Mapeamento das práticas de leitura dos alunos do 1°e 2º ano da Escola EMPGBR - Contagem/MG
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
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CHIARINI, A.P.; SCHORCHER, J. H. D., 2001, Geologia da Poro Basal do
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FERRARI, M.A.D.F.Aspectos tectono-estruturais do greenstone belt de Pinhui-MG,
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1996.
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1980. Anais... Balnerio de Cambori, SBG, v. 5, p. 2906-2917.
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SANTOS NETO, A. DOS; PALMEIRA, R. C.; PIRES, J. L.; TEIXEIRA, W.;
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VALERIANO, C.M., DARDENNE, M.A., FONSECA, M.A., SIMES, L.S.A., SEER,
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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