Geologia Regional a VII

Sumário

Geologia Regional

1. Província Tocantins .............................................................................................................................. 2

1.1. Faixa de Dobramentos Brasília ............................................................................................................. 2

2. Contexto Geológico Local: Geologia da porção Setentrional da Faixa Brasília relacionada à região

de Natividade, TO ......................................................................................................................................... 4

2.1. Embasamento ................................................................................................................................ 4

2.1.1. Arco Magmático de Goiás .................................................................................................... 4

2.1.2. Terreno Almas-Dianópolis .................................................................................................... 5

2.1.3. Terreno Jaú-Cavalcante ....................................................................................................... 7

2.1.3.1. Formação Ticunzal ........................................................................................................... 7

2.1.3.2. Suíte Aurumina .................................................................................................................. 8

2.1.3.3. Granitos Anorogênicos e Suíte Pedra Branca .................................................................. 8

2.2. Sequências Supracrustais .............................................................................................................. 9

2.2.1. Grupo Araí ............................................................................................................................ 9

2.2.2. Grupo Natividade ................................................................................................................ 10

2.2.3. Grupo Serra da Mesa .......................................................................................................... 13

2.2.4. Grupo Paranoá ................................................................................................................... 13

2.2.5. Grupo Bambuí ..................................................................................................................... 14

2.3. Coberturas Fanerozóicas ............................................................................................................. 15

2.3.1. Bacia do Parnaíba .............................................................................................................. 15

2.3.2. Bacia Sanfranciscana ......................................................................................................... 15

3. Referências Bibliográficas .................................................................................................................. 16

Projeto Natividade – Área VII Geologia Regional

Trabalho Final de Mapeamento Geológico - 2012 Página 2

Geologia Regional

A área estudada por este projeto localiza-se ao sul do estado do Tocantins sobre o

arcabouço geológico da Província Tocantins, mais especificamente no contexto da zona externa

da Faixa Brasília Setentrional. Os terrenos são compostos por rochas de embasamento

Arqueano/Paleopróterozóico e sequências de rochas supracrustais metamorfizadas com idades de

paleo à neoproterozóicas.

1. Província Tocantins

Definida por Almeida et al.(1977), a Província encontra-se na porção central do Brasil e é

uma das 10 Províncias Estruturais Brasileiras caracterizadas pelas largas regiões geológicas

naturais que apresentam feições estratigráficas, tectônicas, magmáticas e metamórficas próprias e

diferentes das apresentadas pelas províncias confinantes (Schobbenhaus & Brito Neves, 2003).

Consiste em um orógeno desenvolvido pelas colisões entre os Crátons Amazônico, São

Francisco e o Bloco Paraná, representando uma evidência do Ciclo Orogênico Brasiliano, na

amalgamação do Gondwana Ocidental (Trompette, 1994). A maior estrutura relativa a este

evento é o Lineamento Transbrasiliano que cruza toda a região (Cordani et al., 2000).

Esta província é constituída por três faixas dobradas Neoproterozóicas: a Faixa Araguaia,

a noroeste, limitada pelo Cráton Amazônico; a Faixa Paraguai, a sul, também limitada pelo

Cráton Amazônico; e a Faixa Brasília, a leste, limitada pela borda do cráton São Francisco e

onde esta inserida a área de estudo (Figura 1).

1.1. Faixa de Dobramentos Brasília

A Faixa Brasília, representada pela porção leste da Província Tocantins, estende-se por

mais de 1000 km preferencialmente na direção N-S ao longo da margem oeste do Cráton São

Francisco. É dividida em segmento Setentrional e Meridional por um lineamento WNW-ESE,

denominado Sintaxe dos Pirineus (Figura 1).



Figura 1: Esboço tectônico da Província Tocantins. Adaptado de Pimentel & Botelho, 2001



A Faixa de Dobramentos Brasília mostra maior deformação e grau de metamorfismo de

leste para oeste, representando uma clara vergência da faixa em relação ao Cráton São Francisco

(Fonseca et al., 1995; Dardenne, 2000), justificando sua divisão em porções interna, externa e

zonas cratônicas, separadas por grandes falhas regionais N-S (Dardenne, 1978; Fuck et al., 1994,

2005).

No segmento Meridional é possível observar uma intensa deformação, metamorfismo,

com os sistemas de nappes e empurrões que envolveram metassedimentos indicando transporte

de grande magnitude, da ordem de dezenas a centenas de quilômetros. A deformação na porção

Meridional da Faixa mostra uma compressão SW-NE, seguida de um transporte SE marcado por

zonas de cisalhamento sinistrais regionais mostrando a mesma orientação (Seer, 1999; Valeriano

et al., 1997; Araújo Filho, 1999).

No segmento Setentrional grandes áreas de unidades sedimentares não foram, ou foram

muito pouco metamorfizadas, mantendo suas relações estratigráficas bem preservadas. Isto se

deve ao posicionamento do embasamento granito-gnáissico em níveis mais elevados da crosta,

oque fez com que esse, se comportasse como um bloco rígido frente a deformação imposta

durante a colisão. O segmento Setentrional mostra baixa deformação com vergência para NW-

SE.

2. Contexto Geológico Local: Geologia da porção Setentrional da Faixa

Brasília relacionada à região de Natividade, TO

2.1. Embasamento

2.1.1. Arco Magmático de Goiás

Arco Magmático de Goiás é constituído por sequências vulcanossedimentares associadas

a ortognaisses tonalíticos e graníticos, formando um extenso terreno neoproterozóico na porção

noroeste da Faixa Brasília, limitando-se com o Maciço de Goiás pelas falhas Rio dos Bois,

Mandinópolis e Moiporá-Novo Brasil.



O arco foi formado entre 900 Ma e 520 Ma por acresção crustal de sistemas de arcos de

ilha intraoceânicos à margem oeste do Cráton São Francisco-Congo (Pimentel et al., 2000) .

Possui dois seguimentos com orientações distintas: o meridional e o setentrional. O seguimento

meridional com orientação NW é conhecido como Arenópolis e o outro, com orientação NE, é

denominado de Mara Rosa.

Grande parte das rochas do Arco Magmático de Goiás foram metamorfizadas em fácies

xisto verde à anfibolito durante a orogênese do Brasiliano. Os terrenos do Arco Magmático

possuem granitos sin, tardi e póstectônicos. Os granitos da fase sin-tectônica são ortognaisses

cálcicos a cálcico-alcalinos, intensamente deformados, denominados Ortognaisses Oeste de

Goiás (Pimentel & Fuck, 1992). Os granitos de fases tardi a pos-tectônicos são alcalinos de Alto-

K, representados pelas suítes do Rio Caiapó, Santa Tereza e Faina. Intercalados aos ortognaisses,

as sequências metavulcanossedimentares representam as bacias marginais dos arcos, com idade

entre 890 e 600 Ma.

A evolução tectônica do arco foi sintetizada por Fuck et al. (1994) em sete estágios. 1.

Formação de sistemas de ilhas oceânicas entre 890-800 Ma; 2. Intrusão das séries inferiores dos

complexos máficos e ultramáficos acamadados de Niquelândia, Barro Alto e Cana Brava,

associados a um rifte continental localizado em ambiente de back arc em 800 Ma; 3.

Metamorfismo de alto grau que registra a colisão em 770-760 Ma entre a porção norte do arco e

a borda oeste do “continente” São Francisco; 4. Período de quiescência (inatividade) ígnea entre

760-680 Ma; 5. Período de intensa atividade ígnea e tectônica, com alojamento de inúmeros

corpos tonalíticos, granodioríticos, graníticos e corpos máficos-ultramáficos diferenciados, entre

670-600 Ma; 6. Pico do metamorfismo Brasiliano entre 630-600 registrado em todas as rochas da

Faixa Brasília; e por fim, 7. Soerguimento regional e magmatismo bimodal tipicamente pós-

orogênico após 600 Ma.

2.1.2. Terreno Almas-Dianópolis

Inicialmente incluso no chamado de Maciço Goiano (Berbet, 1980; Almeida et al., 1981;

Danni et al., 1982), as unidades geológicas ao sul do estado do Tocantins, na região de Almas-

Dianópolis, são constituídas por complexos granito-gnáissicos, parcialmente contornadas por



estreitas faixas de sequências vulcanossedimentares (Costa et al., 1976; Costa, 1984; Cruz &

Kuyumjian, 1998) e cobertas por metassedimentos proterozóicos (Cruz & Kuyumjian, 1999).

Os complexos granito-gnáissicos contêm abundantes enclaves de anfibolitos e xistos

máficos (Cruz & Kuyumjian 1998) e restritos enclaves de gnaisses, mica xistos com cianita e

gnaisses granulíticos (Costa 1984). A ocorrência de enclaves de granulitos e de gnaisses com

minerais aluminosos nos complexos granito-gnáissicos sugere a presença de crosta siálica antiga

(Cruz & Kuyumjian 1999). Estes complexos foram divididos, no Grupo Riachão do Ouro, em

duas suítes de corpos granitóides intrusivos distinguíveis pelo tipo e abundância de minerais

máficos (Cruz 1993, Cruz & Kuyumjian 1996). A Suíte l é composta por tonalito, granodiorito,

trondhjemito, quartzo-monzodiorito e quartzo-diorito ricos em anfibólio, enquanto que a Suíte 2

compreende tonalito, trondhjemito, granodiorito e monzogranito pobres em minerais máficos,

sendo a biotita o dominante (Cruz & Kuyumjian, 1998). Ambas as suítes possuem características

químicas de granitoides de arco magmático, sendo classificadas como suítes TTG de baixo e alto

Al2O3, respectivamente (Cruz & Kuyumjian 1996).

A sequência vulcanossedimentar, ou greenstone belt, coberta por metassedimentos

recebeu a denominação de Grupo Riachão do Ouro (Costa, 1984). Este grupo foi subdividido em

duas sequências de rochas supracrustais. A unidade basal, chamada Córrego do Paiol, é

composta por derrames basálticos localmente almofadados e com raros basaltos komatiíticos. A

unidade de topo, composta por uma sequência de filitos sericíticos com camadas carbonáticas e

intercalações de formações ferríferas, quartzitos ricos em magnetita, turmalina quartzitos,

metacherts e metaconglomerados, é chamada Formação Morro do Carneiro (Cruz & Kuyumjian,

1988; 1999). Ambas as sequências foram afetadas por metamorfismo de baixa a média pressão e

temperaturas variáveis de fácies xisto-verde a anfibolito.

A Evolução Geológica destes terrenos granito-greenstone pode ser brevemente explicada

pela deposição da sequência greenstone belts (iniciada com os derrames basálticos da Formação

Córrego Paiol e a deposição dos sedimentos da Formação Morro do Carneiro), seguida pelo

evento tectônico Dn (geração de dobras apertadas e rochas de fácies xisto verde a anfibolito). Por

fim, A intrusão dos granitóides (Suites 1 e 2) foi sincrônica ou tardia em relação ao evento Dn

(Cruz & Kuyumjian, 1999).



2.1.3. Terreno Jaú-Cavalcante

2.1.3.1. Formação Ticunzal

Definida na região de Cavalcante (GO) por Barbosa et al. (1969) e Marini et al. (1978) e

posteriormente revisada por Fernandes et al. (1982), a Formação Ticunzal é formada por rochas

metassedimentares deformadas que estão inseridas no contexto do embasamento da Faixa

Brasília e distribuída por uma grande área no nordeste de Goiás e sudeste do Tocantins.

Como destacado anteriormente, a Formação Ticunzal é intrudida pelos granitos

peraluminosos da Suíte Aurumina, datados (U-Pb em zircões) com idades entre 2,12 e 2,17,

sendo possível apenas afirmar sua natureza paleoproterozóica ou mais antiga. Dados de Sm-Nd

sugerem idades modelo TDM entre 2,7 e 2,8 Ga, indicando que os sedimentos formadores do

protólito são provenientes de fontes arqueanas (Botelho & Portela, 2005).

A Formação Ticunzal é subdividida em duas litofácies: paragnaisse e xisto (Alvarenga et

al, 2006). A primeira, na porção basal, é constituída por paragnaisses retrometamórficos que

passam gradualmente à segunda litofácies, composta por xistos grafitosos e, no topo, o biotita

xisto feldspático intercalado por grafita xistos (Marques, 2010). Na paragênese retrometamórfica

apenas a grafita permanece inalterada (Botelho & Portela, 2005).

Na fácies paragnaisse (Alvarenga et al, 2007) os paragnaisses apresentam bandamento

milimétrico a centimétrico, podendo apresentar fenoclastos de feldspato. Podem estar

migmatizados e milonitizados. As bandas claras são ricas em quartzo e feldspato (caulinita

quando alterado), enquanto as bandas escuras são ricas em biotita com eventuais granadas e

silimanitas, contendo ainda lamelas de grafita e carbonato (Marques, 2010).

A fácies xisto é formada por grafita xistos, biotita xistos feldspáticos, sillimanita-grafita-

granada-biotita xistos e granada-biotita xistos com grafita disseminada, sendo o grafita xisto a

rocha mais característica da Formação, caracterizada pela granulação fina e textura

lepidoblástica, contendo quartzo, clorita e biotita reliquiar. A mineralogia comum aos xistos da

Formação Ticunzal é constituída por grafita + silimanita+ granada, compondo uma paragênese

característica de fácies anfibolito (Marques, 2010).



O protólitos são basicamente pelíticos, ocorrendo também xistos e paragnaisses de

origem psamítica (grauvacas ou arcóseos). A presença de grafita inalterada, porfiroblastos de

granada parcialmente preservados e prováveis pseudomorfos de aluminossilicatos indicam

condições de fácies anfibolito médio (Botelho & Portela, 2005).

2.1.3.2. Suíte Aurumina

A Suíte Aurumina, anteriormente englobada ao Complexo Granito-Gnaisse, compreende

um extenso terreno de granitos peraluminosos intrudidos nos xistos grafitosos da Formação

Ticunzal durante a colisão paleoproterozóica no Evento Transamazônico (2,2 a 2,0 Ga), gerando

importantes depósitos minerais (Au, EGP, Sn, Ta e U). É composta por muscovita

monzogranitos, muscovita-biotita monzogranitos, tonalitos, biotita sienogranitos, leucogranitos

portadores de turmalina (3-5%) e pegmatitos (Botelho et al., 1999).

As fácies petrográficas da Suíte Aurumina têm feições mineralógicas e químicas

caracterizadas por muscovita magmática com TiO2 entre 0,8 e 1,5% em equilíbrio com biotita,

ISA>1,1 (indicativo de granitos peraluminosos e tonalitos) e são interpretadas como sendo sin a

pós-tectônicos, derivados de fusão crustal. A derivação crustal da Suíte Aurumina é indicada

pela presença de muscovitas e granadas ígneas, pela natureza peraluminosa das rochas, o

enriquecimento em P, Th, Rb, Li e Ta, e o intenso fracionamento de ETR (La/Yb)N>50 (Botelho

et al, 1999).

Datações U-Pb de zircões sugerem idades entre 2,12 e 2,17 Ga para os granitos da Suíte

Aurumina. Estes granitos intrudem xistos grafitosos e paragnaisses de idades paleoproterozóica

da Formação Ticunzal. Estas idades, a natureza peraluminosa da suíte, as relações geológicas e

geotectônicas com a Formação Ticunzal e a ocorrência de migmatitos e xenólitos portadores de

grafita, permitem sugerir que esta sequencia metassedimentar poderia ser uma possível fonte dos

magmas da Suíte Aurumina (Botelho et al., 1999).

2.1.3.3. Granitos Anorogênicos e Suíte Pedra Branca

Os primeiros trabalhos sobre os granitos anorogênicos da província estanífera de Goiás

deve-se a Barbosa et al. (1969), seguidos pelos trabalhos de Marini et al. (1974; 1976), Fuck &



Marini (1978; 1981), Marques et al. (1973), Araújo & Alves (1979), Padilha & Laguna (1981),

Marini & Botelho (1986) e Pimentel (1991b; 1999).

As feições químicas e tectônicas, aliadas as semelhanças geocronológicas com Grupo

Araí, indicam uma granitogênese anorogênica relacionada a um ambiente extensional

intracontinental (Pimentel et al, 1991). As intrusões graníticas formam dois grupos de rochas de

idade(s) neoproterozóica a mesoprotezóicas com características químicas e cronológicas

diferentes: a Subprovíncia Rio Tocantins, a oeste, e a Subprovíncia Rio Paranã, a leste, sendo

nesta ultima, identificadas duas famílias de granitos, as quais se sugeriu a denominação de G1 e

G2.

As rochas englobadas no grupo G1 são mais antigas, com idade (U-Pb em zircão) de 1,77

Ga (Pimentel et al, 1991). As rochas do grupo G2, mais jovens, datam (U-Pb em zircão) em

torno 1,6 Ga (Pimentel et al, 1999) e possuem caráter metaluminoso a peraluminoso e são

frequentemente associados aos depósitos de estanho e índio (Pimentel et al, 1999).

A Suíte Pedra Branca, insere-se neste contexto, apresentando idades entre 1,77 e 1,74 Ga,

afinidade rapakivítica e variações de fácies metaluminosas à peraluminosas, mineralizadas em

estanho (Alvarenga et al., 2007). Representando os mais importantes depósitos da Província

Estanífera de Goiás. Assim, após revisões, os granitos g1 e g2 de Botelho et al., (1993),

abordados também em Botelho & Moura (1998), Liverton & Botelho (2001), Pimentel et al.

(2000), Pimentel & Botelho (2001) e Lenharo et al. (2003), estão sendo denominados de granitos

pb1 e pb2, incluídos nesta suíte distribuída na região nordeste de Goiás pelos maciços Pedra

Branca, Mocambo, Mangabeira, Serra do Mendes, Sucuri e Soledade, bem como por intrusões

menores e diques porfiríticos, alguns com dezenas de metros de espessura, distribuídos nos

terrenos da Suíte Aurumina (Alvarenga et al, 2007).

2.2. Sequências Supracrustais

2.2.1. Grupo Araí

O Grupo Araí é representado por uma sequência sedimentar espessa (aproximadamente

1500 metros) de natureza cárstica e pelítica associada a ambiente de rifte, que se depositam em



inconformidade angular e erosiva sobre unidades do embasamento granito-gnáissico de

Cavalcante-Dianópolis, sobre a Formação Ticunzal e sobre os granitos estaníferos da

subprovíncia Rio Paranã. Ao norte da Faixa Brasília ocorre o Grupo Natividade que apresenta

similaridades ao Araí.

O Grupo Araí pode ser subdividido em Formação Arraias, na base, e Formação Traíras,

no topo. A primeira consiste em um pacote espesso de quartzitos formados por unidades

conglomeráticas, intercaladas com metassiltito e rochas metavulcânicas ácidas e intermediárias

associadas na base da unidade. A segunda consiste de sedimentos pelíticos com camadas de

quartzitos e carbonatos.

O vulcanismo ácido da base da Fm. Arraias foi datado (U/Pb em zircões) em 1771 ± 2

Ma e estabeleceu o limite para o início da sedimentação (Pimentel et al,, 1991).

Os granitos estaníferos da subprovíncia Rio Paranã são interpretados como

contemporâneos as rochas metavulcânicas basais do Araí (Marini, Botelho, 1986), com idades

U/Pb de 1769 ± 2 Ma (Granito Soledade) e 1767 ± 10 Ma (Granito Sucuri).

2.2.2. Grupo Natividade

O Grupo Natividade é composto por uma sequencia metassedimentar distribuída na área

de estudo sustentando serras de orientação NNE (Serras de Natividade, Santa Clara, Vaca Brava,

Palmeira e Fonuosa), onde existem excelentes exposições. Este grupo foi dividido em quatro

formações: Santa Clara, Mato Virgem, Córrego Fundo e Jacuba (Figura 2).

A sequência metassedimentar referida está inserida no contexto do desenvolvimento do

rifteamento na transição Paleo - Mesoproterozóica e correlacionada ao Grupo Araí (Pimentel et

al., 1991 apud Saboia, 2009, p. 31.). Recobre gnaisses tonalíticos e granitos paleoproterozóicos

através de discordâncias angulares e erosivas. Suas rochas foram intensamente cisalhadas

dextralmente na direção nordeste, caracterizando milonitização, dobramentos e desenvolvimento

de metamorfismo de fáceis xisto verde baixo, no final do Ciclo Brasiliano (Pimentel et al., 1991

apud Saboia, 2009, p. 31.)



Figura 2: Coluna estratigráfica do Grupo Natividade. Modificado por Saboia, 2009 de Gorayeb

et al., 1988

A idade das rochas do Grupo Natividade ainda é desconhecida devido a ausência de

rochas vulcânicas. Dados em Pb/Pb de zircão detrítico definiram um limite mínimo de 1779 ± 6

Ma para deposição dos sedimentos do Grupo Natividade. Isto permite correlacionar o grupo às

porções superiores do Grupo Araí que ocorrem na porção sul e sudoeste dos terrenos de

Natividade, com idades (U/Pb em zircões) de 1771 ± 2 Ma. O que sugere um ambiente de pos-

rift, relacionado aos eventos de tafrogênese no período Estateriano (final do Paleoproterozóico).

As rochas são intrudidas por um único corpo ígneo (Silva et al., 2003), classificado como

subvulcânico de composição andesítica e andesito-basáltica, no qual datação Pb/Pb mostrou

idades de 616 ± 6 Ma.

As rochas do Grupo Natividade foram descritas segundo Saboia (2009), em oito unidades

metassedimentares. Da base para o topo, a primeira unidade é composta por metadolomitos

cinzas e maciços que passam para metassiltitos de cor esverdeada, com espessura total de 250m.

Estes sedimentos repousam discordantemente sobre o embasamento gnáissico arrasado.



A segunda unidade, com espessura de 300 a 400m, é composta por quartzitos de cor

branca com intercalações de metaconglomerados oligomíticos e intraformacionais na parte

superior, que sustentam as serras orientadas na direção NNE.

A terceira unidade, com espessura de 250 a 400m, é constituída por metadolomitos

cristalinos de cor cinza claro a rosado, maciços, apresentando laminações e por vezes

estratificações. Mostram em sua porção superior uma importante intercalação (15 a 20 m de

espessura) de metacalcários cinza escuro, laminados e microcristalinos e apresentam espessas

intercalações de calcários oolíticos cinza claro e cristalinos.

As rochas da quarta unidade, com espessura estimada de 150 a 250m, são compostas por

metassiltito laminados, com bandas esbranquiçadas de silte e bandas esverdeadas de argila,

intercalados com quartzitos brancos, cinzas e rosados, de granulação fina (localmente grossa),

que geralmente sustentam as regiões de maiores altitudes, e lentes de metadolomitos de cinza

claro a rosado, laminados e localmente com estromatólitos colunares.

A quinta unidade, com espessura estimada de 250m, aflora na grande estrutura sinclinal

localizada a sudeste da cidade de Pindorama. É constituída predominantemente por quartzitos

com níveis foliados e raras intercalações de metapelitos. Na base da unidade estes quartzitos

apresentam-se feldspáticos, grossos, podendo chegar a microconglomeráticos.

A sexta unidade, com espessura estimada de 200 m, é representada predominantemente

por metassiltitos esverdeados, intensamente microdobrados, com intercalações de quartzitos e

lentes de metadolomitos branco a cinza rosado, com granulação fina e intensa silicificação, que

constituem morros.

A sétima unidade, com espessura da ordem de 200 m, é constituída por quartzitos de cor

branca a marrom escuro, finos a médios, feldspáticos, com estratificações plano-paralelas e

cruzadas, com intercalações de quartzo clorita xisto, podendo ser maciço, e metassiltitos

laminados extremamente microdobrados.

A unidade 8, com espessura mínima estimada de 200m, é composta por metassiltitos

foliados, dobrados. Geralmente ocupam áreas de relevo arrasado, afetadas por intensa alteração



laterítica. Ao norte, a unidade está recoberta por coberturas fanerozóicas da Bacia do Parnaíba,

representadas pela Formação Pimenteiras e pelo Grupo Serra Grande, caracterizadas por solos de

coloração avermelhada.

2.2.3. Grupo Serra da Mesa

O Grupo Serra da Mesa engloba sequências de quartzito e micaxisto e estende-se da

porção norte da Faixa Brasília até a Sintaxe dos Pirineus, se correlacionando com os grupos Araí

e Araxá (Barbosa et al., 1969; Fuck e Marini, 1981; Marini et al., 1984).

A base do grupo é caracterizada por camadas de quartzito grosso e conglomerático,

passando para quartzitos de granulometria mais fina, laminados e ricos em muscovita. Os

micaxistos intercalados com os quartzitos contém paragênese característica de fácies anfibolito,

apesar da ocorrência de calcixistos e mármores nas porções superiores.

O Grupo Serra da Mesa não é intrudido pelos granitos Serra da Mesa, Serra do Encosto e

Serra Dourada. Estes foram classificados como granitos anorogênicos e datados (U/Pb e Pb/Pb)

entre 1,66 Ga e 1,58 Ga, sendo mais jovens que a sequencia sedimentar (Pimentel et al., 1991).

Contudo, o metasienito de Peixe intrude os micaxistos correlacionáveis do Grupo Serra da Mesa

e foi datado em 1,47 Ga (Rossi et al., 1996). A sequência metassedimentar do grupo Serra da

Mesa é sobreposta pelas sequências vulcanossedimentares de Palmeirópolis, Juscelândia e

Indaianópolis, datadas em 1.3 Ga (Araújo et al., 1995, Correia et al., 1999).

2.2.4. Grupo Paranoá

O Grupo Paranoá corresponde a uma sequência sedimentar composta por rochas

arenosas, pelíticas e carbonáticas que recobrem extensas áreas no segmento norte da Faixa

Brasília. Separa-se por uma inconformidade na base do Grupo Araí e no topo, do Grupo Bambuí.

A base do Grupo Paranoá é constituída pelo paraconglomerado São Miguel, depositado

sobre os sedimentos do Araí, seguidos por camadas de metarritmitos pelíticos, ricos em quartzo e

carbonato (Dardenne, 2000).



A porção superior é composta por pelitos, ritmitos e quartzitos. Ocorrem lentes de

calcários e estromatólitos dolomíticos que sugerem idade entre 1350 e 950 Ma. (Dardenne et al.,

1973).

2.2.5. Grupo Bambuí

O Grupo Bambuí é representado por uma sequência pelitocarbonatada com sedimentos

siliciclásticos neoproterozóicos no topo que recobre o Cráton São Francisco e parte da Faixa

Brasília na região do Brasil Central.

Dardenne (1978) propôs a seguinte divisão estratigráfica para o Grupo Bambuí, da base

para o topo:

Formação Sete Lagoas, composta de uma sequência de rochas margosas e pelíticas, com

intercalações de lentes calcárias e dolomíticas que apresentam estruturas estromatolíticas.

Formação Serra de Santa Helena, compreendendo siltitos e folhelhos com intercalações

de arenitos finos e lentes de calcários. O contato com a Formação Sete Lagoas é concordante,

comumente gradacional e localmente abrupto.

Formação Lagoa do Jacaré, representada pela alternância de siltitos e margas com lentes

de calcários oolíticos e pisolíticos, cinza escuros, fétidos e cristalinos. O contato com a Formação

Serra de Santa Helena é concordante e gradacional.

Formação Serra da Saudade, composta de folhelhos, argilitos e ritmitos finos que gradam

para siltitos feldspáticos ou arcoseanos em direção ao topo da unidade. Apresentam também

lentes de fosforitos, carbonatos e margas. Alvarenga & Dardenne (1978), com base em estudos

realizados na Serra de São Domingos, invertem o posicionamento estratigráfico da Formação

Serra da Saudade (Branco & Costa 1961) colocando esta formação abaixo dos sedimentos

siliciclásticos da Formação Três Marias.

Formação Três Marias, compreende a unidade siliciclástica que representa o topo do

Grupo Bambuí, sendo composta por arcóseos e siltitos que se sobrepõem concordantemente à

seqüência pelítica inferior.



2.3. Coberturas Fanerozóicas

2.3.1. Bacia do Parnaíba

A Bacia do Parnaíba abrange os estados do Piauí, Maranhão, Tocantins, Pará, Ceará e

Bahia. A bacia é composta por sequências sedimentares predominantemente siliciclásticas,

ocorrendo eventuais calcários, anidrita, sílex, diabásios e basaltos sobrepostos sobre o

embasamento de rochas metamórficas do Neocretáceo (Góes & Feijó, 1994).

A sequência sedimentar é formada pelos grupos Serra Grande, Canindé, Balsas, Mearim e

as formações Grajaú, Codó, Itapecurú, Urucuia e Areado (Tschiedel, 2004). Porém, apenas o

Grupo Canindé é relevante neste trabalho.

O Grupo Canindé é englobado pelas formações Pimenteiras, Cabeças, Longá e Poti, e

mantém contato direto com a Bacia Sanfranciscana. As formações Poti e Cabeças representam

pacotes sedimentares essencialmente arenosos, enquanto as formações Longá e Pitangueiras são

representadas por sedimentos pelíticos (Vitorello & Padilha, 1993).

2.3.2. Bacia Sanfranciscana

A Bacia Sanfranciscana corresponde aos sedimentos fanerozóicos da porção oeste do

Cráton São Francisco. Limita-se a oeste com as formação Grupo Bambuí e a zona externa Faixa

Brasília, a norte com a Bacia do Parnaíba e a sul e à leste pelas demais unidades do Cráton São

Francisco (Tschiedel, 2004).

A bacia é dividida em duas sub-bacias, separadas pelo Alto do Paracatu na porção

meridional: a Sub-bacia Abaeté, a sul e Sub-bacia Urucuia, no centro-norte. (Campos &

Dardenne 1997b).

A Bacia Sanfranciscana é dividida, da base para o topo, em: Grupo Santa Fé como

unidade basal (Campos & Dardenne,1994), seguido do Grupo Areado, Grupo Mata da Corda,

Grupo Urucuia e a Formação Chapadão (Tschiedel, 2004).

O Grupo Urucuia (Neocretáceo) é composto predominantemente por arenitos e engloba

as formações Posse e Serra das Araras. A Formação Posse representa a unidade basal,



subdividida nas fácies 1 e 2, e recoberta pela Formação Serra das Araras (Campos & Dardenne

1997a).

A fácies 1da Formação Posse é constituída por arenitos muito finos, finos, médios,

bimodais, com boa maturidade textural/mineralógica e bom selecionamento. Ocorrem lentes e

níveis de conglomerados médios a finos, com seixos do próprio arenito, quartzo de veio e

quartzitos associados a uma cimentação silicosa. A fácies 2 é constituída por arenitos brancos,

ocres, finos, argilosos ou não, bem selecionados e menos maturos que os da fácies 1 (Tschiedel,

2004).

A Formação Serra das Araras é formada por arenitos, argilitos e conglomerados com

coloração avermelhada, intercalados em bancos plano-paralelos de 0,5 a 2 metros. Os arenitos

são polimodais, silicificados, vermelhos com níveis amarelados. Os conglomerados são

vermelhos com seixo de quartzo, quartzitos, arenitos e feldspatos caolinizados. Ocorrem níveis

pelíticos, vermelhos e geralmente oxidados na porção superior da formação (Campos &

Dardenne 1997a).

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Geologia Regional a VII

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