste pelo Crton Amaznico; no limite norte coberta

por depsitos Fanerozicos da Bacia do Parnaba e, ao sul, pela Bacia do Paran.

A Provncia Tocantins tem sua estruturao relacionada orognese

neoproterozica, onde constitui o sistema Brasiliano/Pan-Africano e se caracteriza por

uma dupla vergncia estrutural. Tem direo N-S com, aproximadamente, 2000 km de

comprimento e cerca de 800 km de largura. dividida em regies com feies

estruturais e litoestratigrficas distintas, as quais correspondem s faixas de

dobramentos neoproterozicas: Faixa Paraguai, Araguaia e Braslia, Arco Magmtico

de Gois e Macio Central Gois. A Faixa Braslia bordeja o Crton So Francisco e as

faixas Paraguaia e Araguaia , por sua vez, localizam-se margem do Crton Amaznico

(VALERIANO et al., 2004).

A Faixa Braslia apresenta dois ramos de orientaes distintas: a Faixa Braslia

Setentrional, de orientao NE e a Faixa Braslia Meridional, de orientao NW. A

compartimentao tectnica da Faixa Braslia definida pelos terrenos que se

acrescionaram borda ocidental do Crton So Francisco, relacionada sequncia de

fragmentao do Supercontinente Rodnia e disperso de paleocontinentes, iniciada h

900 Ma (VALERIANO et al., 2004). Essas concluses basearam-se na anlise

cinemtica realizada nas rochas arqueanas e proterozicas dessa regio do Crton. Tais

rochas arqueanas esto relacionadas orognese brasiliana caracterizando a regio

como uma zona de empurro. Indicadores como lineao de estiramento, boudinagem

de foliao e dobras em bainha, revelam uma compartimentao de terrenos alctones

que englobam o Complexo Campos Gerais e o Complexo deNappes Guaxup e Passos

(Shrank et al. 1990).


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Figura 2.1 (extrada de Valeriano et al. 2004): Unidades Tectnicas da Faixa Braslia. Legenda:

1 e 3- Terrenos granito-greenstone e gnaisse migmatticos arqueano/paleoproterozico; 2- Coberturas

metassedimentares autctones/parautctones (Grupos S. Joo del Rei, Caranda, Bambu; 4 e 14-

greenstone belts; 5-Grupo Ara; 6- Sistema de Cavalgamento Ilicnea-Pimhu; 7- Grupo Paranoa; 8-

Grupo Canastra; 9- Grupo Vazante; 10-Grupo Ibi; 11-Grupos Arax e Andrelndia; 12- Nappe Socorro-

Guaxup; 13- complexos gnaisse migmatticos arqueanos/paleoproterozicos; 15 e 17- sucesses

vulcnicas sedimentares meso-neo proterozicas, 16- complexo bsico-ultrabsico acamadados

neoproterozicos; 18- ortognaisses e granitoides neoproterozoicos; 19- faixas Paraguaia, Araguaia e

Ribeira; 20- coberturas sedimentares proterozicas.

Segundo Valeriano et al. (1992), o metamorfismo incipiente na periferia do

crton e ocorrem deformaes em dobras suaves que se acentuam em direo a oeste,


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formando dobras abertas e cavalgamentos, e atenuam-se em direo ao centro do crton.

No sistema de cavalgamento Ilicnia-Piumhi o metamorfismo atinge a fcies xisto-verde

e este episdio est relacionado Orognese Brasiliana, ocorrida no Neoproterozico, a

qual Valeriano (1992) separou em trs compartimentos tectnicos: domnios Autctone-

Parautctone, Domnio Externo e Domnio Interno.

Lima (1996) apresenta as duas hipteses de formao do Macio Piumh

apresentadas primeiramente por Schrank (1992). A primeira que o macio,

representado por terrenos para-autctones, consiste de uma poro arrancada do

embasamento e agregada base do Complexo. A segunda que o Macio seria um

contraforte avanado do Crton de So Francisco, cuja formao pretrita equivaleria a

paleorrelevos que no sofreram descolamento e, portanto, seriam autctones. Assim,

Schrank (1982) divide os Grupos Ribeiro Araras e Pacincia em para-autctones e o

Lavaps em alctone.

Segundo Valeriano et al. (1992), o domnio autctone-parautctone engloba a

Formao Sambur, os depsitos do Grupo Bambu e o embasamento pericratnico. O

domnio externo se refere ao Sistema de Cavalgamento Ilicnea-Piumh e caracteriza

uma tectnica de escamas de empurro deformadas em dobras abertas em fcies xisto-

verde, que cavalga o domnio autctone-parautctone. O domnio interno inclui aNappe

Passos, que se distingue por empurres para SE e recobre de modo parcial os demais

domnios. formada por metassedimentos dos Grupos Arax ou Andrelndia,

deformados em fcies xisto-verde e anfibolito.

Dentro da Faixa Braslia meridional, Valeriano (1995) compartimenta o

Domnio Autctone Externo - que pode ser identificado entre os segmentos norte e sul

da Rampa Lateral de Capitlio - como limite norte do domnio interno do sistema de

cavalgamentos Ilincia-Piumh. A poro sul sotoposta pela Nappe Passos e tem

tectnica que verge para ESE, com lineaes de estiramento nessa direo e maiornmero de falhas de empurro. A poro norte, que vai de Piumh a Santo Hilrio

recobrindo a rea mapeada pelos grupos neste campo, menos afetada pela colocao

da Nappe Passos do que a poro sul e, por isso, preserva o empilhamento por

empurres pr-brasilianos para norte. Contm tambm lineaes de estiramento de

direo aproximada norte-sul, carter que no realado apenas pela forma espacial dos

corpos rochosos. De acordo com Ferrari (1996) tais formas seguem padro amendoado

ou podiforme, o que explicaria a variao na atitude das lineaes de estiramento. Aporo norte deslocada da sul em Santo Hilrio por um movimento sinistrgeno de 15


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km, causado por uma reativao tardia da Rampa Lateral de Capitlio (VALERIANO et

al., 2004).

No Domnio Alctone Externo (DAE) h uma trama (fabric) linear N-S,

relacionada ao transporte brasiliano, isso porque no h evidncias desse transporte N-S

na Nappe Passos. Valeriano (1995) especula quatro hipteses para a idade desse

transporte para norte, colocando-o no Transamaznico e comparando com o

Quadriltero Ferrfero, tambm dessa idade, colocando o evento no Paleoproterozico.

De acordo com a geocronologia dos terrenos mais a sul, no Brasiliano precoce, faz-se

necessria uma redefinio do quadro tectnico para comportar duas vergncias

ortogonais dentro da mesma evoluo orognica e dentro da compresso E-W

Brasiliana, configurando o DAE como um duplex, em que se preservou o fabric interno

vergente para norte.


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Figura 2.2 (adaptada de Valeriano et al. (1994) e Valeriano et al. (1992)): Mapa das litologias

das escamas tectnicas do sistema de cavalgamento Ilicnea-Pimhu. Legenda: 1-Embasamento indiviso:

terreno granito-gnaissico migmattico e greenstone; 2- Grupo Bambu; 3- Metadiamictitos, metagrauvacas

lticas, metassiltitos e metapelitos; 4- Metarenitos e metapelitos interestratificados; 5-Rochas granitoides

com variados graus de filonitizao; 6- Ardsias do Grupo Bambu; 7- Greenstone belt de Pimhu; 8-Metaturbiditos; 9- Rochas metaultramficas com cromititos podiformes; 10- Sequncia Serra da Mamona;

11- Quartzitos intercalados com metapelitos; 12- Nappe de Passos; DAE: Domnio Alctone Externo;

DA: Domnio Autctone; EA: Embasamento Arqueano; DA: Domnio Alctone Interno.

Outra interpretao geotecnica dada por Chiarini (2001), que prope uma

evoluo tectnica regional para Pimhu em trs eventos tectnicos e deformacionais:

O primeiro, afeta as unidades mais antigas, arqueanas, e pode ser subdividido

em trs estgios de evoluo progressiva. O primeiro estgio caracterizado porempurres e cavalgamentos vergentes para norte, resultando na milonitizao do

Granito Norte e nas lineaes de estiramento. H uma partio da deformao

originando uma decrescncia gradativa de ultramilonitos para granitos milonticos,

granitos foliados at granitos sem evidncias de deformao. Esta deformao gera

estruturas S/C com vergncia para norte. Este primeiro estgio e suas caractersticas

definem uma estruturao regional numa forma de sinclinrio, com eixo principal para

sul, empurrada sobre o granito norte, com contato altamente tectonizado.O segundo estgio se d com a evoluo da deformao gerando rupturas devido

ao alvio de tenso. Estas se comportam como zonas de cisalhamento transcorrentes, de

direo aproximada N-S, sinistral, em domnio ainda dctil. As estruturas decorrentes

deste estgio so representadas pelas foliaes Sn+1, as quais transpem as estruturas

anteriores, tanto S0 quanto a foliao Sn gerada pelo primeiro estgio.

O terceiro estgio marcado por transcorrncias NW-SE, de carter rptil-dctil

a dctil-rptil, restritas ao conjunto Granito-Greenstone, marcando assim a morfologiado macio na forma de estruturas lineares de direo NW-SE. Este estgio representa a

movimentao final, j em nveis crustais mais rasos, o que acarreta mudana de direo

do transporte tectnico. Adicionalmente aps este evento, ocorre uma fase distensiva

norte-sul, na qual se encaixam diques de metadiabsio verticais nos granitides e nos

dioritos porfirticos.

Aps um perodo de calmaria tectnica e, concomitante deposio do Bambu

sobre o embasamento do Greenstone, inicia-se o segundo evento deformacional. Este

caracterizado por pequenos empurres e inverses estratigrficas menores, de carter


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predominantemente rptil, que o autor separa em dois domnios: NW e NE. Estes

domnios afetam o contato do corpo grantico Norte com o Grupo Bambu - segundo a

classificao de Schorscher et al. (1986). Os dados estruturais obtidos mostram a rampa

de cavalgamento em um movimento oblquo sinistral, de rumo N69E.

O terceiro evento deformacional coloca o Grupo Canastra sobre as demais

unidades em forma de nappe, sendo expresso como topo das maiores elevaes da rea.

O Grupo Canastra composto por quartzitos e xistos, aflorando nas serras da Gabiroba

e Lavaps, sobrepondo-se, por contato tectnico na forma de klippen, o embasamento

autctone. Esta deformao tem carter dctil, em cisalhamentos de baixo ngulo.

Dobras intrafoliais e recumbentes so observadas, geralmente com flancos rompidos,

indicando o transporte para leste.

Uma diferente aproximao feita por Schrank (1982, 1990 e 1992)

interpretando o macio Piumh como Brasiliano, com terrenos alctones e para-

autctones, sendo envolto por rochas para-autctones do Bambu, contendo

cavalgamento a sul de rochas do prprio macio e cavalgado a oeste por rochas

alctones do Grupo Arax-Canastra do Complexo deNappes de Passos.

O Complexo de Passos dividido em trs segmentos, dos quais somente o sul

est em contato com o macio Piumh. Esse segmento se apresenta na forma de cunha

para SE. Na interpretao mais recente de Schrank et al. (1992) so considerados

somente os grupos Ribeiro Araras e Pacincia como autctones, sendo o Lavaps

alctone. Dentro dessa compartimentao admitem-se duas teorias sobre a gnese do

macio. A primeira entende este como uma parte do embasamento que foi deslocada

para a base do Complexo, sendo ainda para-autctone. A outra explica que o macio

representa um contraforte avanado do Crton So Francisco, que teria formado relevos

que se deslocaram pouco da poro original.

Os contatos entre os grupos so tectnicos pela presena de truncamentos dasestruturas, milonitizaes, bandas de deformao penetrativa e hidrotermalismo. A sul

do macio de Piumh, o contato entre o Grupo Lavaps e os Grupos Ribeiro Araras e

Pacincia, identificvel, sendo os dois ltimos interpretados como uma melange

devido a intensa deformao.

2.2. Grupamento e Unidades Litoestratigrficas


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O Macio Piumh ou Greenstone Belt de Piumh, foi primeiramente estudado e

mapeado pela equipe da Metamig S/A no final da dcada de 1970, que o subdividiram

em quatro grupamentos (Fritzons et al., 1980). Vrios trabalhos Schrank 1982,

Machado Filho et al. 1983, Schorscher et al. 1986, Machado e Schrank 1989 e

Valeriano 1992 - apresentam novas subdivises estratigrficas para esta rea estrutural e

litologicamente complexa, que foram sintetizadas e comparadas entre si no Anexo 1.

Segundo Lima (1996), o Macio Piumh um terreno Granito Greenstone Belt,

visto que se encontra na borda de uma rea cratnica continental. composto por

rochas arqueanas a proterozicas, que se dispem numa seqncia estratigrfica tpica.

Encontram-se seqncia mficas a ultramficas na base de derrames vulcnicos

(komatitos e basaltos komatiticos); uma seqncia bsica intermediria, representada

por basaltos tholeticos com pillow lavas, dacitos, riodacitos e riolitos; e uma cobertura

metassedimentar de conglomerados, turbiditos e sedimentos clsticos e qumicos.

No presente trabalho, nos basearemos na diviso adotada por Schrank e Abreu

(1990), extradas de Ferrari (1996) para caracterizarmos inicialmente as unidades e

estabelecermos as correlaes, que sero apresentadas no Anexo 1.

Nos terrenos parautctones, o Grupo Ribeiro Araras apresenta espessura mdia

de 3000 m e o Grupo Araras 1500 m. Dos terrenos alctones, o Grupo Lavaps

apresenta espessura inferior a 500 m. O Grupo Ribeiro Araras encontra-se sotoposto

aos Grupos Pacincia e Lavaps, ao longo de uma faixa descontnua e irregular. O

Grupo Pacincia destaca-se na paisagem por sustentar duas serras. O Grupo Lavaps

tambm sustenta uma conjunto de serras, situado na poro central do macio (LIMA,

1996).

2.2.1. Grupo Ribeiro Araras

Unidade parautctone que constitu a base do empilhamento estratigrfico,

composta essencialmente por rochas vulcnicas e vulcanoclsticas de composio

ultramfica a mfica e sedimentos mficos subordinados caracterizando, segundo

Schrank (1982, 1989), um Cinturo de Rochas Verdes, ou Greenstone BeltArqueano

(Lima, 1996). Segundo Ferrari (1996), a unidade composta por basaltos komatiticos,

basaltos toleticos e andesitos, com nveis tufceos entre os derrames. Ocorrem tambm

brechas e tufos vulcnicos, diques e sills de dacitos e riodacitos, alm intrusesgranticas: o Granito Norte de Fritzons et al. (1980) ou Granito Matinha (Minura et al.,


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1992) e o Granito Central ou Taquari. O Granito Taquari data de 726 Ma (Machado e

Schrank, 1989).

Em sua dissertao de mestrado, onde mapeou a rea de Piumh, Ferrari (1996)

compartimentou o Grupo Ribeiro Araras em trs unidades, da base para o topo:

Unidade Toletica basaltos tholeticos com estruturas em pillow, xistos

metabsicos (Talcoxistos, Clorita-xistos, Sericita-xistos) e sedimentos

intraderrames como tufos e brechas;

Unidade Komatitica basaltos sepentinizados (Talco-Serpentina-xistos)

intercalados com metassedimentos;

Unidade bsica a cida indivisa lentes de basalto, andesitos, riodacitos e

riolitos, transformados em Clorita-xistos, Clorita-Actinolita-xistos, Clorita-

Tremolita-xistos e Sericita-Quartzo-xistos, e o Granito Mantinho, que aflora

principalmente no Ribeiro Araras, classificado como granodiorito.

A Unidade Tholetica de Schrank e Abreu (1990) equivale, portanto, Unidade

Basal do Grupamento de Rochas Vulcnicas de Fritzons et al. (1980), base do Grupo

Piumh de Machado Filho et al. (1983), ao embasamento alctone de Valeriano (1992),

Escama II de Valeriano (1995), Unidade Toletica Inferior de Lima (1996)

(SCHRANK, 1992), ao Grupo Inferior do Supergrupo Piumh de Schorscher et al.

(1998) e aos Granitides do Domnio Externo e Greenstone Belt da classificao da

CPRM (2008).

A Unidade Komatitica de Schrank e Abreu (1990) a mesma definida como

Unidade Intermediria do Grupamento das Rochas Vulcnicas (Fritzons et al. ,1980), e

a Unidade Komatitica de Lima (1996) que, em dissertao de mestrado, apresenta as

rochas metassedimentares que a compe, interpretando-as como metaturbiditos mficos,

metaturbiditos mficos carbonosos e filitos carbonosos.

A Unidade Bsica a cida indivisa, apresentada por Schrank e Abreu (1990),

composta por intrusivas gneas de diversas idades e tambm por rochas

metasedimentares, que, segundo Chiarini (2001), pertencem ao Grupo Bambu. Para o

autor, esta no seria uma diviso adequada, preferindo assim restringir o Supergrupo

Piumh apenas rochas pertencentes ou derivadas do Greenstone Belt. Valeriano (1995)

denomina estas rochas de Escama II, descrevendo-as como terreno granito-greenstone

arqueano de associao de rochas metavulcanosedimentares, ortognaisses e rochas do

tipo greenstone.


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A diviso adotada pela CPRM subdivide de forma menos complexas as rochas

equivalentes ao Grupo Ribeiro Araras, separando inclusive os Granitides do Domnio

Autctone-Parautctone dos Granitides do Domnio Externo. Granitides semelhantes

ao ltimo foram datados por Valeriano (2004) por diferentes mtodos. A razo207Pb/207Pb em titanita forneceu idade de aproximadamente 3 Ga. A datao U/Pb em

zirco de granodiorito forneceu 2,9 Ga, e o K/Ar em hornblenda do mesmo corpo

forneceu 2,25 Ga, situando-o no Arqueano.

Subdivide ainda em Unidade do Greenstone Belt de Piumh como a lasca

tectnica de derrames baslticos komatiticos e vulcanitos bsicos, intermedirios e

cidos, que datam 3,116 10 Ma, obtida a partir do mtodo U/Pb em cristais de zirco

em um sill de gabro anortostico.

Outra unidade apresentada a dos talco-xistos e serpentinitos, que so rochas

ultramficas com lentes de cromitito, porm alerta que a posio estratigrfica destas

lentes ainda incerta.

A unidade restante desta subdiviso so os Wackes, Arenitos e Pelitos

turbidticos, cujos gros derivam de rochas granitides, basaltos e andesitos, indicando

como possvel rocha fonte o prprio Greenstone Belt de Pimhu, sendo assim rochas

metavulcanossedimentares.

2.2.2. Grupo Pacincia

O Grupo Pacincia a unidade parautctone sotoposta ao Grupo Ribeiro Araras por

discordncia tectnica, sendo constitudo por metagrauvacas, metapsamitos, metapelitos

e rochas carbonatadas (FERRARI, 1996). Segundo Schrank (1992), constitudo por

uma sucesso de turbiditos de textura que varia de fina a grossa. Na poro basal

ocorrem pelitos e rochas carbonatadas (LIMA, 1996). Ferrari (1996) compartimentouem oito unidades:

Unidade Clstica da Serra da Pimenta seqncia pelito-psamtica constituda

por Quartzo-Sericita xistos, Quartzo-Clorita xistos e meta siltitos e argilitos de

colorao avermelhada, com lentes de quarztitos.

Unidade Rudticameta brechas, quartzitos conglomerticos, metassedimentos

finos e meta-arcseos.

Unidade Psamticaquarztitos, quartzitos hematticos


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Unidade de Metagrauvaca conglomerticas lenticulares, com direo

preferencial NW/SE, representada por metassiltitos intercalados a

metagrauvacas conglomerticas e lentes de quartzitos e xistos.

Unidade de Pelitos Carbonososo metassiltitos, metargilitos e metagrauvacas

finas transformados em xistos escuros.

Unidade de Metagrauvacas finas aflora na Serra da Pacincia, so turbiditos

metamorfisados transformados em metagrauvacas finas, metassilitios e meta-

argilitos (S0).

Unidade de Metagrauvacas grossas metagrauvacas grossas, conglomerticas,

feldspticas e lentes de quarztitos grossos, distiguindo-se da anterior pelo

aumento da granulometria.

Xistos Grauvquicos Indivisodiversas litologias agrupadas, transformadas em

rochas xistificadas por processos tectono-metamrficos. constituda por xistos

com Clorita, Sericita e Quartzo, alternados com metagrauvacas finas,

conglomerticas e metabsicas, com S0 preservados.

As unidades descritas como a, b e c por Ferrari (1996), basais do Grupo Lavaps

so equivalentes a base do Grupo Intermedirio de Fritzons et al. (1980), s unidades

basais do Grupo Superior de Schrank (1982) e partes do Grupo Ribeiro Araras, e a

parte da Formao Tromenta do Grupo Canastra de Machado Filho et al. (1983).

Tambm correspondem poro basal peltica de Schrank (1992) apresentada por Lima

(1996), Seqncia Serra da Boa Esperana, Unidade Serra da Mamona de Valeriano

(1992), escama III de Valeriano (1995) (Anexo D).

De acordo com Chiarini (2001) essas rochas pertencem ao Grupo Bambu para-

autctones ou alctones, que foram arrastadas pela Nappe Canastra durante a sua

colocao.

Segundo a diviso adotada pela CPRM (2008), as unidades citadas do Grupo

Lavaps de Schrank e Abreu (1990) equivalem Formao Santo Hilrio, Unidade

metassedimentar Neoproterozica.

As demais unidades apresentadas por Ferrari (1996), constitudas por

metagrauvacas, so correspondentes s sequncias grauvquicas do Grupo

Intermedirio de Fritzons et al. (1980), ao Grupo Superior de Schrank (1982),

Formao Ilicnea do Grupo Canastra de Machado Filho et al. (1983), s metagrauvacas

do topo do Grupo Pacincia de Schrank (1992), Seqncia Serra da Boa Esperana na


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Unidade Ilicnea de Valeriano (1992). Valeriano (1995) aloca no topo da escama III,

dos metaturbiditos e a CPRM (2008) dentro da Unidade Metassedimentar

Neoproterozica, inclu estas rochas na Unidade Serra da Boa Esperana.

2.2.3. Grupo Lavaps

Segundo Ferrari (1996), a unidade alctone sotoposta tectnicamente aos

grupos Ribeiro Araras e Pacincia, constitudo por uma associao complexa de

metassedimentos, metaultramficas com lentes de cromititos, lentes grafitosas,

formaes ferrferas bandadas e granitos milonitizados, que correspondem ao Granito

Central de Fritzons et al. (1982) ou Granito Taquari de Mimura et al. (1992). O Grupo

Lavaps foi submetido intensa deformao e metamorfismo, no preservando feies

primrias. O autor caracterizou cinco unidades pertencentes ao Grupo Lavaps:

Unidade conglomertica inferior metaconglomerado orto quarztticos com

foliao milontica e feies dcteis-rpteis; sericita quartzitos conglomerticos,

alm de metassedimentos grossos e impuros. Alfora principalmete na Serra da

Gabiroba. Esta unidade faz contato no topo com a Unidade Ultramfica com

Cromititos e BIFs, bem como contato tectnico com o Granito Taquari

(cisalhamento de baixo ngulo).

Unidade Ultramfica com Cromititos e BIFs lentes e pods de cromititos

associados a rochas ultramficas; aflora principalmente ao longo da Serra da

Gabiroba. Compe-se de uma associao de tremolita xistos, serpentinitos, tlc-

tremolita xistos e lentes de cromititos encaixados e BIFs na base e no topo da

unidade. O minrio cromitfero ocorre na rea de trs formas: a. macio, b.

brechide com feies cataclsticas, c. de origem cumultica, com estrutura

porfiride e textura pele de ona, granulao mdia em pods com formaanastomosada. Os contatos desta litologia com as outras unidades so de difcil

preciso, devido intensa deformao, sendo associadas a zonas de

cavalgamento oblquas de transporte de massa de sul para norte.

Unidade Ferrfera CarbonosaBIFs, itabiritos, Quartzo-Sericita xistos e Sericita

xistos carbonosos. Os BIFs so formados pela alternncia milimtrica de quartzo

(chert) e hematita.


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Unidade Conglomertica Superior (aflora no topo da Gabiroba) a unidade

superior do Grupo Lavaps, caracterizada por metaconglomerados

ortoquartzticos com Sericita-Quartzo-xistos conglometrticos. Apresentam

colorao acinzentada, com seixo de quartzo alongados, imersos em uma matriz

de quartzo e sericita. Ocorrem associados aos conglomerados, quarztitos puros

sericticos em forma de lentes mtricas.

Granito Taquari ou Granito Central intrude o Grupo Lavaps. Trata-se de um

corpo grantico alongado, com direo preferencial N-S, com cerca de 21 Km de

comprimento e 1,5 Km de largura. As rochas encontram-se afetadas pro

processos tectnicos de natureza dctil, o que levou a gnaissificao deste

granito, e dctil-rptil, gerando protomilonitos, milonitos e cataclasitos. Os

contatos com as demais unidades essencialmente tectnico, tratando-se de um

granito alctone, transportado de sul para norte.

A diviso do Grupo Lavaps proposta por Fritzsons et al. (1980) agrupava estas

rochas nas unidade de topo Grupo Intermedirio. Posteriormente, Schrank (1982)

reagrupou-as no Grupo Superior. Machado Filho et al. (1983) incluiu estas unidades no

Grupo Canastra, Formao Tromenta.

Schorscher et al. (1998) agrupa estas rochas no Grupo Canastra alctone, que

ocorre tanto sobre o Grupo Bambu quanto sobre o conjunto SVS e pelos granitides. O

autor separa ainda uma unidade de Rochas Ultramficas de Tipo Alpino e Cromititos

Associados, que se encontram encaixadas tectonicamente, tanto em rochas da SVS

como em granitides do corpo Central, tratando-a assim como Silva e Schorscher

(1991), correspondente a uma unidade tectnica independente da seqncia de

greenstone e das unidades sedimentares proterozicas sobrepostas.

Schrank (1992) modifica a sua subdiviso proposta anteriormente do Grupo

Lavaps, detalhada acima em: conglomerados, rochas ultramficas com cromititos,metapelitos carbonosos, BIFs e mangans, metapelitos carbonosos e no topo

conglomerados.

Valeriano (1992) inclui estas rochas na Seqncia Serra da Boa Esperana,

Unidade Serra do Chapado, que seriam equivalentes as escamas V e VII de Valeriano

(1995). Na diviso adotada pela CPRM (2001), esto includas na Unidade Serra da

Mamona, com os BIFs e pelitos carbonosos na base e pelitos, quartzitos e

conglomerados quartzosos no topo, aflorantes nas Serras do Lavaps e Gabiroba.


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Dataes de U/Pb de gros detrticos de zirco nos metaconglomerados mostram idades

arqueanas (CPRM, 2008).

2.2.4. Grupos Arax e Canastra

Pela subdiviso de Schrank e Abreu (1990), os Grupos Arax e Canastra

constituem a cobertura Neoproterozica dos terrenos granito-greenstone. constitudo

por rochas metassedimentares que se depositaram em margem passiva relacionada a

uma fase de bacia tipo rift, e representam uma cobertura cratnica.

O grupo Arax, basal, composto por metapelitos com intercalaes de

metacalcrios, metamargas, metagrauvacas e metatufos. O grupo Canastra composto

predominantemente por um espesso pacote de quartzitos laminados, micceos e

macios, gradando na base para gnaisses finos, mica xistos com intercalaes locais de

anfibolitos, indicando uma inverso metamrfica.

De acordo com Simes et al. (1988), a inverso est relacionada a estrutura

antiformal recumbente formada por cisalhamento simples de baixo ngulo, em planos

paralelos ao acamamento sedimentar, com transporte de massa para leste. Schrank et al.

(1990) demonstra que o transporte daNappe de Passos se deu de WNW para ESE sobre

o crton, caracterizando um terreno alctone (FERRARI, 1996).

A correlao desta diviso com as apresentadas pelos outros autores encontram-

se no quadro 1 (Anexo 1). Observa-se que estas correspondem s litologias do Grupo

Lavaps na prpria diviso de Schrank e Abreu (1990), poro superior do Grupo

Intermedirio de Fritzons et al. (1980), Grupo Superior de Schrank (1982), Grupo

Canastra de Machado Filho et al. (1983), Grupo Lavaps de Schrank (1992) , Unidade

Serra do Chapado de Valeriano (1992) e escamas V e VII de Valeriano (1995),

Unidade Serra da Mamona da CPRM (2008) e Grupo Canastra alctone de Schorscheret al. (1998).

2.2.5. Grupo Bambu

As rochas do Grupo Bambu segundo, Ferrari (1996), so representadas pelas

Formaes Sambur e Paraopebas, bordejando o Macio Piumh atravs de

discordncias erosivas e tectnicas. A Formao Sambur situada na base, uma fciesclstico grosseira composta por metaconglomerados polimticos variando para


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metagrauvacas lticas. A Formao Paraopeba constituda por duas fcies distintas,

uma clstica fina e outra carbontica.

O grupo Bambu concordante entre os autores que optaram pela diviso

litoestratigrfica, colocando-o como a poro basal da seqncia em anlise, j entre os

que optaram pela separao litotectnica temos o Fritzons Jr. et al. (1980) que o coloca

no topo como Grupo Paraopeba, dentro do Supergrupo Bambu.

Schorscher et al. (1998) apud Chiarini (2001) colocam o Grupo Bambu

representado pelo Sub Grupo Paraopeba de rochas peltico-carbonticas e pelo

conglomerado Sambur, abaixo do Grupo Canastra alctone, concordantemente com a

diviso de Schrank (1992).

A diviso adotada pela CPRM (2008), o Grupo Bambu representado por

calcipelito e calcrios da Formao Sete Lagoas, que constitu as Unidades

Metassedimentares Neoproterozicas e pelos conglomerados polimticos e pelitos da

Formao Sambur.

2.2.6. Referncias Bibliogrficas

ALMEIDA, F.F.M. de; BRITO NEVES, B. B. de; FUCK, R. A. 1981. Brasilian

Structural Province: an introduction. Earth Sci. Rev, 17: 1-29.

CHIARINI, A.P.; SCHORCHER, J. H. D., 2001, Geologia da Poro Basal do

Greenstone Belt de Piumhi-MG, So Paulo. USP (Dissertao de Mestrado).

FERRARI, M.A.D.F.Aspectos tectono-estruturais do greenstone belt de Pinhui-MG,

em relao a mineralizao de Cromita e Ouro. Dissertao de Mestrado, UNICAMP,

1996.

FRITZSONS, JR. O.; BIONDI, J. C.; CHABAN, N. 1980. Geologia da regio

de Piumhi (MG). In: CONGR. BRAS. GEOL., 31. Balnerio de Cambori

1980. Anais... Balnerio de Cambori, SBG, v. 5, p. 2906-2917.

LACERDA, H. Anais do VI Simpsio de Geologia do Centro- Oeste, Cuiab-MT,

LIMA, C.V. Natureza Composicional e Perspectivas Metalogenticas de Rochas

Metassedimentares intercaladas em Basaltos Komatiticos do Greenstone Belt dePinhu, Minas Gerais. Dissertao de Mestrado, UNICAMP, 1996.


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19

MACHADO FILHO, L.; RIBEIRO, M.; GONZALES, S. R.; SCHENINI, C. A.;

SANTOS NETO, A. DOS; PALMEIRA, R. C.; PIRES, J. L.; TEIXEIRA, W.;

CASTRO, H. E. F. 1983. Geologia das folhas Rio de Janeiro (SF 23/24) escala

1:1.000.000, mapa e texto explicativo. Rio de Janeiro, RADAM Brasil-Ministrio das

Minas e Energia. 780p.

MACHADO, N. & SCHRANK, A. 1989. Geocronologia U/Pb no macio de Piumhi -

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Anais... Belo Horizonte, SBG-MG, boi. 10, p. 45-49.

VALERIANO, C.M.; ALMEIDA, J; SIMES, L. S.; DUARTE, B.; ROIG, H.;

HEILBRON, M. 1995. Evoluo estrutural do domnio externo da Faixa Braslia no

sudoeste de Minas Gerais: registros de uma tectnica pr-brasiliana. Rev. Brasil. de

Geoc. 25 (4): 221-234.

VALERIANO, C.M., DARDENNE, M.A., FONSECA, M.A., SIMES, L.S.A., SEER,

H.J. A evoluo tectnica da Faixa Braslia. In. Geologia do Continente Sul

Americano: Evoluo da obra de Fernando Flvio Marques de Almeida. Mantesso-

Neto, V. Bartorelli, A., Carneiro, C.D.R., Brito Neves, B.B. (Orgs.). So Paulo. ed.

Deca, 2004. p.575-592.

3. GEOLOGIA ESTRUTURAL

3.1. Metodologia

Nesta etapa do trabalho so apresentados e discutidos os dados estruturais da rea e

sua importncia para evoluo tectnica da regio do Greenstone Belt de Piumhi.

Ao todo foram coletados 142 dados de estruturas, sendo 116 foliaes planares,

8 lineaes de crenulao, 16 falhas e fraturas e 2 lineaes de estiramento, presentes na

Tabela de Dados Estruturais (Anexo D1) e georeferenciados no Mapa Geolgico

(Anexo A). Com base nessas informaes geomtricas, e do esboo inicial do mapa

geolgico, associados topografia, foi possvel distinguir cinco domnios estruturaisque so apresentados de leste para oeste no mapa de Domnios Estruturais (Anexo D2).


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O tratamento dos dados coletados foi feito no software Stereonet 7.0 e Stereo32

1.0.3., na produo dos diagramas de roseta e de adensamento de pontos encontrados no

decorrer deste captulo. Foi tambm utilizado o software Adobe Corel Draw X5 e o

Adobe Photoshop CS 4 para o realce das estruturas capturadas nas fotografias, assim

como o tratamento de balano de cores, matiz e saturao, sempre com o intuito de

tornar o foco das fotografias mais visvel.

Os mapas de distribuio espacial das foliaes e fraturas e o georeferenciamento

das estruturas foram produzidos no software AutoCAD 2010 e o mapa dos Domnios

Estruturais no softwareArcGis 10.0.

3.2. Estruturas Primrias

Devido atuao de vrias fases de deformao, conforme especificado no

captulo de Geologia Regional, as estruturas primrias so muito raras, sendo

substitudas por novas foliaes. Pela complexidade tectnica do local, a polaridade de

camadas com base em estruturas primrias deve ser utilizada com cuidado.

Nesse mapeamento somente uma estrutura primria reconhecvel foi registrada, sua

localizao no Domnio Estrutural da Serra do Lavaps, na poro sul-sudoeste da

rea de estudo. Trata-se de um conglomerado deformado, matriz suportado e com

gradao normal (Figura X), no qual pode ser observado que a foliao de sedimentao

S0 coincide com a foliao de deformao S1 para esse litotipo.

Figura 3.2.1: Polaridade em conglomerados da Serra do Lavaps, indicando uma


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sequncia normal. (Ponto 92UTM 402175/7733612)

3.3Foliaes

A foliao Sn presente na quase totalidade das rochas encontradas em campo,

estando incipiente no tectonito LS, que ser discutido adiante. Esta foliao a

responsvel pelo aspecto xistoso e foliado das rochas dessa rea. Sua geometria espacial

varia localmente, o que permitiu a compartimentao da rea em domnios estruturais.

Entretanto de forma geral, observa-se um acumulo de mergulhos para W-SW, com

clusters menores de medidas para S e para SE (Figuras 3.3.1 e 3.3.2).

Uma observao do Mapa Geolgico e da Figura 3.3.3, percebemos uma evoluo

dos diagramas de Schmidt para cada um dos domnios delimitados anteriormente

permite concluir que de forma geral, o mergulho das atitudes de Sn rotacionam de S-SEpara SW conforme percorremos a rea em anlise de oeste para leste.

Figura 3.3.1: Diagrama de Roseta da Foliao Sn darea. Feito em Stereo32 1.0.3.

Figura 3.3.2: Diagrama de Adensamento de Pontos daFoliao Sn. Feito em

Figura 3.3.3: Comparao Rosetas dos Domnios Estruturais de Oeste para Leste.


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Estas dobras so relacionadas a processos de cisalhamento simples e provavelmente

so fruto do mesmo evento deformacional responsvel pelo processo de crenulao. Seu

desenvolvimento associa-se a condies mais superficiais da deformao, chegando a

desenvolver uma nova foliao Sn+1.

Figura 3.3.5: Linhas de charneira das dobras encontradas nos pontos 15, 26, 46 e 55.Linhas pretas representam os crculos mximos dos flancos e os pontos vermelhos asinterseces de crculos mximos (eixos das dobras).

A geometria espacial da foliao Sn, do Domnio Estrutural do Crrego Caxambu

para o Domnio Estrutural Araras - Serra da Pimenta, aparenta ser uma sequncia de

sinforme e antiforme, pelo posicionamento contrrio dos azimutes de mergulho das

foliaes. Pela falta de densidade de pontos, no possvel comprovar estatisticamente

essa afirmao, entretanto, pode-se observar que o eixo dessa dobra, principalmente naSerra do Taquari e leste da Serra do Lava-Ps, aproximadamente N-S com mergulho

para norte. Essa disposio espacial concordante com a geometria da segunda

crenulao, com os seus eixos mais ou menos na direo E-W. No se sabe se esto

relacionados a um estgio de deformao anterior ou posterior a primeira crenulao

(LB). Se posterior poderiam originar a uma terceira foliao (Sn+2).


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3.4.1 Lineaes de Estiramento (Lx)

Foram encontrados somente dois afloramentos onde foi possvel obter o

estiramento mineral in situ. Isto se deve granulao fina e ao estgio de alterao das

rochas encontradas. Contudo esses dois afloramentos so concordantes, demonstrando

um estiramento mineral paralelo direo da foliao Sn, N-S a NNW-SSE.

A lineao de estiramento mineral se relaciona ao eixo X do elipside

deformacional, na direo em que ocorreu a maior fluxo de deformao. No caso da

rea de estudo, h concordncia entre os vetores de deformao e deslocamento

inferidos a partir da crenulao e queles inferidos pelas das dobras de arrasto com os

de estiramento mineral, nos pontos 37 e 81.

Portanto, podemos construir a evoluo estrutural da rea atravs da tica da

deformao progressiva. As estruturas com colocao espacial correlacionvel foram

criadas com a evoluo dos esforos cisalhantes simples dentro de uma mesma

deformao. Criando estruturas de hierarquias diferentes, desde o estiramento do

mineral at a definio do colocamento dos eixos de dobras alinhados com esse esforo.

Este estiramento se caracteriza portanto, em conjunto com os outros dados, como a

principal evidncia da direo do transporte tectnico dos terrenos alctones do Macio

Piumhi, com transporte para WNW-ESSE.

3.4.2 Lineaes de Crenulao (Lb e Lb+1)

Foram realizadas poucas medidas confiveis da geometria dessas crenulaes, pois

muitas vezes a posio e localizao do afloramento no permitia que as medidas de

lineao fossem tiradas. Entretanto, as medidas obtidas foram suficientes para se

observar que a lineao de crenulao mais evidente (Lb) variou em torno do azimute

SW-W, com mergulhos baixos a mdios, entre 15 e 40 graus. Isto pode demonstrar uma

tenso de deformao entre N-S SW-NE, responsvel por essa crenulao, commesma direo das dobras de arrasto.

Em apenas um ponto (Ponto 49 UTM 403138/7733134) foi possvel medir a

segunda lineao de crenulao (Lb+1), cuja medida foi 270/45 . A atitude semelhante

com a lineao de estiramento (Lx) discutida anteriormente.

3.5. Cinemtica

Os indicadores cinemticos aqui discutidos so escala mesoscpica, ou seja, aquelespassveis de serem observados em campo.


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A rea de estudo apresenta predominantemente estruturas de domnio dctil a

dctil-rptil, como dobras de arrasto com falhamento e formao de cristais com feies

sigmoidais. As estruturas de carter estritamente rptil so associadas a processos

tectnicos tardios, relacionados a condies crustais mais superficiais e sero analisadas

no item.

As estruturas observadas mostram uma deformao de carter no coaxial,

principalmente o sigmide encontrado no Domnio Granitide (Figura 3.5.2), ou seja,

estruturas relacionadas a um cisalhamento simples e com direo preferencial do topo

para N-NE, o indicador sinistral ou dextral relativo ao ponto de vista, entretanto, como

pode ser observado, foram encontrados em maior quantidade indicadores sinistrais.

Essas estruturas, corroborando o que foi dito com relao aos indicadores de tenso

para a crenulao, estiramento e dobras, mostram uma movimentao tectnica dedireo aproximada de N-S a NNE-SSW, contudo elas no somente nos mostram a

direo da movimentao como tambm o rumo que nesse caso para NNE-N.

Figura 3.5.1: Falhamento em sistema dctil rptil encontrado no

Domnio Crrego Lavaps.


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Figura 3.5.2: Sigmide encontrado no Domnio do Granitide (Ponto 30 UTM

404604/7734760).

3.6. Domnio Rptil

O domnio rptil, por ter se desenvolvido em condies crustais de baixa

profundidade, est intimamente relacionado com o processo de exumao, tratando-se

de rochas que se formaram ou metamorfizaram em profundidade e, portanto trazem

consigo informaes sobre o processo de transporte tectnico.

Na rea de estudo foram encontradas estruturas associadas ao Domnio Rptil como

fraturas, falhas e juntas (tension gashes e juntas conjugadas). Essas estruturas soposteriores tanto ao processo metamrfico quanto as deformaes dcteis e dcteis-

rpteis, isso porque cortam essas estruturas.

Foi observado a presena de juntas conjugadas (Figura 3.6.1) nas sequncias

quartzticas do Domnio Estrutural da Serra da Pimenta, com movimentao dextral e o

posicionamento dos vetores de maior tenso (1) na direo aproximada EW, se

alinhando aos vetores de tenso da segunda crenulao (Lb+1) e das dobras com eixo NS

analisadas acima. Isto pode ser interpretado como uma continuidade do cisalhamento eo transporte tectnico que criou aquelas estruturas at as condies mais crustais de

deformao rptil.


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Figura 3.6.1: Juntas Conjugadas encontradas prximo ao Ribeiro das Araras, movimentodextral, possvel encontrar a possvl direo do Tensor 1. (Ponto 123UTM406744/7734521)

3.7Concluses

A anlise dos dados que obtidos em campo permitem concluir que existem trs

tipos de deformao na rea, duas de carter dctil a dctil-rptil, originando as

foliaes, crenulaes e dobras, e uma terceira de carter essencialmente rptil, dando

origem as juntas, tension gashes e falhas. Contudo o que no se pode concluir at o

momento, sem as informaes de aerofotografia e principalmente as anlises

microestruturais, se as duas primeiras aconteceram dentro de um mesmo eventodeformacional Dn, ou se a segunda se formou em outro evento Dn+1.


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Figura 3.7.1: de Zonas de Cisalhamento, extrado de SANTOS e SIMES (2009).

A evoluo tectno/estrutural proposta por Ferrari (1996) se mostrou mais correlata

com o que foi encontrado na rea de estudo, no que diz respeito evoluo da nappe.As deformaes geradoras da foliao Sn, da crenulao Lb e do estiramento mineral

Lx estariam associados a uma deformao principal Dn, que a responsvel pelo

transporte S-N a SW-NE registrado pelos indicadores cinemticos, no caso o transporte

da nappe sobre a rampa autctone. De acordo com Valeriano (1995), as lineaes L1

para WNW contidas nas foliaes S1, bem como as dobras com plano axial S1 esto

relacionadas com a evoluo do Domnio Externo Alctone, contidas no evento

deformacional principal D1, relacionado com a colocao da nappe Passos durante o

brasiliano. Para o autor, as lineaes e indicadores cinemticos NS so evidncias de

um evento compreesional pretrito, e foram conservadas principalmente nos

metaconglomerados e metarenitos grossos.

Para Chiarini (2001), as variaes no mergulho de Sn ocorreram ao longo do

primeiro estgio do Primeiro Evento Deformacional da regio. O autor atribui as

variaes nos mergulhos de Sn de oeste para leste ao surgimento de subrampas de

cavalgamento. Os mergulhos para SE e a lineao para S na poro oeste da rea

definem uma geometria de rampa de cavalgamento obliquo sinistral. J na poro


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central, o mergulho e o caimento da lineao para sul, configuram uma rampa frontal.

Por fim, a leste define-se uma rampa de cavalgamento oblquo desta vez destral, com

vergncia para norte.

A deformao em regime dctil geraria uma tenso cisalhante conforme o

encaixamento da nappe, gerando atrito com a base, definindo assim a foliao Sn com

padro amendoado e mais para a base do pacote onde a tenso se concentrou se

formariam estiramentos minerais mais evidentes, como por exemplo, a gerao de

tectonitos L e LS, como encontrado em campo. Conforme a evoluo do atrito com a

base, com o freamento da evoluo da nappe pela barreira fsica da rampa, se gera

uma maior tenso cisalhante em regime dctil a dctil rptil. Essa tenso que teria

originado as crenulaes mais evidentes de eixo S-SW e de baixo ngulo, assim como

as dobras de arrasto de atitude parecida, sendo estas ltimas resultantes da deformao

progressiva. Dentro dos planos axiais dessas crenulaes e dobras de arrasto poderia se

formar uma nova foliao Sn+1 com a evoluo da deformao.

Segundo Chiarini (2001), no segundo estgio do Primeiro Evento Deformacional, o

empurro passou a encontrar uma resistncia cada vez maior exercida pelo Granito do

Norte, culminando em cisalhamentos transcorrentes NS, ainda no domnio rptil. As

estruturas decorrentes deste estgio so as foliaes Sn+1 e lineaes Lx+1, decorrentes

da evoluo da deformao. O autor ainda atribui a mudana de NS para NW-SE

diminuio dos esforos deformacionais que ocorrem no terceiro estgio de

deformao.

Duas teorias se mostram coerentes na explicao da formao da outra crenulao

(Lb+1) e das dobras de meso a macroescala, ambos de eixo NS a SW-NE e mergulho

variando de N-NE para S-SW. A primeira teoria de uma deformao progressiva que

teria rotacionado as dobras e crenulaes descritas anteriormente, alinhando-as no

sentido NS, sendo a deformao Dn a nica agindo no sistema. A segunda teoria baseada no modelo descrito por SANTOS e SIMES (2009) onde o sistema de

cavalgamento Ilcinia-Piumhi ocorreria dentro de rampas convergentes num sistema de

cisalhamento com constrio lateral. Como pode se observar na figura 18 esse sistema

deformacional cria crenulaes e dobramentos com eixos paralelos direo do

movimento. Nessa esfera de pensamento, essa deformao Dn+1 seria concomitante

com a parte final da deformao Dn e por isso se mostra menos evidente nos

afloramentos encontrados. Para Valeriano (1995), estas dobras pertencem soresultantes das deformaes ps D1.


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As estruturas de domnio Rptil como discutido anteriormente so posteriores e

correspondem ao momento em que as rochas estavam em condies crustais rasas,

entretanto como mostrado elas ainda resguardam evidncias dessa tenso principal NS a

SW-NE atravs orientao principal das juntas e a presena de fraturas conjugadas

evidenciando uma tenso nessa direo. Valeriano (1995) agrupa estas estruturas nos

eventos ps D1. Segundo Chiarini (2001), as estruturas rpteis so oriundas do Segundo

Evento Deformacional, na forma de pequenos empurres e imbricaes, resultando em

dois grupos estruturais, um a NW e outro a NE, por diferenas nas rampas formadas

pelos esforos deste evento, no contato do Grupo Bambu com o Granito do Norte.

O fato das estruturas apresentarem baixo ngulo na direo de transporte,

principalmente as lineaes de estiramento mineral LX e os eixos crenulao Lb+1,

alm do rotacionamento geral da direo de Sn de SE para SW caminhando de W para

E na rea (Figura 9), o que d para a estrutura o formato de U. Tudo isso em conjunto

com todas as evidncias de cavalgamento podem associar essas rochas a uma estrutura

de nappe, entretanto para que isso seja definido seria necessrio maiores informaes

sobre o contato com as rochas autctones.

6. Geologia Local

A rea mapeada foi classificada em 5 litologias. A sequncia Greenstone

compreende as sequncias Metaultramfica, Ultramfica e Unidade quartztica e

metaconglomertica; A Sequncia Metassedimentar da Serra da Pimenta foi

dividida em Unidade dos meta-argilitos e meta-siltitos, Lentes metagrauvticas,

estratos de maior granulometria e Quartztos; Sequncia metassediementar e

Domnio dos Granitides. Os dados obtidos em campo foram correlacionados

com aqueles obtidos na literatura para posterior concluso.

4.1. Sequncia MetaultramficaPontos 18,26, 35, 48-51, 53-62, 83-90, 102, 104, 136, 138, 137, 138,140, 142.

A sequncia ultramfica com cromitito corresponde ao Grupo Lavaps, Unidade

ultramfica com cromititos e FBB de Ferrari (1996). As rochas pertencentes a

esta litologia concentram-se na poro oeste da rea mapeada, perfazendo 1/3 darea, em contato gradacional e tectnico com a sequncia metassedimentar.


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As rochas se encontram em sua maioria alteradas, com colorao vermelho

escuro e ocre, evidenciada na figura 4.1.1. No ponto 35, a rocha apresenta

esfoliao esferoidal, tpica de rochas isotrpicas como basaltos. No ponto 53, a

rocha aflora no cho da estrada com intercalaes de mangans.

Figura 4.1.1: Afloramento no cho das rochas da sequncia ultramfica. (Ponto

53UTM 402826/7733812)

Ao longo da rea que compreende esta sequncia encontramos blocos

rolados de composio intermediria (andestica/rioltica), levemente

metamorfisado, com uma matriz fina cinza, com plagioclsio (40%), quartzo

(15%) e alteraes avermelhadas (5%). O plagioclsio encontra-se uniforme e

orientado. Mais adiante, no corte de estrada, encontramos a mesa rocha in situ

(prximo ao ponto 53), mais deformada, originando um filito cinza, prximo ao

contato com a Sequncia Ultramfica associada aos cromititos. Alm destes

blocos de composio intermediria, encontramos diversos stockworks ao longo

do caminhamento.

No corte da mesma estrada, encontramos a rocha s, de colorao verde intensada clorita, com foliao bem definida. Mais adiante, a sequncia

metaultramfica encontra-se dobrada, com flanco quase vertical, apresentada na

figura 4.1.2.

Em uma barragem no Crrego Caxambu, encontramos as rochas ss da

sequncia ultramfica de colorao verde escura a preto, bastante

foliada,crenulada e com veios de quartzo entre os planos de foliao, na qual no

possvel identificar nenhum mineral a olho nu (Ponto 57).


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Figura 4.1.2.: Afloramento da sequncia ultramfica dobrada. (Ponto 55 UTM

402557/7734312).

No ponto 61, encontramos um afloramento com cerca de 2m de altura da

rocha ultramfica s, com colorao esverdeada atribuda a cloritas em uma matriz

cinza, com foliao evidente. Devido s condies metereolgicas no foi possvel

fotografar o afloramento. A anlise petrogrfica da amostra (Lmina G6P61) permitiu

classific-la como um Chl-xisto. Observa-se leitos de quartzo estirados, com sigmoides

submilimtricos e ribbons (10%), sendo majoritariamente constituda por clorita e

plagioclsio, perfazendo 60% da lmina. Os opacos ocorrem ao longo da clivagem de

crenulao (Figura 4.1.3).

Figura 4.1.3: Sigmide sinistral de quartzo com incluses de clorita; Destaque para os

opacos sin Sn crenulados. (Ponto 61UTM 401477/7734723).


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Figura 4.1.4: Afloramento da sequncia ultramfica alterada. (Ponto 104UTM

400574/773449)

No ponto 88, conforme descrito no captulo de estrutural, encontramos

evidncias do cavalgamento para NE da sequncia metaultramfica, evidenciado

por dobras de arrasto.

Como afloramento tipo da Sequncia Metaultramfica foi selecionado o

ponto 48 (UTM 403138/7733134), mesmo este no apresentando a cromita

podiforme, que foi encontrada topograficamente abaixo da seo descrita, no

ponto 51 (UTM -403221/7733567). Desta forma, o segundo foi utilizado para

complementar a caracterizao do litotipo.

No ponto 48, o afloramento apresenta 60 metros de altura por 20 metros de

largura, na qual ocorre uma queda dgua (Figura 4.1.5).

A rocha encontra-se foliada e crenulada, com alternncia na colorao,

configurando uma sequncia de nveis rochosos mais amarronados, nveis de

colorao verde escura, e nveis xistosos ricos em quartzo. Os nveis variam emespessura, inclusive lateralmente. Tambm no ocorre uma padro de

bandamento, variando de nveis mtricos a milimtricos, no seguindo padres

do topo para a base.

Uma seo de 1 metro de altura foi descrita detalhadamente (figura 2.2), que da

base para o topo apresenta:

1- Leito ocre na base, com planos verdes submilimtricos.


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2- Estratos verdes predominam sobre os alaranjados (ocre) com veios de

quartzo que cortam na diagonal e leitos de quartzito, com espessura de 5-10cm.

Associados aos veios de quartzo, ocorre um mineral avermelhado, que tambm

ocorre junto as lminas verdes e alaranjados, porm em menor concentrao.

3- Leito que predomina os filitos alaranjados (ocre) com 10cm de espessura,

com laminaes milimtricas a submilimtricas de verde.

4- Leito arenoso centimtrico a decimtrico (varia at 20cm de espessura

nesta seo).

5- Leito composto por laminaes milimtricas a submilimtrica de filito

laranja (ocre)

6- Leitos de quartzo concordante com as foliaes.

Os veios de quartzo ocorrem concordantes ao plano, em bolses centimtricos

ou ainda discordantes aos planos de foliao.

Figura 4.1.5: Viso geral da sequncia metaultramfica associada com cromitito.

(Ponto 48UTM 403138/7733134).


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Figura 4.1.6: Detalhe da sequncia de 1m descrita no afloramento tipo,

mostrando camadas centimtricas e milimtricas da sequncia metaultramfica

com cromitito. (Ponto 48UTM 403138/7733134).

Ao lado do afloramento da queda dgua, a rocha encontra-se alterada no corte

de estrada, com granolumetria argilosa, alterando para o amarelo alaranjado e

amarelo mais claro e vermelho. O outro estrato alterado para amarelo ocre, com

frequncia menor dos minerais com colorao de alterao vermelha com veios

e leitos de quartzo (Figura 4.1.7).

Figura 4.1.7.: Afloramento intemperizado da sequncia metaultramfica

intemperizada, com nvel quartzoso. (Ponto 48UTM 403138/7733134).

Deste ponto em diante, as rochas foram encontradas prximas ao corte de

estrada, estando em sua maioria intemperizadas. No ponto 49, o afloramento

apresenta cerca de 4m de altura em relao estrada e apresenta colorao roxavariegando para amarelada (Figura 4.1.8a). A rocha apresenta plano de foliao


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bem definido, crenulada, nos quais ocorrem nveis quartzosos (Figura 4.1.8b). O

quartzo bipiramidal.

Figura 4.1.8: a. Afloramento sequncia ultramfica; b. amostra de mo crenulada

com veios de quartzo. (Ponto 49UTM 403367/7744518).

No ponto 50 h um afloramento de 30 metros por uns 25 de altura. Da base para

o topo temos uma lente de rocha negra bsica encaixada numa rocha com muitos

veios de quartzo e alterao ocre-avermelhada constituda por argilominerais,

que grada para uma alterao arroxeada com talco, conforme se afasta da lente

(Figuras 4.1.9 a e b).

Figura 4.1.9:a.Lente de rocha ultramfica inserida na sequncia metaultramfica;


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b. rocha alterada com veios de quartzo. (Ponto 50UTM 403203/7733669).

No ponto 51 ocorre a cromita podiforme associada com duas outras litologias.

Assim como no ponto anterior, o podi de cromita encontra-se encaixado em uma

rocha bsica totalmente alterada de colorao ocre (Figura 4.1.10). Abaixo do

podi, mais distante do mesmo, ocorre a segunda litologia que se encontra menos

alterada (Figura 4.1.11), de colorao verde, com foliao evidente e brilho

caracterstico do talco, sendo classificada em campo como Tlc xisto. No foi

possvel confeccionar uma lmina desta amostra devido ao grau de alterao da

mesma.

A lmina (G6P51) foi confeccionada a partir de uma amostra da rocha mfica

associada ao cromitito podiforme de colorao escura e macia. Sua composio

predominantemente de clorita e plagioclsio, constituindo uma matriz fina

(


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Figura 4.1.11: Rocha da sequncia ultramfica encaixante dos cromititos; a.

rocha intemperizada; b. rocha s de colorao esverdeada. (Ponto 51 UTM

403211/7733567).

Figura 4.1.12. Lmina da amostra do ponto 51 associada ao cromitito podiforme.

4.2. Sequncia Ultramfica GreenstonePontos 131, 132, 133 e 134.

A sequncia de basaltos toleticos em pillow lavas e do peridotito foi

denominada Sequncia Ultramfica Greenstone, equivalente Unidade Toletica

do Grupo Ribeiro Araras de Schrank (1992) utilizada e apresentada por Ferrari

(1996). As primeiras ocorrncias em campo foram constatadas no ponto 131,

onde o solo tornou-se intensamente avermelhado com vesculas ocre (figura

3.1), indicando o contato com os milonitos. Caminhando dentro do Ribeiro das

Araras, no limite norte da rea de mapeamento, foram encontrados os basaltos

com pillow lavas no leito do rio e um grande afloramento na margem do

peridotito (Figura 4.2.1).


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O peridotito apresenta colorao esverdeada, devido serpentinizao das

olivinas. No ponto 134 foi feita uma lmina do peridotito, classificado como

Tlc-Ath Serpentinito. A amostra apresenta granulao fina, sendo constituda

por serpentinas em pseudomorfos de olivina, das quais s se preservaram a

forma, antofilita com hbito radial, com talco em pequena porcentagem (10%).

Figura 4.2.1: Incio da ocorrncia da Sequncia Ultramfica do Greenstone,

evidenciada pela cor do solo ao longo da drenagem. (PONTO 131 UTM

405508/7734868)

Figura 4.2.2: Peridotito aflorando nas margens do Ribeiro das Araras. (PONTO

134405188/7734839).


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Figura 4.2.3. Lmina do peridotito, com pseudomorfos de olivina

serpentinizadas. (PONTO 134405188/7734839).

4.3. Unidade Quartztica e MetaconglomerticaPontos 92, 139

A Unidade Quartztica e Metaconglomertica perfaz apenas 10% da rea de

mapeamento, se concentrando na regio sul a sudoeste, entre as coordenadas UTM

402000 e 404000, e aflorando nos altos topogrficos. Esta unidade equivale s

unidades conglomerticas do Grupo Lavaps, Superior e Inferior, dentre as quais

ocorrem a Sequncia Metaultramfica com cromititos.

No ponto 92, no topo da Serra do Lavaps, afloram os conglomerados em

contato com a Sequncia Metaultramfica com cromitito de forma gradacional. A rocha

apresenta nveis mais conglometrticos e a matriz varia de tamanho entre fina e grossa.

A granulometria varia espacialmente, com os clastos ovalados de quartzo chegam at

5cm de dimetro. As pores de menor granulometria apresentavam uma alterao

variando de cinza, ocre e verde, porm no foi possvel identificar minerais a olho nu

(Figura 4.3.1).

As litologias apresentam foliao bem definida, tanto nos nveis de maior

granulometria e mais fortemente nos nveis mais finos. Dentro do mapeamento, aparece

como a nica litologia que preserva a polaridade sedimentar original, sendo possvel

identificar o plano S0 e uma evoluo granulomtrica de gradao normal para topo.


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a. b.

Figura 4.3.1. a. Afloramento-tipo da litologia;b. Metaconglomerado visto em detalhe. (Ponto 92 UTM402175/7733612)

Figura 4.3.2: Pores de menor granulao da Sequncia Metaconglomertica. (Ponto92 - UTM 402175/7733612)

Topografica e estratigraficamente abaixo da Sequncia Ultramfica comcromitito, mais a oeste, voltam a ocorrer os metaconglomerados, com mergulhoconcordante com a litologia em contato gradacional. Porm neste ponto, no ocorrem osnveis mais finos como anteriormente, apenas uma matriz composta por quartzo esericita, e clastos de quartzo ovalados com tamanho mdio de 5cm de dimetro (Figura4.3)


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Figura 4.3.3. Metaconglomerados foliados com matriz de quartzo e sericita. (Ponto 139

UTM 403851/773387)

4.4. Sequncia Metassedimentar da Serra da PimentaPontos: 79, 109, 110, 113, 114, 116, 119, 122, 123, 125, 128 e 129

A sequncia metassedimentar da Serra da Pimenta corresponde ao Grupo

Pacincia de Schrank (1982) e Ferrari (1996), descritas formalmente como Grupo

Pacincia. Este engloba a Unidade Serra da Pimenta com quartzitos, Unidade

Metagrauvacas finas e a Unidade de Pelitos Carbonosos.

A rea que corresponde a Serra da Pimenta se situa na poro direita do mapa

(406000 a 408000 UTM), onde as litologias encontradas so tipicamente

metassedimentares. Afloram os metaconglomerados, metaquartzitos, meta-argilitos

e meta-siltitos, estes ltimos mantendo contato tectnico com a seqncia

granitide, de carter cisalhante.

Blocos rolados dos quartzitos foram encontrados um pouco abaixo da cota de

1100 metros de altitude, sendo ento inferidos at o topo da serra. O quartzo perfaz

mais de 80% da rocha, podendo ser encontrado silte e argila, mesmo que em

menores propores. Os cristais de quartzo se apresentam recristalizados, muitas

vezes formando quartzo-ribbon (em fita). Apresentam crenulao suave.

Pouco se sabe sobre o contato entre os quartzitos e a seqncia meta-pelitica

inferior a ele, por isso o contato entre essas litologias inferido atravs de dados

estruturais e obsevaes, ambos advindos do campo. No foram encontradas falhas

que denotassem o contato entre tais, sendo considerado este um contato gradacional.

Tambm no h lminas dessa litologia, pois em campo s foram encontrados


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blocos rolados. Por ser ela bastante evidente e diferenciada do restante das litologias

abordadas, foi possvel identific-la como topo da Serra da Pimenta, apesar de no

termos encontrado nenhuma amostra in situ.

Inferior a ela, como j supracitado, reside a litologia classificada como meta-

argilitos e metasiltitos da Serra da Pimenta. Estas afloram at as proximidades do

Ribeiro das Araras, estabelecendo um contato cisalhante com o granitide.

Fig. 4.4.1: Metapelitos da seqncia metassedimentar.( Ponto 129 UTM

405680/7734751) Escala vertical da foto: 1 m.

Fig. 4.4.2: Meta argilitos da seqncia metassedimentar. (Ponto 122 - UTM

406766/7734450)

Os metassedimentos encontrados nessa poro aparecem muito intemperizados

em campo, porm so de fcil identificao, pois todos alteram para um vermelho-


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arroxeado muito caracterstico. Alguns blocos apresentam crenulao e so

encontrados prximos zona da falha inferida.

Dentro dessa seqncia encontramos grandes blocos do que classificamos como

metagrauvaca, isso devido rocha possuir matriz muito fina e possuir colorao

esverdeada/acinzentada. O contato dessa litologia provavelmente estratigrfico,

estando inserida dentro da sequncia metasedimentar na forma de lentes, as quais

puderam ser individualizadas em campo e identificadas no mapa geolgico.

Fig. 4.4.3: Metagrauvaca da Serra da Pimenta. (Ponto 116 - UTM 406847/773.931)

4.5. Sequncia Metassedimentar

Pontos: 5, 6, 7, 9, 11, 12, 13, 16, 17, 19, 37, 38, 41, 42, 43, 44, 45, 46, 52, 53, 91, 93,94, 96, 97, 100, 101.

Est presente perfazendo cerca de 40 a 50 % da rea de mapeamento, se

concentrando a oeste entre as coordenadas UTM 400000 a 404000, com continuidade

norte-sul, em contato gradacional e por vezes tectnico com a Sequncia

Metaultramfica inferior, e contato que aparentemente cisalhante com o Domnio

Granitide. Esses litotipos equivalem as litologias do Grupo Lavaps.

De modo geral, se mostrou uma sequncia de difcil mapeamento,

principalmente no traado dos contatos, uma vez que os mesmo eram gradacionais e as

caractersticas litolgicas variam de forma sutil. As mudanas eram mais perceptveis na

alterao pedolgica, e na granulometria geral do que pela mineralogia, a qual na

grande maioria das vezes se mostrou invivel devido granulao da rocha, xistos finos

a mdios.

Na borda oeste do mapa foram encontrados mica xistos de granulao fina,

foliao evidente, sem evidncia de deformao cisalhante. Alteram para vermelho

deslavado, provavelmente dos minerais mais ricos em ferro como a clorita metamrfica,


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e para um amarelo-marrom claro, com as mudanas na cor de alterao variando de

nvel para nvel e se intercalando, como pode ser observado na Figura 5.1, o que pode

ser interpretado como uma mudana composicional de carter estratigrfico.

Figura 4.5.1: Afloramento sequncia metasedimentar, bastante alterado. (Ponto 5 UTM 399990/7733555)

Dentro da mesma sequncia anterior so tambm encontrados filitos intercalado,

com maior abundncia de mica e minerais placides, como talco e sericita, assim

identificados devido ao brilho perlceo e ao fato de se desfazer ao toque deixando um

p esbranquiado. P esse que marca a alterao pedogentica para branca a rosaprola, em alguns nveis e amarelo-ocre deslavado em outros, como pode ser observado

na Figura 4.5.2.

Figura 4.5.2: Afloramento da sequncia metasedimentar. (Ponto 6UTM 399965/7733476)

No ponto 17, UTM 400960/7734242, do primeiro dia de mapeamento, ainda naporo oeste deste litotipo, foi encontrado um afloramento, dentro de um dos afluentes


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do Rio Lavaps, com rochas ss e in situ. O qual, devido ausncia de afloramentos

mais preservados e caractersticos, o afloramento-tipo desta sequncia.

So Sericita-Clorita xistos, com titanita e apatita subordinadas, de granulao

mdia de quarto em matriz muito fina. Apresenta-se crenulada, com duas lineaes de

crenulao bem marcadas, assim como entrecortada por veios de quartzo de pequeno

porte, de milimtrico a centimtrico. Em lmina, apresenta feies de cisalhamento,

como sombra de presso e quartzo sigmoidal, que, entretanto, no fornecem informao

estrutural, uma vez que a lmina no foi orientada.

Indo para Leste, em direo ao contato com o Domnio Granitide, ainda so

observadas as mesmas litologias, Sericita e Clorita xistos intercalados, alterando para

amarelo-ocre deslavado com duas direes de crenulao bem marcadas. O critrio

distintivo para a identificao da litologia nessas reas foi essa alterao, Figura 5.3,

bem diferenciada do vermelho sangue e ocre dos xistos e filitos mficos e ultramficos

da Sequncia Metaultramfica do contato. Outra caracterstica observada foi a

colorao da grama, que na Sequncia ultramfica se encontra mais adensada e de cor

verde mais forte.

Figura 4.5.3: Processo de alterao qumica e pedognese das SequnciasMetasedimentares (Ponto 96UTM 401428/7733463)

A petrografia das rochas dessa rea mostrou que tratam-se de clorita xistos, com

geothita e turmalina subordinados, com evidncias de recristalizao dinmica e

milonitizao. Essa evidncia forte de cisalhamento presente principalmente na lmina

G6P52, que fez com que a falha de empurro do contato entre a Sequncia

Metasedimentar e a Sequncia Metaultramfica fosse extendido para sul, dentro do

domnio sedimentar.


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No afloramento do ponto 46 foram observadas dobras de pequeno porte, dentro

dessa Sequncia, tinham eixo aproximadamente vertical e afloravam num dos afluentes

do Crrego Caxambu, como pode ser observado na Figura 4.5.4. Nesse afloramento foi

tambm observada dentro dessa sequncia de dobras, a presena de dobras de arrasto,

como j discutido no captulo estrutural.

Figura 4.5.4: Dobra na sequncia metasedimentar, prximo a feies de dragfolds, descritas no captulo de estrutural. (Ponto 46UTM 402428/7734090)

4.6. Domnio do GranitidePontos: 29, 30, 31, 32, 33, 63, 64, 65, 66, 67, 69, 70, 72, 74, 76, 80, 81, 82, 141,

143, 144, 146, 147

O Domno Granitide perfaz cerca de 20 a 30% da rea de mapeamento, se

concentrando na rea central a central-oeste, entre UTM 404000 a 406000

aproximadamente no sentido leste oeste e uma continuidade aproximadamente

constante no sentido norte-sul. O contato com os outros domnios e sequncias

tectonicamente discordante, com evidncias fortes de cisalhamento e cavalgamento

de leste para oeste, como foi observado no captulo estrutural e ser mais

detalhadamente discutido adiante. Ferrari (1996) classifica essa litologia como

Granitides do Grupo Ribeiro Araras.

O afloramento melhor preservado e que pde fornecer as melhores e mais

confiveis informaes sobre o litotipo foi o do ponto 67, Figura 4.6.1. A

composio dessa rocha um chl-qtz xisto milonizado, de granulao grossa do

quartzo em matriz fina. Apesar de a composio no mostrar claramente ser uma

rocha de composio granitoide, sabemos pelo estudo da geologia regional que


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trata-se disso e a concluso a que chegamos que o plagioclsio j foi cominudo ou

quebrado no metamorfismo de baixo grau, fcies xisto verde, e os minerais mficos

subordinados foram cloritizados.

Figura 4.6.1: Afloramento-tipo da litologia do granitide. (Ponto 67 UTM

404793/7733183)

Os indicadores cinemticos desse milonito mostram deformao cisalhante com

topo para E-NE, mostrando a direo do movimento do encaixe desse corpo. O

movimento cisalhante, causador dessa deformao descrita, tambm responsvelpela segregao da clorita dentro dos planos de fraqueza do movimento, ou seja, nas

falhas de regime mais dctil a dctil-rptil, como pode ser observado na Figura 6.2.

Essa acumulao em faixas, dentro de um perfil mais intemperizado, pode ser

confundida com uma intruso, uma vez que a alterao da clorita deixa o perfil com

cor vermelha escura, contudo essas semelhanas se restringem somente a cor.


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Figura 4.6.2: Faixa de acumulao de clorita nas zonas de fraqueza, durante ocisalhamento. (Ponto 65UTM 404668/7733211)

Nos perfis mais alterados desse litotipo, que aparecem com mais frequncia

dentro de ravina e voorocas, observado sequencias de rochas foliadas, levemente

crenuladas, com muito quartzo, alternando em nveis mais avermelhados e mais

esverdeados, de acordo com a alterao e quantidade modal da clorita. Uma

caracterstica interessante desses perfis que esto povoados de demoseilles dequartzo, fruto da eroso diferencial do quartzo com relao a matriz cloritizada, o

que pode ser distintivo em alguns casos (Figura 4.6.3).

Figura 4.6.3: Alterao do litotipo do granitide, Chl d cor avermelhada. (Ponto

29UTM 404694/7734719)


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Conforme se desloca pra leste, percebe-se que as rochas se tornam cada vez mais

cislhadas, mais milonitizadas, com a foliao mais evidente e a granulao menor,

indicando uma evoluo do cisalhamento e a proximidade da falha. No contato leste,

so encontradas rochas ultramilonitizadas, que j em nada se parecem com as rochas

discutidas anteriormente. Em campo so xistos muito finos, lembrando filitos, de

alternncia de nveis mais avermelhados e nveis esbranquiados de espessura

milimtrica, podendo ser confundidos com os filitos e xistos vulcanosedimentares.

Em Lamina, G6P74, essa alternncia marcada pela presena de quartzo

extremamente recristalizado segregado da clorita, que se apresenta alterada para

geothita e hidrxido de ferro, o que atribua a cor vermelha rocha alterada. A

presena desse litotipo ultramilonitizado permitiu a interpretao de um contato de

falhamento cisalhante de cavalgamento de oeste para leste, como mostrado pelos

indicadores cinemticos.

Encaixadas com esse litotipo, no se sabe se por contato tectnico, entretanto

provvel que seja, esto as rochas ultramfica serpentinizadas, as quais foram

podem ter sido colocadas junto com o granitide durante o cavalgamento.

5. Captulo Especfico: Sequncia de cromititos podiformes no Greenstone

Belt de Pinhu

5.1. Introduo

Um complexo se refere reunio ou mistura de duas ou mais classes genticas

de rochas em um nico nicho estratigrfico. Trata-se de uma associao que apresenta

estruturas bastante complicadas a ponto de tornar a compartimentao das litologias deextrema dificuldade. Apesar de no hierarquizada, o complexo, como unidade

litodmica, comparvel ao conceito de sute e de supersute. Com o avano dos

conhecimentos geolgico-estratigrficos da rea, um complexo tende a ser desdobrado

em unidades formais melhor definidas. Os complexos so muitas vezes designados por

nomes regionais de sua ocorrncia, como o Complexo Mfico-Ultramfico de Piumh,

cujas especificidades originaram este captulo (Ferreira Filho, 1992).

Para compreender melhor acerca do Complexo Mfico-Ultramfico de Piumh,vamos tratar dos ofiolitos, os quais representam uma associao de rochas ultramficas,


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mficas e uma cobertura sedimentar, sendo esta relacionada crosta ocenica (Bizzi et

al., 2001). Considerando isso se v do topo para a base:

Rochas sedimentares qumicas (sedimentos ricos em mangans e formaes

ferrferas) ou terrgenas, como turbiditos, sendo estas relacionadas a um

ambiente marinho profundo;

Complexo vulcnico mfico, constitudo por basaltos almofadados tholeiticos;

Enxames de diques mficos, que cortam os derrames sobrejacentes, de

composio tholeitica e outras de diques de diabsio;

Complexo Mfico Plutnico, constitudo por rochas gabricas, as quais podem

ser acamadadas, sendo associadas aos cumulatos mfico-ultramficos (cromita +

plagioclsio + clinopiroxnio), presentes na base da unidade. Concomitante aos

corpos mficos esto os corpos intrusivos de composio

plagiograntica (diorito a tonalito);

Complexo Ultramfico de composio relativa a um manto mais profundo, como

harzburgito, lherzolito e dunito, e geralmente serpentinizados.

Figura 5.1.1- Seo ofioltica evidenciando a distribuio dos principais

depsitos minerais (FONTE:)


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Os ambientes de gerao de ofiolitos, por serem distintos, so os responsveis

pela grande variedade de estruturas internas, empilhamento estratigrfico e razes

geoqumicas. No geral, os ofiolitos tm sua formao durante diferentes estgios do

Ciclo de Wilson, e depois, devido ao de processos orogenticos, acrescionrios

ou colisionais, num processo denominado obduco, so incorporados nas margens

continentais.

Dentre os principais ambientes produtores de crosta ocenica esto as dorsais

meso-ocenicas, bacias de arcos-de-ilha juvenis, bacias de ante-arco e retro-arco. Isto

resulta em diferentes tipos de ofiolitos, assim suas classificaes esto relacionadas ao

ambiente de formao (Figueiredo, 2001).

Ofiolitos do tipo MOR (mid ocean ridge), originados em dorsais meso-

ocenicas, possuem caractersticas geoqumicas semelhantes aos MORB (mid

ocean ridge basalt), cristalizao inicial de plagioclsio e manto residual

lherzoltico-harzburgtico;

Ofiolitos do tipo SSZ (supra-subction zone), tm sua origem acima de zonas de

subduco intra-ocenica e possuem caractersticas geoqumicas de arcos de

ilhas, com cristalizao inicial de clinopiroxnio e manto residual harzburgtico.

O ofiolito SSZ difere do MORB nas seqncias mantlicas, na presena mais

comum de depsitos de cromita podiforme e na cristalizao de clinopiroxnio anterior

ao plagioclsio, refletindo a abundncia de wehrlito relativamente ao troctolito na

seqncia cumultica. A maioria dos mais bem preservados ofiolitos nos cintures

orognicos do tipo ZSS (Pearce, 1984).

Economicamente, um depsito mineral se forma quando os processos geolgicos

concentram minerais de minrios numa quantidade que exceda os teores de corte. As

condies de estabelecimento de tais depsitos devem seguir certos parmetros fsico-qumicos inerentes sua formao. A atuao destes parmetros fsico-qumicos nunca

deve ser feita individualmente, pois estes esto sempre associados uns aos outros, o que

torna muito difcil a realizao experimental em um laboratrio - o tempo das reaes

geolgicas muito longo, dificultando testes experimentais.

A presso e a temperatura influenciam diretamente nas paragneses minerais e,

conseqentemente, nos depsitos de minerais metlicos. A temperatura estabelece as

paragneses minerais dos depsitos. Concomitante a isso, as presses litostticas,fluidas e dirigidas influenciam na fase slida.


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A fugacidade do oxignio (O2) e do enxofre (S2) e o pH das solues tambm

influenciam diretamente na natureza dos depsitos. primeira, atribui-se a presso de

vapor agindo nas paragneses metlicas que contenham xidos e sulfetos. Como o

oxignio mais abundante na natureza, sua fugacidade mais relevante na formao de

tais depsitos. segunda, atribui-se as condies de pH neutro ou levemente cido

como principal geradora de depsitos. A variao do pH relativa temperatura, mais

uma vez confirmando a associao dos processos.

O tempo o parmetro mais difcil de ser representado, pois ele inerente aos

outros processos. Quando submetidas s condies fsico-qumicas citadas

anteriormente, o tempo coaduna e estabelece o que e como tais rochas ou depsitos

sero formados. Assim, ele vem sendo abordado pelos gelogos por modelagem de

depsitos geoqumica e isotpica (Choudhuri, 1997).

Seguindo esses parmetros, temos que evidenciar as caractersticas geolgicas dos

depsitos minerais em funo de sua forma e arcabouo geolgico. Tais parmetros so

estabelecidos a partir de caractersticas em comum que estabeleam um critrio de

classificao. Em relao forma de um depsito, eles podem ser classificados como:

Disseminados: minerais de minrios dispersos e com baixos teores num

grande corpo rochoso;

Confinados: minerais de minrios concentrados num pequeno volume do

total da rocha;

Discordantes: mais jovens que as rochas hospedeiras (exemplos: veios e

stockworks);

Concordantes: possuem sempre direo paralela ao acamamento ou outra

estrutura da rocha hospedeira, formando depsitos lenticulares, em funo de

alguma atividade tectnica, ou tabulares, conhecidos tambm como

depsitos estratiformes.

O arcabouo geolgico dos depsitos minerais estabelecido em funo das

escalas adotadas, variando desde uma cadeia montanhosa at o nvel de escala do

mapeamento pimhui mg brasil unicamp

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