Sergipe Geologia

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GEOLOGIA DO ESTADO DE SERGIPE

OEstado de Sergipe está localizado na regiãolimítrofe de três províncias estruturais definidas porAlmeida et al. (1977): a Província São Francisco, aProvíncia Borborema e a Província Costeira e Mar-gem Continental (figura 2.1).

A Província São Francisco corresponde, em ex-tensão e limites, ao Cráton do São Francisco(Almeida, 1977), uma feição moldada pelo CicloBrasiliano, no Neoproterozóico, embora tenha-seconsolidado como segmento da litosfera continen-tal no Arqueano (Alkmim et al., 1993). Congrega umembasamento de idades arqueana a paleoprotero-zóica, em parte retrabalhado pelo Ciclo Transama-zônico, e coberturas dobradas, ou não, de idadesmeso a neoproterozóicas. Seus limites são marca-dos por faixas de dobramentos estruturadas duran-te o Ciclo Brasiliano, e com vergência estruturalpara o interior do cráton.

No Estado de Sergipe, a Província São Franciscoestá representada pelos terrenos gnáissi-co-migmatíticos da região de Riachão do Dantas,Buquim, Itabaianinha e Cristinápolis (embasamen-to do cráton) e pelos sedimentos pouco deforma-dos da região de Lagarto, Palmares e Tobias Barre-to (coberturas do cráton) (figura 2.2).

A Província Borborema corresponde à Região deDobramentos Nordeste (Brito Neves, 1975; Almei-da et al., 1977), ocupa extensa área na Região Nor-

deste do Brasil (figura 2.1) e caracteriza-se pelapresença marcante de plutonismo granítico e ex-tensas zonas de cisalhamento transcorrentes, re-sultantes da atuação do Ciclo Brasiliano. Tambémocorrem neste contexto faixas de dobramentosmeso a neoproterozóicos, alternadas com terrenosgranito-gnáissicos, dominantemente arqueanos apaleoproterozóicos, denominados maciços media-nos (Brito Neves, 1975).

No Estado de Sergipe, a Província Borboremaestá representada pela Faixa de Dobramentos Ser-gipana, situada entre o limite nordeste do Cráton doSão Francisco e o Maciço Pernambuco-Alagoas (fi-gura 2.2).

A Província Costeira e Margem Continental éconstituída pelas bacias sedimentares costeirasmesocenozóicas, e suas extensões submersas namargem continental, desenvolvidas a partir do Ju-rássico.

No Estado de Sergipe, esta província inclui a Ba-cia Sedimentar de Sergipe e segmentos restritos daBacia do Tucano, além de formações superficiaisterciárias e quaternárias continentais, e os sedi-mentos quaternários da plataforma continental.

As descrições a seguir procuram registrar asprincipais características das unidades litoestrati-gráficas representadas no mapa geológico, dan-do-se prioridade aos dados factuais, que podem

Mapa Geológico do Estado de Sergipe

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ser retrabalhados e reinterpretados a qualquertempo. Para tornar a leitura menos cansativa e maisinteligível, optou-se pela apresentação, quandopossível, de tabelas onde estão sumariadas ascomposições litológicas e os ambientes de forma-ção/deposição das unidades. Os detalhes sobre oslitótipos, principalmente aqueles referentes a da-dos laboratoriais, poderão ser obtidos na bibliogra-fia citada. Sínteses do conhecimento sobre a Faixade Dobramentos Sergipana foram elaboradas porBrito Neves et al. (1978), Santos et al. (1988), D’elRey Silva (1992) e Fuck et al. (1993), entre outros.

O embasamento do Cráton de São Francisco noEstado de Sergipe está representado pelo CinturãoMóvel Salvador-Esplanada (Barbosa & Domin-

guez, 1996), composto por rochas gnáissicas, mig-matíticas e granitóides, de idades arqueanas a pa-leoproterozóicas, cuja organização não obedece auma estratigrafia formal. Encaixados nestas ro-chas, na região de Arauá, ocorre um enxame de di-ques de rochas vulcânicas, supostamente paleo-proterozóicas. Rochas do embasamento gnáissi-co-migmatítico também afloram nos domos de Ita-baiana e Simão Dias, no âmbito da Faixa de Dobra-mentos Sergipana.

A compartimentação adotada para a Faixa deDobramentos Sergipana, de idade meso a neopro-terozóica, segue aquela estabelecida por Santos etal. (1988) e complementada por Davison & Santos(1989), em que são reconhecidos domínios limita-

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Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

1.000km

Margem Continental.eCosteiraProvíncia10

9 Paraná

8 Parnaíba

7 Amazônica

6 Borborema

5 Mantiqueira

4 Tocantins

3 São Francisco

2 Tapajós

65o55o 45o

05o

05o

15o

65o

25o

35o

55o

15o

35o

75o

1

7

10

8

62

2

43

9

5

PROVÍNCIAS

O

C

C

IT

NÂ

LT

A

O

NA

E

O

O

1 Rio Branco

Estado de Sergipe

7

Figura 2.1 – Províncias estruturais do Brasil (modificado de Almeida et al., 1977).

dos por descontinuidades estruturais profundas ecom feições geológicas distintas. Dentre estas fei-ções próprias de cada compartimento, pode-sedestacar as associações litológicas, ambiente desedimentação, deformação, metamorfismo, mag-matismo e mineralizações. Deste modo, os domí-nios cartografados ou parte deles, podem ser reco-nhecidos como “terrenos tectono-estratigráficos”na acepção de Conney et al. (1980). Representamdiferentes níveis crustais, colocados lado a lado

devido aos soerguimentos provocados pelas movi-mentações tectônicas compressivas e transcorren-tes brasilianas, com vergência geral para SSW. Deuma maneira geral, pode-se constatar que os domí-nios situados a norte expõem níveis crustais maisprofundos do que aqueles adjacentes a sul. Estescompartimentos foram denominados de DomínioEstância, Domínio Vaza-Barris, Domínio Macururé,Domínio Marancó, Domínio Poço Redondo e Domí-nio Canindé (figura 2.3).


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Figura 2.2 – Mapa geológico simplificado da Faixa de Dobramentos Sergipana e áreas adjacentes.

1 – Embasamento gnáissico; 2 – Cobertura cratônica (Grupo Estância); Faixa de Dobramentos Sergipana:

3 – Grupos Miaba e Vaza-Barris; 4 – Grupo Macururé; 5 – Complexo Marancó; 6 – Complexo e

Suíte Intrusiva Canindé; 7 – Graben de Juá; 8 – Granitóides Diversos; 9 – cavalgamento; 10 – transcorrência;

11 – transpurrão; 12 – transporte tectônico. (Baseado em Davison & Santos, 1989).

39ºW37ºW

9ºS

11ºS

A estruturação da coluna litoestratigráfica pré-cam-briana (figura 2.4) foi estabelecida com base principal-mente nos trabalhos de Silva Filho et al. (1977, 1979),Silva Filho et al. (1978), Santos et al. (1988), Davison &Santos (1989) e D’el Rey Silva (1992, 1995), com incor-poração de novos dados de campo em áreas de pou-ca densidade de informações.

A estratigrafia adotada para as bacias sedimen-tares de Sergipe e de Tucano segue aquela estabe-lecida pelos trabalhos da Petrobras.

2.1 Embasamento Gnáissico

2.1.1 Complexo Gnáissico-Migmatítico

Os gnaisses, migmatitos e rochas granitóidespertencentes ao Complexo Gnáissico-Migmatítico(figura 2.5) afloram na porção meridional do Estadode Sergipe em duas faixas que se afastam diver-gentes em direção ao norte, separadas pela cunhaconstituída pelo Complexo Granulítico. A ocidental

tem seus limites norte e oeste com as rochas sedi-mentares do Grupo Estância, e leste, com o Com-plexo Granulítico, definidos por falhas e/ou zonasde cisalhamento; a faixa oriental, que está balizadaa oeste pelos gnaisses granulíticos, através falha-mento detectado também por métodos geofísicos,gravimétricos e magnetométricos, para norte desa-parece encoberta pelos sedimentos terciários doGrupo Barreiras, ocorrendo apenas em três janelaserosionais.

O Complexo Gnáissico-Migmatítico foi divididoem cinco unidades litológicas, individualizadas se-gundo a predominância dos litótipos aflorantes.

Os biotita gnaisses migmatíticos com anfibolitos(APg1) é a unidade de maior expressão dentre asque compõem o Complexo Gnáissico-Migmatítico.São rochas gnáissicas, de composição graníti-co-granodiorítica, em geral acinzentadas em tonsmais ou menos claros em função do menor ou maiorteor de biotita, de granulação variando de média agrossa. Mostram, em diferentes estágios, evidên-cias de atuação de processos de migmatização,

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FORMAÇÕES SUPERFICIAIS

BACIAS SEDIMENTARES

BACIA DE SERGIPE

BACIA DO TUCANO

DOMÍNIO ESTÂNCIA

DOMÍNIO VAZA-BARRIS

DOMÍNIO MACURURÉ

DOMÍNIO MARANCÓ

DOMÍNIO POÇO REDONDO

DOMÍNIO CANINDÉ

CRÁTON DO SÃO FRANCISCO

DOMOS DE ITABAIANA ( ) E SIMÃO DIAS ( )1 2

FAIXA DE DOBRAMENTOS SERGIPANA

EMBASAMENTO GNÁISSICO

0

38° 37°

10°10°

11° 11°

37°38°

20km 0 20 40km

LEGENDA

11ø

38ø

12

Alinhamentos estruturaisContato definidoFalha extensional

Falha ou zona de cisalhamento

Falha ou zona de cisalhamento transcorrentesinistral

Falha ou zona de cisalhamento transcorrentedextral

Falha ou zona de cisalhamento contracional

Falha ou zona de cisalhamento contracionalcom componente transcorrente sinistral

Figura 2.3 – Esboço tectono-estratigráfico do Estado de Sergipe.

como a presença conspícua de veios leucosso-máticos e, localmente, de massas granitóides deanatexia de dimensões variáveis em contatos difu-sos com a encaixante. Os gnaisses migmatíticosexibem nítida foliação definida por bandamentognáissico com direção em torno de nor-nordeste emergulhos variáveis para leste e oeste. Perturba-ções locais são detectadas a norte da faixa deocorrência dos diques de Arauá, onde os planos defoliação infletem em geral para leste e mergulhampreferencialmente para norte. Dobramentos aper-tados, normais, com eixos suaves para sul, emborararos, são observados.

É comum a presença de corpos de anfibolitosempre concordantes e deformados conjunta-mente com os gnaisses migmatíticos. No geral sãopouco expressivos, dificilmente ultrapassando ummetro na largura aflorante. Às vezes, a presençadessas rochas máficas é denunciada por solo ar-giloso vermelho-escuro e por fragmentos. Nasproximidades de Riachão do Dantas ocorrem al-guns níveis quartzíticos encaixados nos gnaissesmigmatíticos; são quartzitos claros, bem recristali-zados, mal foliados e um dos corpos desenha ex-pressiva forma dobrada com concavidade voltadapara norte.


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IDADE(Ga)

IDADE(Ga) CRÁTON DO SÃO FRANCISCO DOMOS DE ITABAIANA

E SIMÃO DIAS

DOMÍNIOESTÂNCIA

FAIXA DE DOBRAMENTOS SERGIPANA

EMBASAMENTO GNÁISSICO

NE

OP

RO

TE

RO

ZÓ

ICO

ME

SO

PR

OT

ER

OZ

ÓIC

O/N

EO

PR

OT

ER

OZ

ÓIC

OA

RQ

UE

AN

O/P

AL

EO

-P

RO

TE

RO

ZÓ

ICO

D O M Í N I OMACURURÉ

Tipo Propriá

Npp Nsc1 Nsc1 Nsc1 Nsc2

NxNxNx

Ngo1 Ngo1 Ngo1Ngo2 Ngo2

Ncu

Nsn1

MNoa

MNpa

MNfp1MNm1

MNma1

MNpr

MNmu

MNng

MNgzMNm2

MNma2

MNm3

MNma3

MNm4

MNma4

MNm5

MNm6

APis

MNjaMNsd

MNp

MNl

MNa MNjc

MNr1

MNi

MNr2 MNr3

MNfp2

MNfp3

Nsn2 Ng

Nc

Ngo3

APgl

da

Ngo4

Tipo Serra do Catu

Tipo Xingó Tipo Xingó

Tipo GlóriaTipo Glória

Tipo Serra Negra

Fm. Olhos d'Água

Fm. Palestina

Fms. Jacaré (ja) e FreiFm. Palmares

Fm. Lagarto

Fm. Acauã

Paulo (fp) e Indiviso (sd)

Fm. Jacoca

Fm. Ribeirópolis

Fm. Itabaiana

Tipo Garrote

Tipo Glória

Tipo Xingó

Granitóides

Suíte IntrusivaCanindé

TipoCurralinho

Tipo Serra do Catu Tipo Serra do CatuGRANITÓIDES PÓS-TECTÔNICOS

GRANITÓIDES TARDI A PÓS-TECTÔNICOS

PLUTONISMO SIN A TARDITECTÔNICO

GRANITÓIDES CEDO A SINTECTÔNICOS

GR. VAZA-BARRIS

COMPLEXO MARANCÓ

GR. SIMÃO DIASGR. ESTÂNCIA GR. MACURURÉ COMPLEXO

MIGMATÍTICODE POÇO REDONDO

COMPLEXO CANINDÉUnidades Minuim ( ma ),Morro do Bugi ( ma ),Monte Alegre ( ma ) eMonte Azul ( ma )

1

2

3

4

Unidades Mulungu (mu),Novo Gosto (ng) e Genti-leza (gz)

GR. MIABA

COMPLEXO GNÁISSICO - MIGMATÍTICOCOMPLEXO

GNÁISSICO - MIGMATÍTICO

VULCANISMO DE ARAUÁ

COMPLEXO GRANULÍTICO

D O M Í N I OVAZA-BARRIS

DOMÍN IOMARANCÓ

D O M Í N I OPOÇO REDONDO

DOMÍNIOCANINDÉ

0,54

1,00,54

1,8

1,8

APg1 APg2 APg3 APg4 APg5

Figura 2.4 – Coluna litológica das rochas pré-cambrianas do Estado de Sergipe.

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Contato definido

Falha extensional


Falha ou zona de cisalhamento contacional

Limite estadual

COMPLEXO GRANULÍTICO

APg GNAISSE MIGMATÍTICO COM ANFIBOLITOS2

APg ASSOCIAÇÃO ORTOGNÁISSICA ÁCIDA-BÁSICA2

APg ORTOGNAISSE MIGMATÍTICO GRANODIORÍTICO2

APg ORTOGNAISSE TONALÍTICO A GRANODIORÍTICO2

APg GNAISSE GRANÍTICO2 AUGEN

COMPLEXO GNÁISSICO - MIGMATÍTICO DOSDOMOS DE ITABAIANA (1) E SIMÃO DIAS (2)

COMPLEXO GNÁISSICO-MIGMATÍTICO

10º30’

11º00’

11º30’

11º00’

37º00’

Figura 2.5 – Distribuição geográfica do embasamento gnáissico no Estado de Sergipe.

Os tipos litológicos do Complexo Gnáissi-co-Migmatítico que conformam a faixa oriental ante-riormente referida constituem uma associação or-tognáissica ácida-básica invadida quase semprepor granitóides tardios (Apg2). Devido às coberturasdetríticas terciárias do Grupo Barreiras, são raras asexposições desta unidade no Estado de Sergipe.Seus melhores afloramentos encontram-se a sul, emterritório baiano, na região litorânea compreendidaentre Itacimirim e o rio Real, nos quais é possível ob-servar a presença de rochas gabróicas, algumasvezes anfibolitizadas, em associação com ortogna-isses félsicos, de composição tonalito-granodioríti-ca. Este conjunto exibe evidências de migmatizaçãoincipiente. Foi afetada por, pelo menos, dois episó-dios deformacionais, haja vista a presença de ban-damento gnáissico dobrado en échellon mostrandoeixos de plunge suave para sul. Intrusivos nos ga-bros/anfibolitos e tonalitos/granodioritos associa-dos, ocorrem rochas granitóides de composiçãosieno-monzogranítica, exibindo foliação às vezesnão muito nítida, consumindo e englobando por-ções daqueles tipos petrográficos; esses granitói-des, segundo Oliveira Júnior (1990), são tipicamen-te aluminosos, de tendência alcalina. Este mesmoautor defende a existência de dois eventos de defor-mação para o conjunto gabros/tonalitos: o primeiro,em grandes dobras isoclinais a apertadas, acompa-nhado de intrusões sin a tardi-tectônicas, e o segun-do, de natureza transcorrente e cinemática dextral,seguido de intrusões graníticas pós-tectônicas.

A unidade constituída por ortognaisses migmatí-ticos de composição granodiorítica (Apg3) ocupauma área de forma elipsoidal balizada a leste pelosbiotita gnaisses migmatíticos com anfibolitos, e aoeste pelos sedimentos neoproterozóicos da For-mação Palmares. Suas melhores exposições situ-am-se nos arredores da cidade de Tomar do Geru,em uma série de pedreiras em explotação para pro-dução de brita e pedras de alicerce e talhe. Sãoexemplos notáveis de migmatitos em variados es-tágios de fusão parcial, desde metatexitos banda-dos até diatexitos nebulíticos, estes últimos predo-minantes. O mesossoma é um biotita ortognaissegranodiorítico de cor cinza, granulação média e fo-liação bem impressa; a fase neossomática está re-presentada pelo melanossoma, em salbandas bio-títicas, e pelos veios graníticos leucossomáticos,em geral pegmatóides. Exibem planos de foliaçãocujas direções oscilam em torno do norte-sul commergulhos quase sempre para oeste; essa foliaçãoé plano-axial de dobras normais cujos eixos têmfraco caimento para su-sudoeste.

Relacionados quase exclusivamente aos bioti-ta gnaisses migmatíticos com anfibolitos da uni-dade Apg1, sobretudo a oeste da cidade de Pe-drinhas, ocorrem inúmeros corpos de biotita or-tognaisses tonalíticos a granodioríticos (Apg4).Estas rochas conformam elevações em meia-la-ranja, destacadas no relevo ondulado desenha-do pelas encaixantes. São biotita ortognaissesbem foliados de coloração cinza-claro, granula-ção variando de média a grossa, de composiçãotonalítica a granodiorito-granítica, com amplapredominância destes últimos termos. Esses or-tognaisses podem ser observados também empequenos corpos, à escala de afloramento, intru-sivos nos gnaisses migmatíticos.

Restrito a um corpo encaixado na extremidadenorte da unidade Apg3 ocorrem augen gnaisses decomposição granítica (Apg5) exibindo porfiroclastosmicroclínicos com tamanho médio em torno de umcentímetro, imersos em matriz quartzo-feldspáticacom alguma biotita. Ocorrem, ainda, uma fácies tar-dia, eqüigranular média a fina, e inclusões máficasricas em biotita.

As deformações registradas no Cinturão MóvelSalvador - Esplanada são atribuídas ao Ciclo Tran-samazônico. Foram pelo menos dois eventos: umtangencial em condições de metamorfismo granulí-tico, e o segundo, de cinemática transcorrente si-nistral, que ocasionou o retrometamorfismo às fá-cies anfibolito e até xisto-verde, detectado local-mente na porção baiana do Cinturão (OliveiraJúnior, 1990). Para os granitóides de Teotônio, queafloram a sul do rio Real, no Estado da Bahia, e con-siderados tardios à deformação transcorrente, Sil-va Filho et al. (1977) obtiveram uma idade isocrôni-ca de referência de oito pontos Rb/Sr, em rocha to-tal, de 1,75Ga, correspondente ao final do CicloTransamazônico. Esta isócrona foi obtida tambémcom determinações radiométricas em amostras degnaisses granulíticos.

O Complexo Gnáissico-Migmatítico é, provavel-mente, uma porção do embasamento arqueano,correlacionável ao Complexo Santa Luz, embasa-mento gnáissico do Bloco de Serrinha. É possívelque essas duas unidades conformassem um únicobloco cratônico, seccionado no Mesozóico, quan-do da implantação do rift Recôncavo - Tucano - Ja-tobá. De igual modo, pode-se estabelecer a mes-ma correlação entre o Complexo Gnáissico-Mig-matítico e as rochas gnáissicas que ocorrem nosdomos de Itabaiana e Simão Dias, internos na Fai-xa de Dobramentos Sergipana. Para o ComplexoSanta Luz, Gáal et al. (1987) registraram idade


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U/Pb em zircão e monazita de 2,9Ga, e para oDomo de Simão Dias, Van Schmus et al. (1995)determinaram idade TDM/Nd de 2,99Ga, indican-do a origem arqueana dos protólitos dos gnais-ses.

2.1.2 Complexo Granulítico

O Complexo Granulítico (Pgl) ocorre na regiãosul do Estado de Sergipe, conformando uma cunhaque se estreita em direção ao Estado da Bahia, asul, e separa as duas faixas constituídas pelas ro-chas do Complexo Gnáissico-Migmatítico, com asquais está em contato através de falhas e/ou zonasde cisalhamento (figura 2.5). Para norte está limita-da, também tectonicamente, com as rochas sedi-mentares das formações Acauã e Lagarto, do Gru-po Estância, e em não-conformidade com as co-berturas detríticas do Grupo Barreiras.

Compreende ortognaisses charnoenderbíticos acharnoquíticos, gnaisses kinzigíticos, rochas calcis-silicáticas, metanoritos e biotita gnaisses migmatiza-dos, além de níveis pouco espessos de quartzitos.Os ortognaisses charnoenderbíticos a charnoquíti-cos são as litologias predominantes do ComplexoGranulítico. São rochas de cor cinza-esverdeado apardacenta, de granulação média com foliação emgeral bem pronunciada e contando quase sempreem sua paragênese com os minerais hornblenda ebiotita em equilíbrio com o hiperstênio. É comum apresença de veios neossomáticos quart-zo-feldspáticos indicando a atuação de processosde fusão parcial, seguramente iniciados ainda sobcondições metamórficas da fácies granulito, hajavista a presença de hiperstênio em alguns dessesveios. Ocorrem também com alguma freqüência, in-tercaladas nos ortognaisses granulíticos, lentes derocha gabronorítica, de granulação média a fina,com a mesma foliação das encaixantes. Ainda asso-ciados aos ortognaisses ocorrem faixas de biotitagnaisses migmatizados que parecem representarprodutos retrometamórficos, fato já registrado porSilva Filho et al. (1977) que fazem referência ao “fla-grante retrometamorfismo que transforma os granu-litos em gnaisses com biotita e hornblenda com al-gum sinal de migmatização”. Esses gnaisses po-dem ser melhor observados a partir do paralelo dacidade de Umbaúba para sul, principalmente aolongo da rodovia BR-101.

O Complexo Granulítico inclui também rochassupracrustais. São gnaisses kinzigíticos, calcissi-licáticas e quartzitos. Os gnaisses kinzigíticosocorrem sobretudo a oes-sudoeste da cidade de

Buquim. Apresentam coloração cinzenta, granula-ção média a grossa, quase sempre são migmati-zados com estrutura bandada; sua paragênesemineral (quartzo, K-feldspato, plagioclásio, bioti-ta, cordierita, granada e sillimanita), que indicaprotólitos tipo grauvacas semipelíticas, é compatí-vel com o metamorfismo de alto grau. As rochascalcissilicáticas e quartzitos tiveram suas presen-ças registradas em raros locais; as primeiras aflo-ram nas proximidades da cidade de Arauá, consti-tuídas de quartzo, tremolita e epidoto; enquanto osquartzitos, que ocorrem a noroeste de Pedrinhas,estão fortemente recristalizados e parecem conteralguma granada.

Estruturalmente as litologias que compõem oComplexo Granulítico exibem foliação com direçãogeral em torno de N-S, com inflexões para NNE naporção norte de sua área de ocorrência. Na regiãocompreendida entre os dois conjuntos de diques,da qual a cidade de Buquim ocupa a parte central,as rochas granulíticas apresentam-se reorientadasna direção WNW-ESE. Ainda a noroeste dessasede municipal, o desenho dos traços de foliaçãoobtidos das aerofotos sugere a presença de dobra-mentos suaves, muito embora não tenham sido ob-servadas feições dobradas nos afloramentos estu-dados.

Admite-se o Paleoproterozóico como época dometamorfismo de alto grau, haja vista as determina-ções Pb/Pb obtidas para rochas do Complexo Je-quié e do Complexo Caraíba, respectivamente, porLedru et al. (1993) e Sabaté et al. (1994), que assi-nalam idades de 2,1Ga para o metamorfismo gra-nulítico que afetou as rochas do embasamento doCráton do São Francisco. Mais recentemente, VanSchmus et al. (1995) obtiveram, em zircões de gna-isses granulíticos da região de Pedrinhas (Sergi-pe), idades U/Pb de 2,2Ga, reforçando que o even-to metamórfico de alto grau ocorreu em tempos pa-leoproterozóicos.

2.1.3 Diques de Arauá

Ao longo de aproximadamente trinta quilôme-tros, entre a cidade de Arauá e a localidade de Tan-que Novo, e com direção geral N60�W, ocorre umenxame de diques de natureza ácido-intermediá-ria, com termos básicos subordinados, que atra-vessa as rochas dos complexos Granulítico eGnáissico-Migmatítico. A noroeste são encobertospelos sedimentos do Grupo Estância e a sudoestedesaparecem sob as coberturas terciárias do Gru-po Barreiras.

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Os diques da região de Arauá constituem corpostabulares de espessura variável, de dez centímetrosa cinquenta metros, segundo Silva Filho et al. (1977).Os termos predominantes, riolitos e dacitos porfiríti-cos, apresentam textura ineqüigranular com matrizafanítica de cor cinza e fenocristais euédricos e su-bédricos de até dois centímetros de plagioclásio,K-feldspato e quartzo. Subordinadamente ocorremdiques de basalto/diabásio com raros fenocristaisde plagioclásio e amígdalas preenchidas por mate-rial carbonático. Localmente, a noroeste de Arauá enordeste de Pedrinhas, foram observados, respecti-vamente, diques de piroxenito e de traquito.

Mais a norte, na região de Riachão do Dantas,ocorre uma outra faixa, com a mesma direção, dediques de composição riolito-dacito-diabásica,embora bem menos expressiva.

Este vulcanismo fissural de Arauá representa, se-gundo Brito Neves et al. (1995), o registro da tafrogê-nese estateriana (1,8 a 1,6Ga) no âmbito da zona deantepaís da Faixa de Dobramentos Sergipana.

2.1.4 Complexo Gnáissico - Migmatítico dosDomos de Itabaiana e de Simão Dias

As litologias dominantes em ambos os domos (fi-gura 2.5) são ortognaisses miloníticos bandados, decomposição granítica a granodiorítica, com interca-lações boudinadas de anfibolitos e gabros, por ve-zes com feições migmatíticas refletindo vários está-gios de anatexia parcial. A composição mais fre-qüente desses gnaisses de fácies anfibolito incluiquartzo, feldspato potássico, plagioclásio, biotita(hornblenda), moscovita, sericita, epidoto e clorita.Alguns gnaisses apresentam porfiroclastos de feld-spato, relíquias de textura ígnea original, por vezestransformados em augen gnaisse. Isto pode ser vis-to no rio Jacarecica, contato leste do Domo de Ita-baiana, tanto em afloramentos do próprio gnaissecomo em clastos angulosos no conglomerado basaldo quartzito da Formação Itabaiana.

Em cortes da rodovia Itabaiana - Lagarto ocor-rem diversos afloramentos representativos dos or-tognaisses miloníticos do Domo de Itabaiana, apre-sentando feições de deformação dúctil tangencialpré-brasiliana. Estas feições incluem dobras tipobainha, superfícies conjugadas tipo S/C, dobrasisoclinais e assimétricas rompidas, e lineações deestiramento de alto rake, indicativos de transportetectônico para sudoeste (foto 1).

No âmbito do Domo de Simão Dias, estes ortog-naisses mostram feições de redobramentos muitolocalizadas, mas geralmente apresentam-se muito

transpostos, por vezes transformados em filonitos,com feições primárias totalmente obliteradas. Emalguns locais, como entre Simão Dias e Paripiran-ga, e a nordeste de Simão Dias, estão transforma-dos em tectonitos tipo L, em zonas de cisalhamentotranscorrente, onde se observam apenas estrutu-ras lineares penetrativas suborizontais, na direçãoWNW-ESE, sem uma superfície de foliação defini-da. São freqüentes as paragêneses retrometamór-ficas da fácies anfibolito para a fácies xisto-verde.

Segundo D'el Rey Silva (1992), foram registra-dos, nos gnaisses e migmatitos dos domos de Ita-baiana e Simão Dias, os três eventos de deforma-ção dúctil a dúctil-rúptil que afetaram a coberturametassedimentar no Domínio Vaza-Barris. Isto indi-ca que também foram envolvidos pela tectônicatangencial brasiliana. Além disso, as variações deespessuras e de fácies nas coberturas sedimenta-res que contornam os domos demonstram que elesdesenvolveram-se como paleoaltos durante a sedi-mentação. Ainda segundo o citado autor, a posiçãoestrutural atual dos domos na faixa de dobramen-tos é devida à reativação de falhas lísticas extensio-nais regionais para falhas contracionais, limítrofesdesses segmentos do embasamento (falhas deMocambo, Simão Dias e Itaporanga).

Os dados geocronológicos disponíveis são es-cassos. Contudo, está sendo executado um amploprograma de estudos geocronológicos da Provín-cia Borborema, através da Fundação de Amparo àPesquisa do Estado de São Paulo – FAPESP e daNational Science Foundation (USA). Este estudo in-clui datações Sm/Nd em gnaisses migmatíticos doDomo de Simão Dias e em migmatitos do Domo deItabaiana. As idades-modelo (TDM) obtidas até en-tão foram 2.990Ma e 2.750Ma, respectivamente(Van Schmus et al., 1997).

2.2. Faixa de Dobramentos Sergipana

2.2.1 Domínio Estância

Constitui-se no domínio mais meridional da Faixade Dobramentos Sergipana (figura 2.6), compostopelos sedimentos anquimetamórficos do GrupoEstância (Humphrey & Allard, 1969; Allard & Tibana,1966; Silva Filho et al., 1978), depositados emnão-conformidade sobre rochas gnáissicas do em-basamento cratônico, na borda nordeste do Crátondo São Francisco. Estes sedimentos, dominante-mente psamíticos, são interpretados como crono-correlatos, em parte, com aqueles depositados mais


– 13 –

a norte, na faixa dobrada propriamente dita. Podemtambém incluir sedimentos tardios, originados do re-trabalhamento do orógeno. Limita-se com o DomínioVaza-Barris através da falha do rio Jacaré, de natu-reza contracional, de alto ângulo.

2.2.1.1 Grupo Estância

Os sedimentos do Grupo Estância estão fraca-mente deformados, registrando-se apenas dobra-

mentos suaves. Mostram-se muito fraturados e pre-servam freqüentemente as estruturas sedimenta-res. São agrupados nas formações Acauã, Lagartoe Palmares, descritas sumariamente a seguir.

A Formação Acauã aflora em áreas restritas a su-deste de Lagarto, sobreposta discordantemente aoembasamento gnáissico, e tem contato transicionalcom os sedimentos sobrejacentes da FormaçãoLagarto. Suas principais ocorrências situam-se naBahia, na região de Crisópolis e a oeste da Bacia

– 14 –


Contato definido

Falha extensional



Limite estadual

GRUPO DE ESTÂNCIA

FM. PALMARES (MNp)

FM. LAGARTO (MNI)

FM. ACAUÃ (MNa)

Figura 2.6 – Distribuição geográfica das unidades que compõem o Domínio Estância.

de Tucano. As melhores exposições em Sergipeocorrem ao longo do rio Piauí, próximas à fazendaCajazeiras.

Saes & Vilas Boas (1986), estudando as fáciesdesta formação a sul de Sergipe, identificaram am-bientes de supramaré, com presença de gipsita edolomita, com calcarenitos oolíticos e intraclastosnas fácies intermediárias. Neste local, onde existeintensa explotação para fabrico de cal, são fre-qüentes falhamentos normais, basculando as ca-madas. A espessura máxima desta formação foi es-timada em cerca de trezentos metros, e é conside-rada cronocorrelata à Formação Jacoca, do GrupoMiaba. São registrados níveis de estromatólitos nasproximidades de Crisópolis.

A Formação Lagarto apresenta suas melhores ex-posições nos arredores da cidade de Lagarto, e,principalmente, ao longo das rodovias Lagar-to-Tobias Barreto, Lagarto-Simão Dias e Lagar-to-Itabaiana. O contato com as rochas gnáissicas doembasamento são quase sempre tectônicos, atra-vés de falhas provavelmente extensionais, enquantoque seus contatos com as demais formações doGrupo Estância são geralmente gradacionais.

Compõe-se de alternâncias de arenitos finos, ar-gilitos e siltitos laminados, em proporções variáve-is, freqüentemente preservando abundantes estru-turas sedimentares, observadas com muita clarezaprincipalmente em escavações cerca de cinco qui-lômetros a noroeste de Lagarto. Estas escavaçõessão garimpos de pedras para revestimento, ondesiltitos cinza-esverdeados estão muito litificados ecom marcas onduladas de pequeno porte, simétri-cas e assimétricas, e gretas de ressecamento (foto2). Nas interfaces com argilitos vermelhos ocorremmuitas estruturas de carga e de escape de fluidos,tais como dobras convolutas e estruturas tipos“chama” e “pires” (foto 3). Estratificações cruzadasde médio porte foram observadas em camadas dearenito mais espessas.

Os siltitos esverdeados, por vezes com pirita, de-positaram-se provavelmente em plataforma rasa elamosa (Saes & Vilas Boas, 1986).

Não ocorrem dobramentos significativos na For-mação Lagarto, e suas camadas geralmente têmmergulhos fracos e regulares, devido a bascula-mentos por falhas normais. A espessura desta for-mação foi estimada em cerca de 750m.

A Formação Palmares, descrita originalmentecomo Formação Bomfim por Silva Filho et al. (1978),tem área de distribuição muito expressiva no Estadode Sergipe, constituíndo um relevo de serras muitocaracterístico na região a sul de Simão Dias. Seus

contatos são quase sempre tectônicos: com rochasgnáissicas do embasamento e sedimentos da Baciado Tucano, sendo delineados por falhas normais; ecom rochas metassedimentares dos grupos SimãoDias e Vaza-Barris, o contato é marcado pela zonade cisalhamento contracional do rio Jacaré, limítrofeentre os Domínios Estância e Vaza-Barris. Com asdemais unidades do Grupo Estância, os contatossão aparentemente gradacionais.

A Formação Palmares não possui grande diversi-dade litológica, sendo constituída principalmente porgrauvacas e arenitos finos, feldspáticos, muito litifica-dos, compactos, por vezes com lentes de conglome-rados polimíticos desorganizados. Estes conglomera-dos possuem clastos de gnaisses, quartzo, quartzito,carbonatos, xistos e metabasitos. Rochas argilosasestão praticamente ausentes nesta formação, e a es-trutura sedimentar preservada restringe-se quasesempre à estratificação plano-paralela, e raras estrati-ficações cruzadas, com paleocorrentes no sentido sul.Alguns litótipos característicos ocorrem a nordeste enoroeste de Lagarto, representados por metarenitos fi-nos, cor cinza-escuro, muito litificados, com fragmen-tos angulosos de argilitos de cor marrom, geralmentemilimétricos. Formam campos de matacões arredon-dados, facilmente destacados dos litótipos da Forma-ção Lagarto. Duas outras áreas de exposição são bemrepresentativas, uma situada no rio Real, a sul de To-mar de Geru, e outra a norte de Tanque Novo.

A presença dos conglomerados e de paleocor-rentes dirigidas para sul levam à suspeição de quepelo menos parte da Formação Palmares tenhasido originada a partir do retrabalhamento tardio doorógeno, situado a norte. Saes & Vilas Boas (1986),por outro lado, estudando a parte sul da área deocorrência desta formação, sugerem que a mesmafoi depositada em ambiente tectonicamente instá-vel, provavelmente sob forma de leques aluviais re-trabalhados em planícies costeiras.

As principais litologias e a interpretação paleo-ambiental do Grupo Estância estão mostrados nafigura 2.7.

2.2.2 Domínio Vaza-Barris

O Domínio Vaza-Barris localiza-se na parte cen-tral do Estado de Sergipe, prolongando-se paraoeste, além do limite estadual, e, para leste, até aBacia de Sergipe (figura 2.8). Limita-se com o do-mínio anterior através da Falha do Rio Jacaré, umazona de cisalhamento rúptil-dúctil contracional dealto ângulo. Esta descontinuidade estrutural sofreuvárias reativações desde a formação da bacia, até


– 15 –

pelo menos o Mesozóico, pois seu prolongamentosudeste (Falha de Itaporanga) limita parcialmente aBacia de Sergipe.

Compõe-se principalmente de metassedimen-tos psamo-pelito-carbonáticos de baixo grau me-tamórfico dos grupos Miaba, Simão Dias e Va-za-Barris, de acordo com a estratigrafia propostapor D’el Rey Silva (1992, 1995). Esta estratigrafiafoi estabelecida a partir dos trabalhos pioneiros deHumphrey & Allard (1967, 1969), que introduziramna região o modelo geossinclinal, gradativamenterefinado por trabalhos subseqüentes (Brito Neves& Cordani, 1973; Brito Neves et al., 1977; Silva Fi-lho et al., 1978, 1979, 1981; Jardim de Sá et al.,1981; Jardim de Sá, 1986; entre outros). As estru-turas principais são dobramentos antiformais esinformais de grande porte, com vergência paraSSW, associados a cavalgamentos e transcorrên-cias. Redobramentos coaxiais são freqüentes, e ometamorfismo atinge a fácies xisto-verde. Vulca-nismo ocorre muito restritamente, e não há registrode plutonismo.

As principais características dos grupos Mia-ba, Simão Dias e Vaza-Barris serão descritas aseguir.

2.2.2.1 Grupo Miaba

As áreas de distribuição localizam-se nas bor-das dos domos de Itabaiana e Simão Dias, e em fai-xas orientadas WNW-ESE, dominantes nas partescentral e norte do Domínio Vaza-Barris. Sua se-ção-tipo mais completa localiza-se ao longo do rio

Jacarecica, na borda leste do Domo de Itabaiana,onde atinge espessura máxima em torno de1.100m. O Grupo Miaba compõe-se das formaçõesItabaiana, Ribeirópolis e Jacoca.

A Formação Itabaiana, basal, constitui as princi-pais elevações topográficas da região, com desta-que para a serra de Itabaiana, a leste da cidade ho-mônima, onde ocorrem abundantes afloramentosdos metapsamitos típicos desta unidade. Neste lo-cal, observa-se a não-conformidade que caracteri-za o contato entre rochas ortognáissicas do emba-samento, que aflora na parte central do domo, emetarenitos conglomeráticos com corpos lenticula-res de metaconglomerados polimíticos suportadospela matriz, da Formação Itabaiana. Já em váriosoutros locais este contato é tectônico , através dezonas de cisalhamento contracionais (proximidadeoeste de Simão Dias), ou transcorrentes (nordestede Simão Dias, na estrada para Pinhão). O contatosuperior com as demais formações do Grupo Mia-ba são gradacionais, por vezes também marcadospor lentes de metaconglomerados (oeste do Domode Itabaiana).

As principais associações litológicas, as estrutu-ras primárias e o ambiente deposicional da Forma-ção Itabaiana estão descritos na figura 2.9.

As deformações registradas nos metarenitosdesta formação que contornam o Domo de Itabaia-na são geralmente muito fracas, limitando-se a do-bras abertas, observadas principalmente na re-gião a noroeste de São Domingos, e a falhas ou zo-nas de cisalhamento transcorrente espaçadas,transversais à serra de Itabaiana. Por outro lado,

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Grupo Fm. Descrição Estrutura/Interpretação

ES

TÂN

CIA

PA

LMA

RE

S Arenitos líticos às vezes conglomeráticos com clas-tos de filito.Intercalações rítmicas de folhelhos, arenitos e siltitosConglomerados polimíticos organizados.Conglomerados e brechas monomíticas com seixosde calcário, desorganizados.

Leques Aluviais retrabalhados em planí-cies costeiras.Ambientes tectonicamente instáveis.Estruturas paralelas e cruzadas de pe-queno e médio porte. Correntes multidire-cionais, inclusive do norte.

LAG

AR

TO Siltitos e folhelhos vermelhos; intercalações de areni-tos vermelhos.Arenitos vermelhos com discos de lama e clastos decarbonatos.Siltitos e esverdeados com cubos de pirita.

Planícies de maré com exposições sazo-nais subaéreas.Plataforma rasa lamosa; deltas.Estruturas do tipo flaser, marcas de osci-lação de corrente; diques de arenitos,chama, laminação paralela e convoluta.Correntes dominantes para norte.

AC

AU

Ã Dolomitos e calcários em bancos maciços ou lamina-dos, negros ou rosa.Níveis oolíticos.

Supramaré, localmente com águas agita-das.Sabkhas costeiras.

Figura 2.7 – Características litológicas e ambientais das formações do Grupo Estância.


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Contato definido

Falha extensional


Falha ou zona de cisalhamento transcorrentedextral

Falha ou zona de cisalhamento transcorrente dextral



Limite estadual

GRUPO VAZA BARRIS

GRUPO SIMÃO DIAS

GRUPO VAZA BARRIS

Fm. Olhos d’Água (MNoa)

Fm. Palestina (MNpa)

Fm. Litofácies (MNfp )1



Fm. Jacaré (Mnja)

Gr. Simão Dias Indiviso (MNsd)

Fm. Jacoca (MNjc)

Litofácies (MNr )1

Litofácies (MNr )2

Litofácies (MNr )3

Fm. Itabaiana (MNi)

DOMOS DE ITABAIANA E SIMÃO DIAS

Fm. Ribeirópolis

Figura 2.8 – Distribuição geográfica das unidades que compõem o Domínio Vaza-Barris.

merece registro a presença de quartzitos miloniti-zados na zona de cisalhamento dúctil que bordejaa parte sul do Domo de Itabaiana, que o conectaao Domo de Simão Dias. As demais ocorrênciasda Formação Itabaiana, na região de Ribeirópolise São Miguel do Aleixo, mostram as mesmas de-formações comuns às demais unidades do Domí-nio Vaza-Barris, caracterizadas principalmentepor dobramentos e cavalgamentos com vergênciapara sudoeste.

A Formação Ribeirópolis aflora caracteristica-mente nos arredores da cidade homônima, constitu-indo uma faixa com forma sigmoidal e limitada porfalhas contracionais, resultantes do transporte tectô-nico dirigido para sudoeste. Contatos gradacionaiscom a Formação Itabaiana e a Formação Jacoca es-tão expostos no rio Jacarecica e na fazenda Capi-tão, bordas leste e oeste do Domo de Itabaiana, res-pectivamente. Neste locais, as feições primárias es-tão bem preservadas. A espessura máxima é esti-mada em cerca de quinhentos metros.

A Formação Ribeirópolis é composta principal-mente por filitos, filitos seixosos, metagrauvacas,metagrauvacas seixosas e metaconglomeradospolimíticos,além de rochas metavulcânicas ácidasa intermediárias xistificadas, muito subordinadas.Esses litótipos foram agrupados em três litofácies(MNr1, MNr2 e MNr3), de acordo com suas afinida-des composicionais e litoambientais (figura 2.9).De uma maneira geral, observa-se que as fáciesmais pelíticas predominam nas áreas situadas maisa norte, ao redor da cidade de Ribeirópolis, asso-

ciadas às ocorrências de rochas metavulcânicas.Também a intensidade da deformação aumenta nosentido norte, ou seja, para as partes mais internasda faixa de dobramentos.

A Formação Jacoca sobrepõe-se à Formação Ri-beirópolis de maneira descontínua, com contatosbruscos ou gradacionais, e freqüentemente repou-sa diretamente sobre os metarenitos da FormaçãoItabaiana. Constitui corpos lenticulares de rochasdominantemente carbonáticas nas bordas leste eoeste do Domo de Itabaiana, e oeste do Domo deSimão Dias, além de uma faixa orientada les-te-oeste, próxima da cidade de Mocambo.

O afloramento mais representativo de suas rela-ções de contato, litologias e estruturas localiza-seàs margens do rio Vaza-Barris, na fazenda Capi-tão. Neste local, ocorre um paredão onde se ob-serva o contato direto da seqüência interacama-dada de dolomitos, calcários e filitos da FormaçãoJacoca com conglomerados da Formação Ribei-rópolis, subjacentes, todos fracamente metamorfi-zados. Este afloramento mostra também excelen-tes exemplos da tectônica tangencial progressiva,registrada através de superfícies de cavalgamen-to suborizontais e dobras recumbentes associa-das, com transporte tectônico para sudoeste.Ocorrem também falhas extensionais, que podemter sido desenvolvidas durante a compressão, ouser, pelo menos em parte, relíquias da fase deabertura da bacia.

Os principais litótipos e o ambiente de sedimen-tação estão assinalados na figura 2.9.

– 18 –


Grupo Fm. Descrição AmbienteM

IAB

A

JAC

OC

A

Metacarbonatos (calcário e dolomito); metacarbonatos emetapelitos intercalados; níveis de metachert.

Marinho raso.

RIB

EIR

ÓP

OLI

S MNr1

Filitos siltosos ou seixos com intercalações de metagrauva-cas; metaconglomerados; metavulcanito ácido a interme-diário.

Correntes de detritos; ambientesinstáveis; vulcanismo pré-orogê-nico (?).

MNr2Quartzo-palgioclásio-sericita-clorita xistos (metavulcânicasdacíticas) predominantes.

MNr3Metagrauvacas seixosas, metagrauvacas e metaconglome-rados predominantes.

ITA

BA

IAN

A Conglomerados com clastos do embsamento, metarenitos equartzitos médios a grossos, quartzitos finos; filitos às vezesnegros; metarenitos conglomeráticos no topo.Estruturas paralelas e cruzadas planas e festonadas; ondu-lações; estruturas de escape de fluidos.

Marinho raso, retrabalhado pormarés, correntes e tempesta-des (D’el-Rey Silva, 1992).

Figura 2.9 – Características litológicas e ambientais das formações do Grupo Miaba.

A Formação Jacoca é correlacionável à Forma-ção Acauã, do Grupo Estância, esta última deposi-tada em ambiente cratônico.

2.2.2.2 Grupo Simão Dias

O Grupo Simão Dias tem ampla distribuição noDomínio Vaza-Barris, porém sua melhor seção-tipoaflora em área muito pequena na borda oeste doDomo de Simão Dias. Sua definição é devida a D’elRey Silva (1995), a partir de modificação da estrati-grafia original de Humphrey & Allard (1969). Con-grega as formações Jacaré e Frei Paulo e, no pre-sente trabalho, parte deste grupo foi consideradacomo “indiviso”, nas áreas de distribuição muitorestrita. A figura 2.10 mostra a composição litológi-ca e a interpretação paleoambiental do Grupo Si-mão Dias.

A Formação Jacaré, definida por D'el Rey Silva(1992), aflora em uma faixa no limite sul do DomínioVaza-Barris, e tem espessura estimada em cercade duzentos metros. Seu contato sul é marcadopela zona de cisalhamento dúctil-rúptil contracio-nal, de alto ângulo, que marca a passagem do Do-mínio Estância, cratônico, para a faixa dobrada pro-priamente dita, a norte. Este limite está bem expos-to a noroeste e a nordeste de Lagarto. Nestes locaisobserva-se a passagem brusca dos sedimentosanquimetamórficos do Grupo Estância, com abun-dantes estruturas sedimentares preservadas, parametassiltitos e filitos tectonicamente muito defor-mados da Formação Jacaré, de fácies xisto-verde.

O contato norte dessa formação com a FormaçãoFrei Paulo é gradacional.

A Formação Frei Paulo constitui-se na mais ex-pressiva unidade do Grupo Simão Dias, ocorrendoprincipalmente na parte norte do Domínio Va-za-Barris. Sua espessura máxima é estimada emcerca de quinhentos metros. Seu contato inferiorcom litótipos do Grupo Miaba é freqüentementemarcado por zonas de cisalhamento contracionais,frontais e oblíquas, como se observa em Ribeirópo-lis, ou é gradacional, como ocorre na borda leste doDomo de Itabaiana. A sul de Carira e em São Migueldo Aleixo, entra em contato com granitóides tipoGlória e com metassedimentos do Grupo Macururéatravés da zona de cisalhamento contracional oblí-qua que limita os domínios Vaza-Barris e Macururé.O contato superior, com o Grupo Vaza-Barris, émarcado por uma inconformidade.

A Formação Frei Paulo é basicamente compos-ta por filitos, interestratificados ritmicamente commetarenitos e metacarbonatos impuros, agrupa-dos e cartografados em três litofácies interdigita-das (MNfp1, MNfp2 e MNfp3), (figura 2.10). Os con-trastes de competência e espessura das camadas,característicos desta formação, possibilitaram o re-gistro marcante da tectônica compressional queafetou o Domínio Vaza-Barris. Pode-se constatar,num mesmo afloramento, grande diversidade deestilos de dobras, geralmente com eixos suborizon-tais e superfície axial de alto ângulo. Afloramentosexibindo estas estruturas são abundantes, comoaqueles localizados próximos a Mocambo, em cor-


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Figura 2.10 – Litofácies e ambientes de deposição do Grupo Simão Dias.

Grupo Fm. Descrição Ambiente

SIM

ÃO

DIA

S

FRE

IPA

ULO

MNfp1Filitos siltosos, metarenitos impuros e metarritimos (mar-gas, calcários, folhelhos e siltitos).

Ambientes de plataforma lamo-sa, com eventuais condiçõesde ambientes de intramaré.

MNfp2Metarenitos impuros filitos intercalados com metarenitose metacarbonatos, subordinados.

MNfp3

Quartzo-sericita-clorita filitos, metagrauvacas e metarrit-mitos finos. Lentes locais de vulcanitos básicos interme-diários.

JAC

AR

É

Metassiltitos micáceos e metassiltitos com lentes subor-dinadas de metarenitos e metargilitos.

IND

IVIS

O

Metarenitos micáceos laminados, metarenitos e meta-grauvacas finas e maciças; metassiltitos.

tes da rodovia para Carira (foto 4), e a nordeste deLagarto, na estrada para Itabaiana (foto 5).

2.2.2.3 Grupo Vaza-Barris

Distribui-se principalmente nas partes central esul do domínio homônimo, e compõe-se das forma-ções Palestina e Olhos d’Água, muito bem expos-tas ao longo das rodovias Simão Dias-Paripiranga(BA) e Simão Dias-Mocambo. Neste último percur-so, estrutura-se em megadobras antiformais e sin-formais, com orientação WNW-ESE e vergênciapara SSW.

A Formação Palestina está em contato tectônicocom a Formação Olhos d’Água em sua principalárea de ocorrência, a nordeste de Simão Dias, facil-mente observável no campo e em imagens de sen-sores remotos, devido ao forte contraste de relevo.Esta formação caracteriza-se pela presença de dia-mictitos e filitos seixosos, com clastos de tamanhosmuito variados, desde grânulos até matacões, cons-tituídos principalmente de rochas granitóides egnáissicas, e, menos freqüentemente, de quartzitos,filitos e metacarbonatos. Estima-se que a espessuradesta formação seja superior a quinhentos metros.

No percurso entre Simão Dias e Pinhão existemabundantes afloramentos dessa formação, com ta-xas de deformação muito variadas, podendo ocorrerzonas cisalhadas, com os clastos muito estiradosem matriz filítica, alternando-se com zonas poucodeformadas, onde a matriz é grauváquica (foto 6).Essas feições ocorrem também no perfil Simão Dias-Paripiranga (BA), em cortes da rodovia próximos àdivisa Sergipe-Bahia. Nestes locais, o estiramentodos clastos tem atitude suborizontal, devido à zonade cisalhamento transcorrente dúctil.

A Formação Olhos d’Água repousa concordan-temente sobre a Formação Palestina, e caracteri-

za-se pela presença de rochas carbonáticas lami-nadas, com intercalações subordinadas de meta-pelitos. Não se conhece sua espessura, estiman-do-a grosseiramente na ordem de centenas de me-tros. Suas melhores exposições localizam-se emvolta do Domo de Simão Dias, por vezes em contatotectônico com ortognaisses do embasamento, ecom arenitos da Formação Palmares do GrupoEstância. Nestes contatos observam-se zonas decisalhamentos contracionais e transcorrentes, prin-cipalmente entre Pedra Mole e Pinhão.

A exemplo do que ocorre com a Formação FreiPaulo, também as rochas carbonáticas da Forma-ção Olhos d’Água possuem anisotropias planaresque registram com freqüência os dobramentos eredobramentos progressivos de deformação brasi-liana, com estilos muito variados, bem como os ca-valgamentos característicos do Domínio Va-za-Barris. Afloramentos típicos localizam-se a sulde Simão Dias, na estrada para Pau-de-Leite, e anordeste de Simão Dias, junto à Falha da Escarpa(foto 7). Também aflora isoladamente na parte lestedo Domo de Itabaiana, com passagem gradacionalpara filitos da Formação Frei Paulo.

Uma síntese dos litótipos e dos ambientes de se-dimentação do Grupo Vaza-Barris está mostradana figura 2.11.

2.2.3 Domínio Macururé

Limita-se com o Domínio Vaza-Barris ao longodas zonas de cisalhamento São Miguel do Aleixo eNossa Senhora da Glória, de movimentação con-tracional oblíqua sinistral (figura 2.12). Compõe-sepelo Grupo Macururé (Barbosa, 1970; Silva Filho etal., 1977; Santos et al., 1988; Jardim de Sá et al.,1981 e outros), dominantemente metapelítico ecom grande variação de faciologias, e raras inter-

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Figura 2.11 – Características litológicas e ambientes das formações do Grupo Vaza-Barris.

Grupo Fm. Descrição Ambiente

VA

ZA

-BA

RR

IS

Olh

osd

’Ág

ua Calcários laminados; calcários e dolomitos àsvezes oolíticos; e intercalações de carbonatose filitos; metacherts. Cores negra, rosa ou es-branquiçada. Presença de algas: Stratisferaundata.

Plataforma rasa; planícies de marécom tapetes algais.

Pal

estin

a

Metaconglomerados; filitos seixosos; metavul-cânicas; lentes de quartzito; seixos de granito;quartzito e metacarbonatos.

Cunhas de clásticos em ambiente tec-tônico instável; vulcanismo.


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Contato definido

GRUPO BARREIRAS

Litofácies MNm gabro1 , quartzito

Litofácies MNm2

Litofácies MNm3

Litofácies MNm4

Litofácies MNm5

Litofácies MNm6

GRANITÓIDES TIPO GLÓRIA

GRUPO MACURURÉ

Limite estadual





Falha extensional

0 10 20km

10º00’

Figura 2.12 – Distribuição geográfica das unidades que compõem o Domínio Macururé.

calações de metavulcanitos ácidos a intermediá-rios. Seus litótipos apresentam estratificação rítmi-ca e foram interpretados por Jardim de Sá (1994),dentre outros, como turbiditos de natureza flyschói-de. A deformação é polifásica, com orientação ge-ral NW-SE na parte oeste do domínio, sendo maisdesarmônica na parte leste. O metamorfismo é dafácies anfibolito.

A presença de abundantes corpos de granitói-des intrusivos, tardi a pós-tectônicos, é uma carac-terística marcante deste domínio. Estas intrusõesprovocam metamorfismo de contato nos metasse-dimentos encaixantes e modificações nas estrutu-ras pretéritas. Falhas transcorrentes NE-SW sãofreqüentes, por vezes controlando a colocação dediques básicos de espessuras métricas, provavel-mente mesozóicos.

O Domínio Macururé representa um nível crustalinferior em relação ao Domínio Vaza-Barris.

2.2.3.1 Grupo Macururé

Seguindo-se a sistemática adotada por Santos etal. (1988), foram cartografadas, no Grupo Macuru-ré, seis litofácies (figura 2.12), designadas comoMNm1 a MNm6, que representam áreas de predo-minância de determinados litótipos, cujas caracte-rísticas principais são descritas a seguir, e sumaria-das na figura 2.13.

Litofácies MNm1 – Constitui-se na mais abundan-te associação litológica do Grupo Macururé, com-posta principalmente por biotita xistos granadífe-ros, com variadas proporções de quartzo, e lentesde quartzitos miloníticos, de mármores e de rochasmáfico-ultramáficas. Os contatos são gradacio-nais, localmente tectônicos, e são freqüentes os re-dobramentos, tendendo a coaxiais, com uma fasetardia transversal. Estas feições estruturais mais re-gulares podem ser observadas ao longo da estradade acesso a Coronel João Sá, já no Estado da Ba-hia, ou em vários afloramentos isolados, como nacidade de Carira e nos arredores de Porto de Folhae Gararu. Nesses locais são comuns evidências deacamadamento rítmico, com alternância de cama-das centimétricas de cores e composições diferen-tes, geralmente argilosas e siltosas (foto 8).

Redobramentos não-coaxiais são delineadospor intercalações quartzíticas na região de NossaSenhora de Lourdes, Escurial e Canhoba, mostran-do, em mapa, figura de interferência tipo bumeran-gue. Redobramentos mais confusos são reveladospela disposição irregular das atitudes de foliaçõese dos fotolineamentos, na parte central do domínio.

Litofácies MNm2 – Ocorre geralmente como cor-pos lenticulares intercalados nos micaxistos grana-díferos da litofácies MNm1. Sua principal área deocorrência localiza-se no canto noroeste do Domí-nio Macururé, a oeste de Monte Alegre de Sergipe,

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Figura 2.13 – Caracterização litoambiental das unidades do Grupo Macururé com base em Santos, Braz Filhoe Menezes, in Santos & Souza (1988).

Grupo Unidades Descrição Interpretação

GR

UP

OM

AC

UR

UR

É

MNm6Micaxistos granadíferos; anfibolito; mármores;calcissilicáticas; hornblenditos.

Turbiditos; prisma acrescionário(?).

MNm5 Clorita xistos.Porção distal de leques submari-nos (?).

MNm4 Metassiltitos maciços. Camadas Tc-d de Bouma.

MNm3

Metagrauvacas e metarenitos finos, com frag-mentos de filito e “olhos” de quartzo azulados.Ocorre em camadas decimétricas a métricas.Estruturas em pires (?).

Fácies proximal de leques subma-rinos. Flysch (?).

MNm2

Metarritmitos: intercalações de metassilti e fili-tos.Estruturas do tipo fining up e marcas ondularescavalgantes.

Turbiditos clássicos: CamadasTc-d-e; Td-e, de Bouma.

MNm1 Micaxistos granadíferos; quartzitos; mármores.

Porção distal de leques submari-nos c/ eventual aporte terrígeno.Calcários pelágicos (?).Camadas Te; Td-e, de Bouma.

balizada a norte pela Zona de Cisalhamento BeloMonte-Jeremoabo. Compõe-se predominantemen-te de metarritmitos caracterizados por intercala-ções milimétricas a centimétricas de metassiltitos efilitos, com micaxistos granadíferos subordinados,marcando acamadamento primário. Uma foliaçãosubparalela evidencia a presença de dobramentosisoclinais da primeira fase, muito bem caracteriza-dos no perfil a nordeste de Coronel João Sá, na Ba-hia. Neste perfil, também estão registradas as ou-tras duas deformações superpostas, característi-cas do Domínio Macururé (figura 2.14). Entre Portoda Folha e Gararu também ocorrem bons aflora-mentos em corte de estrada , por vezes com dobra-mentos recumbentes de primeira geração, e redo-bramentos abertos transversais. Granitóides intru-sivos tipos Glória e Propriá cortam a litofáciesMNm2, como se observa nos arredores de Itabi ePropriá.

Litofácies MNm3 – Ocorre em faixas quase sem-pre associadas aos metarritmitos da litofáciesMNm2, como a oeste e sul de Monte Alegre de Ser-gipe e a sul de Nossa Senhora de Lourdes. Com-põe-se de metagrauvacas e metarenitos finos, comcor cinza-esverdeado e aspecto maciço, fraca-mente foliados, com intercalações boudinadas derochas calcissilicáticas; localmente, apresentamfragmentos angulosos de filitos. Raramente refle-tem os dobramentos regionais, a não ser aquelesmuito localizados, da terceira fase, tipo kink, e fai-xas milonitizadas.

Na região a sudoeste de Pedro Alexandre, já noEstado da Bahia, essa litofácies abriga corpos lenti-culares de metavulcanitos félsicos, dominantemen-te dacíticos.

Litofácies MNm4 – Ocupa uma faixa pouco ex-pressiva, descontínua, no extremo-oeste do Domí-nio Macururé, constituída por metassiltitos maciçospredominantes, com intercalações subordinadasde filitos, refletindo acamadamento original. Tem

cor cinza-esverdeado característica, com pontua-ções de óxido de ferro, provavelmente sulfetos alte-rados. Ocorre em contato brusco com granitóidestipo Glória e gradativo com a litofácies MNm3.

Litofácies MNm5 – Ocorre em área muito restritano canto sudoeste do domínio, sendo mais repre-sentativa no prolongamento para o Estado da Ba-hia. Trata-se de quartzo-clorita xistos muito milo-nitizados, envolvidos na zona de cisalhamento deSão Miguel do Aleixo. Intercalam-se lentes dequartzitos miloníticos, não aflorantes no Estadode Sergipe.

Litofácies MNm6–Possui área de ocorrência entreNiterói, Lagoa da Volta e Porto da Folha, exibindocontatos tectônicos com granitóides e rochas mig-matíticas de Poço Redondo. Trata-se de parte daUnidade Araticum, de Silva Filho et al. (1979), umaassociação de micaxistos granadíferos, anfibóliognaisses e gnaisses quartzo-feldspáticos porfiro-clásticos, com intercalações de rochas metacarbo-náticas. Estes litótipos mostram-se quase sempre in-temperizados e muito milonitizados. A presença demobilizados e paragênese metamórfica com diopsí-dio, almandina e quartzo indicam que esta litofáciesrepresenta o nível crustal mais profundo do GrupoMacururé, soerguido tectonicamente.

2.2.4 Domínio Marancó

Limita-se com o Domínio Macururé através deoutra expressiva zona de cisalhamento contracio-nal oblíqua sinistral denominada Belo Mon-te-Jeremoabo (figura 2.15), cujo prolongamentopara oeste limita parcialmente a Bacia do Tucano,em Jeremoabo. Isto indica que esta descontinuida-de foi reativada no Mesozóico, e marca o alto estru-tural que limita os compartimentos central e nortedesta bacia mesozóica no Estado da Bahia.

O domínio caracteriza-se pela presença de litóti-pos do Complexo Marancó, de natureza vulcano-


– 23 –

Figura 2.14 – Perfil esquemático mostrando estilo de deformação em metarritmitos do Grupo Macururé,na estrada que liga Coronel João Sá à BR-235 (Santos & Souza, 1988).

SW

GRANITÓIDE TIPOGLÓRIA

BIOTITA-GRANADAXISTOS METARRITMITOS

S1S1 S1

S2

S2

S2

S2

S2

NES0 S0 S0

S2

0 0,5 1km

sedimentar, imbricado tectonicamente com grani-tóides tipo Serra Negra, estes últimos descritos emitem separado, juntamente aos demais granitóides.Tanto o complexo como os granitóides tipo SerraNegra mostram-se intensamente cisalhados, comfoliações subverticais, subparalelas a zonas de ci-salhamento dúctil contracionais oblíquas de altoângulo, e com transcorrências rúpteis transversaissuperpostas. O metamorfismo é de fácies anfiboli-to, cuja paragênese original raramente é preserva-da, devido ao retrometamorfismo que acompanhaas zonas de cisalhamento.

2.2.4.1 Complexo Marancó

Definido por Santos et al. (1988) e Menezes Filhoet al. (1988), o Complexo Marancó compreende umconjunto litologicamente muito diversificado, ondedominam rochas vulcanogênicas félsicas, máficase ultramáficas com intercalações subordinadas demetassedimentos, agrupados em unidades infor-mais, denominadas Minuim (MNma1), Morro doBugi (MNma2), Monte Alegre (MNma3) e MonteAzul (MNma4) (figura 2.15). Estas unidades não têmconotação estratigráfica, agrupando apenas litóti-

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BACIA DE TUCANO

COMPLEXO MARANCÓ

Unidade Minuim (MNma )1

Contato definido




Limite estadual

Falha ou zona de cisalhamento transcorrente sinistralUnidade Morro do Bugi (MNma )2

Unidade Monte Alegre (MNma )3

Unidade Monte Azul (MNma )4

GRANITÓIDES DIVERSOS

Figura 2.15 – Distribuição geográfica das unidades que compõem o Domínio Marancó.

pos afins e com íntima associação espacial. Oscontatos entre elas são geralmente tectônicos, nemsempre representados em mapa, o mesmo ocor-rendo com relação aos granitóides tipos Serra Ne-gra e Glória. À exceção da Unidade Minuim, as de-mais têm maior representatividade a oeste, no Esta-do da Bahia.

A composição litológica e as interpretações dosambientes de formação das unidades do Comple-xo Marancó no Estado de Sergipe estão mostradasna figura 2.16.

Apesar da intensa transposição que afetou os li-tótipos do Complexo Marancó, observam-se local-mente relíquias de dobramentos superpostos, comdobras isoclinais de segunda geração e vergênciapara sudoeste, e dobras tipo kink ortogonais, deterceira geração (análogas àquelas deformaçõesregistradas no Domínio Macururé). Também local-mente acha-se preservada a paragênese estauroli-ta-andaluzita-granada na Unidade Minuim, carac-terizando a fácies anfibolito.

Teixeira (1988) efetuou análises de elementosterras-raras em rochas andesíticas, dacíticas e rio-líticas do Complexo Marancó, concluindo pela na-tureza calcialcalina dessas rochas e evidênciasde sua formação em ambiente de arco vulcânico.Datações U/Pb obtiveram idades de 1.045 ± 20Mae 1.007 ± 10Ma, representando idade de forma-ção desse possível arco vulcânico (ver Apêndice2 para maiores detalhes sobre as datações radio-métricas).

Existem similaridades litológicas e estruturais doComplexo Marancó com o Complexo Canindé,principalmente a Unidade Minuim.

2.2.5 Domínio Poço Redondo

Constitui-se de uma seqüência de ortognaissestonalito-granodioríticos e de paragnaisses subordi-nados, freqüentemente migmatizados, denomina-dos de Complexo Migmatítico de Poço Redondo, epor intrusões de granitóides tardi a pós-tectônicos(figura 2.17). Limita-se a sul e norte através de zo-nas de cisalhamento contracionais oblíquas sinis-trais de alto ângulo. A deformação é quase sempreregistrada por dobramentos polifásicos desarmôni-cos, provavelmente, em parte, pré-brasilianos. Ometamorfismo é da fácies anfibolito alto.

Este compartimento pode ser considerado comoum terreno exótico, devido à dificuldade de ser es-tabelecida sua correlação com os demais domí-nios. Representa nível crustal mais profundo quetodos os demais, soerguido pela tectônica com-pressional cujo transporte de massa foi dirigido denor- deste para sudoeste.

2.2.5.1 Complexo Migmatítico dePoço Redondo

Descritas inicialmente por Silva Filho et al. (1977),as rochas migmatíticas de Poço Redondo ocorremsob a forma de abundantes lajedos, aflorantes aolongo de uma faixa orientada NW-SE, concordantecom a estruturação regional (figura 2.17).

Observa-se que os contatos com os granitói-des tipo Glória são quase sempre muito irregula-res e difusos. A sudeste de Poço Redondo exis-tem afloramentos com xenólitos de ortognaissebandado, dobrado, em granitóides relacionados


– 25 –

Figura 2.16 – Caracterização litológica e ambiental das unidades do Complexo Marancó.

Unidades Descrição Interpretação

Monte Azul(MNma4)

Metapiroclásticas e metarritmitos. Me-tadacito e metabasitos subordinados.

Metaturbiditos com contribuiçãode metapiroclásticas e metavul-cânicas.

Monte Alegre(MNma3)

Metarritmitos predominantes; mámore;quartzito.Metandesitos, metadacitos e metaba-sitos milonitizados.

(Flysch).

Arco sedimentar/Bacia deForearc (?).

Morro do Buji(MNma2)

Metaconglomerados (metapiroclásti-ca) e metarritmitos milonitizados.

Minuim(MNma1)

Anfibolitos predominantes; andaluzita-estaurolita xistos; metarritmitos; metar-riólitos; metaquartzo latitos pórfiros.Intercalações de metaultramáticas.

Arco Vulcânico com sills (ou las-cas?) ultramáficas.

àqueles tipo Glória, que, por sua vez, são trunca-dos por leucogranitos pós-tectônicos tipo Xingó(figura 2.18).

Exibem protólitos dominantemente gnáissicosde composição granodiorítico-tonalítica, em varia-das taxas de fusão parcial. Deste modo, podemocorrer tanto gnaisses bandados, com raros mobili-zados félsicos, como sob a forma de rocha homo-gênea, com foliação difusa, nas zonas de estágiomais avançado de granitização. Os termos interme-diários são migmatitos com estruturas dobradas ir-regulares, com leucossomas pegmatóides concor-dantes e discordantes, e mesossomas gnáissicos àbiotita ou biotita e hornblenda.

Amiúde apresentam enclaves de anfibolitos ban-dados, e, por vezes, de rochas calcissilicáticas ede mármores, estes últimos mais freqüentes na re-

gião de Paulo Afonso, na Bahia. Esses resistatos in-dicam a presença de rochas supracrustais nos pro-tólitos dos migmatitos (figura 2.18). Isto é corrobo-rado pela presença de mesossomas ricos em bioti-ta e, por vezes, granadíferos.

A deformação pré-brasiliana não é discernívelcom clareza, devido ao envolvimento com as defor-mações subseqüentes. Estas produzem dobrascom vergência para sudoeste, similares à estrutu-ração regional da Faixa de Dobramentos Sergipa-na no Estado de Sergipe.

Não se dispõe de datações dos protólitos dosmigmatitos Poço Redondo. Entretanto, VanSchmus et al. (1995) obtiveram, através do métodoSm/Nd, idade mínima de 1.740Ma, enquanto queos produtos da fusão anatéxica forneceram idadesem torno de 600Ma.

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Contato definido

Falha extensional


Falha ou zona de cisalhamento transcorrente sinistral



Limite estadual

COMPLEXO MIGMATÍTICO DEPOÇO REDONDO

BACIA DE TUCANO

GRANITÓIDES DIVERSOS

Figura 2.17 – Distribuição geográfica das unidades que compõem o Domínio Poço Redondo.

2.2.6 Domínio Canindé

Trata-se do domínio mais setentrional da Faixade Dobramentos Sergipana (figura 2.19), constitu-indo uma faixa de direção NW-SE, paralela ao rioSão Francisco, com cerca de quatro a dez quilôme-tros de largura. Seu limite sul com o Domínio PoçoRedondo é marcado por expressiva zona de cisa-lhamento dúctil contracional, de alto ângulo, deslo-cada em vários pontos por falhas transcorrentes si-

nistrais transversais, de direção NE-SW. Estas fa-lhas estão, em alguns pontos, preenchidas por di-ques básicos.

Esse domínio é constituído por rochas metavul-cano-sedimentares do Complexo Canindé, polide-formadas, freqüentemente transpostas e cisalha-das, intrudidas por expressivo corpo gabróico dife-renciado (Suíte Intrusiva Canindé). Também ocor-rem abundantes corpos irregulares de granitóidesdiversos, de colocação sin, tardi a pós, e pós-tectô-nicos, descritos em item próprio (2.2.7), juntamentecom aqueles granitóides que ocorrem em outrosdomínios.

A exemplo do que se observa no Complexo Ma-rancó, no domínio homônimo, os litótipos do Com-plexo Canindé acham-se quase sempre tectonica-mente imbricados, principalmente aqueles situa-dos mais a sul do domínio. Dobramentos estãomais preservados em sua extremidade sudeste,por vezes com geometrias de braquiantiformes oude prováveis seções de megadobras tipo bainha.O metamorfismo é de fácies xisto-verde a anfibolito.

Trata-se, provavelmente, de um arco magmáti-co, ou bacia de pós-arco, soldado à Faixa de Do-bramentos Sergipana por processo colisional (Be-zerra et al., 1991).

2.2.6.1 Complexo Canindé

O Complexo Canindé congrega um conjunto derochas metavulcânicas e metassedimentares, des-critas inicialmente por Silva Filho et al. (1977), e in-terpretadas como a suíte ofiolítica da então denomi-nada Geossinclinal Sergipana. Esta suíte engloba-ria também o corpo gabróico de Canindé. A tentati-va de agrupar essas rochas em unidades informaisdeve-se a Silva Filho et al. (1979), tomando comobase suas relações espaciais e afinidades genéti-cas. Desse modo, nas rochas supracrustais foramindividualizadas as unidades Mulungu, Garrote,Novo Gosto e Gentileza, encaixantes do plutonismogabróico denominado de Suíte Intrusiva Canindé,descrita adiante (figura 2.19).

Na presente síntese conservou-se esta organiza-ção, sendo apenas suprimida a Unidade Garrote,que é, na realidade, um granitóide milonitizado, cedoa sin-tectônico, descrito em item próprio (2.2.7),como Granitóide tipo Garrote.

Os contatos do Complexo Canindé, tanto inter-nos como externos, são geralmente tectônicos. Naterminação leste de sua área de ocorrência, atransposição tectônica foi menos intensa, e obser-vam-se contatos transicionais entre as unidades,


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ENCLAVE DE GRANADA - EPIDOTO - PLAGIOCLÁSIO GNAISSE, PRÉ-DEFORMADO

MIGMATITO BANDADO

PEGMATITO QUARTZO-FELDSPÁTICO

( a )

N120º

Sn+1

Sn

10cm

Figura 2.18 – Detalhes de afloramentos dos migma-

titos de Poço Redondo, em planta, mostrando en-

claves e deformação de veios (a), relações com

as intrusões de granitóides tardi e pós-tectônicos

(b) e orientação de enclaves (c).

GRANODIORITO TIPO GLÓRIA, COM FOLIAÇÃO PRIMÁRIA

XENÓLITOS ESTIRADOS DE MIGMATITO/GNAISSE BANDADO

XENÓLITO DE MIGMATITO/GNAISSE DOBRADO

XENÓLITOSLEUCOGRANITO

TIPO XINGÓ

N120º

( b )

10cm

NEOSSOMA GRANÍTICO

SCHLIEREN

ENCLAVES DE ANFIBOLITOS COM FORMAS SIGMOIDAIS(PROVÁVEIS RESTITOS)

N90º

( C )

além de dobramentos bem preservados, mesmoem escala de mapa. São cortados por granitóidesdiversos, principalmente tipo Xingó, e estão estru-turalmente concordantes com sheets graníticostipo Garrote, milonitizados. Uma síntese dos litóti-pos e prováveis ambientes de formação é mostra-da na figura 2.20.

A Unidade Gentileza tem como principal carac-terística a presença dominante de anfibolitos degranulação fina, certamente metabasaltos e meta-diabásios, localmente constituindo xenólitos em

leucogranitos tipo Xingó, em parte não representá-veis na escala do trabalho. No contato com a SuíteIntrusiva Canindé observa-se a presença de zonade cisalhamento dúctil, principalmente no perfilPoço Redondo-Curralinho.

A Unidade Novo Gosto apresenta a maior diver-sidade de litótipos do Complexo Canindé, emboraos anfibolitos também mereçam destaque em ter-mos de áreas de exposição. Intercalações de me-tacalcários e quartzitos geralmente mostram desta-que topográfico, e muitas vezes conformam os me-

– 28 –


BACIA DE TUCANO

SUÍTE INTRUSIVA CANINDÉ

COMPLEXO CANINDÉ

Unidade Mulungu

Unidade Novo Gosto

Unidade Gentileza

Granitóides diversos

Contato definido

Falha extensional





Limite estadual

Figura 2.19 – Distribui geográfica das unidades que compõem o Domínio Canindé.

gadobramentos, como na região a sul de Bonsu-cesso. Rochas calcissilicáticas, filitos grafitosos,gnaisses granadíferos e brechas piroclásticas sãomuito localizados, não representáveis na escala domapa.

A Unidade Mulungu apresenta como caracterís-tica mais diagnóstica a presença de lentes de ro-chas metaultramáficas talcificadas, sheets do gra-nitóide milonítico tipo Garrote e metavulcânicas áci-das xistificadas, além dos demais litótipos seme-lhantes à Unidade Novo Gosto. Além disso mos-tra-se mais cisalhada que as demais unidades,principalmente nas proximidades de contato sulcom os granitóides tipo Glória.

As paragêneses encontradas em litótipos doComplexo Canindé são indicativas de metamorfis-mo de fácies anfibolito, sendo sugestiva a presen-ça de andaluzita e cordierita como indicadores decondições de alta temperatura. O retrometamorfis-mo para a fácies xisto-verde concentra-se nas zo-nas mais cisalhadas.

O quimismo dos metabasaltos e das rochas vul-cânicas félsicas do Complexo Canindé favorecema sua comparação com seqüências de arco vulcâ-nico (Bezerra et al., 1992).

Gava et al. (1983) referem-se a uma dataçãoK/Ar em metabasitos da Unidade Gentileza, queacusou idade de 748 ± 17Ma.

2.2.6.2 Suíte Intrusiva Canindé

Esta suíte, descrita originalmente por Silva Filho etal. (1977), aflora em uma faixa com largura em tornode cinco quilômetros e extensão aproximada de qua-renta quilômetros, paralelamente ao rio São Francis-co (figura 2.19), entre o povoado Niterói e a cidade deCanindé do São Francisco. Corpos menores ocorremintrudindo rochas supracrustais do Complexo Canin-dé ou em megaxenólitos em granitóides tipo Xingó.

Seus contatos são intrusivos ou através de zonasde cisalhamento dúctil, principalmente com litóti-

pos do Complexo Canindé. Suas melhores exposi-ções localizam-se ao longo das estradas Poço Re-dondo - Canindé do São Francisco e Poço Redon-do-Curralinho, e ao longo do rio Jacaré e riachoSanta Maria. Exposições artificiais ocorrem próxi-mas a Canindé do São Francisco, remanescentesdas obras de irrigação do Projeto Califórnia.

A Suíte Intrusiva Canindé apresenta grande va-riedade composicional, onde são identificados ga-bros normais, noritos, micrograbos, olivina gabros,leucogabros, anortositos, troctolitos e rochas ultra-máficas, por vezes com texturas de cumulus e inter-cumulus, indicativas de processos de diferencia-ção magmática. As paragêneses dessas rochas in-dicam metamorfismo de grau médio, de fácies epi-doto-anfibolito a anfibolito, com retrometamorfismolocalizado para a fácies xisto-verde.

Os gabros normais, principalmente as varieda-des de granulação fina, ocorrem dominantementena periferia do corpo principal, e os leucogabros degranulação grossa são mais freqüentes na região anoroeste de Poço Redondo, nos arredores do ria-cho Santa Maria. Também ocorrem leucogabroscom olivina e augita ao longo da estrada Poço Re-dondo-Canindé do São Francisco, além de diquesde gabro e diabásio, descritos na região de Currali-nho, a nordeste de Bonsucesso.

Os troctolitos ocorrem sob a forma de bolsões,intimamente relacionados aos leucogabros. Santos& Souza (1988) observaram as principais ocorrên-cias de sulfetos de Cu e Ni que estão associadas aesses litótipos. Vale registrar, também, a presençade níveis de concentrações de Fe e Ti próximas aocontato sul do maciço principal.

Estudos litogeoquímicos efetuados por Teixeira(in Santos & Souza, 1988) concluem que esta suítefoi gerada a partir da fusão parcial de dois materiais,um de tendência toleiítica, pobre em K, e outro detendência alcalina. Por outro lado, Bezerra et al.(1992) fazem analogia dessas rochas com intru-sões sinorogênicas, enquanto Oliveira & Tarney


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Unidade Descrição Interpretação

Gentileza(MNgz)

Metabasaltos predominantes, e metadiabásios, localmentexistificados. Metabasaltos toleiíticos de baixo

potássio e metandesitos/metadaci-tos calcialcalinos.Turbiditos.

Arco vulcânico (?).

Complexo de subducção (?).

Novo Gosto(MNng)

Anfibolitos predominantes, metavulcânicas andesíticas edacíticas, metatufos, metacalcários, quartzitos.Calcissilicáticas, brechas piroclásticas e xistos com grafita,andaluzita e cordierita.

Mulungu(MNmu)

Intercalações de anfibolitos (metabasaltos, metavulcânicasfélsicas, quartzitos/metacherts, mármores, metarritmitos.Sills (ou lascas) de metaultramáficas milonitizadas.

Figura 2.20 – Caracterização litológica e ambiental das unidades do Complexo Canindé.

(1989) as relacionam a um rifteamento intraconti-nental e magmatismo anorogênico.

Van Schmus et al. (1997) obtiveram, pelo métodoSm/Nd, uma idade-modelo de 940Ma. para estasrochas gabróides (ver Apêndice 2, para maioresdetalhes sobre os dados radiométricos).

2.2.7 Rochas Granitóides

Conforme está ilustrado na figura 2.21, as rochasplutônicas granitóides da Faixa de Dobramentos

Sergipana têm ampla distribuição no Estado deSergipe. Foram caracterizadas e agrupadas to-mando-se como base principalmente sua época decolocação em relação aos principais eventos tectô-nicos tangenciais e, conseqüentemente, tambémàs suas características petrogenéticas. Esses gra-nitóides foram denominados informalmente comotipos Garrote, Serra Negra, Curralinho, Glória, Xin-gó, Serra do Catu e Propriá, seguindo-se procedi-mento normalmente utilizado na cartografia geoló-gica regional.

– 30 –


Contato definido

Falha extensional




Limite estadual

Bacia do Tucano Granitóides tipo Propriá (Npp)

Granitóides tipo Xingó (Nx)

Granitóides tipo Curralinho (Ncu)

Domínio Canindé Granitóides tipo Glória (Ngo)

Domínio Poço Redondo Granitóides tipo Serra do Catu (Nsc)

Domínio Marancó Granitóides tipo Serra Negra (Nsn)

Domínio Macururé Granitóides tipo Garrote (Ng)

Falha ou zona de cisalhamentotranscorrente sinistral

Figura 2.21 – Distribuição geográfica das intrusões granitóides nos domínios Macururé,Marancó, Poço Redondo e Canindé.

Alguns tipos são comuns aos domínios Macururé,Poço Redondo, Canindé e Marancó, enquanto ou-tros são restritos apenas a determinados domínios.Sua distribuição geográfica mostra, grosso modo,que existe um zoneamento composicional, indican-do que a alcalinidade cresce no sentido norte.Embora alguns autores advoguem que esta zonali-dade se deve à atuação de zonas de subducção(Silva Filho & Guimarães, 1994), outros (Neves & Ma-riano, no prelo) propõem a existência de uma plumamantélica como geradora desse plutonismo, sendoque a alcalinidade seria devida à maior ou menor es-pessura da crosta em determinados sítios.

As principais características de cada um dos ti-pos de granitóides (figura 2.22) serão descritas re-sumidamente a seguir. Maiores detalhes poderãoser obtidos nas citações bibliográficas, principal-mente com relação aos estudos petrogenéticosdessas rochas.

2.2.7.1 Granitóides Tipo Garrote

Originalmente incluídos no Complexo Canindécomo Unidade Garrote, composta por leptitos e au-gen gnaisses (Silva Filho et al.; Santos et al., 1988),são aqui redefinidos como o plutonismo graníticomais antigo da área. Gava et al. (1983) já aventa-vam a possibilidade dessas rochas serem intrusi-vas em litótipos do Complexo Canindé.

Constituem faixa contínua orientada WNW-ESE,estruturalmente concordante com as unidades Mu-lungu e Novo Gosto, e suas melhores exposiçõeslocalizam-se nos arredores da fazenda Garrote. Oscontatos são tectônicos, geralmente marcados pormilonitos de foliação subvertical, como se observanos perfis Poço Redondo-Curralinho e Poço Re-dondo-Canindé do São Francisco. Na fazenda Gar-rote, o contato com a Unidade Novo Gosto é fre-qüentemente marcado por corpos descontínuos demetadolomito que delineiam claramente estruturasdobradas, cujas geometrias são indicativas de bra-quiantiforme ou de seções de dobras tipo bainha.

Os granitóides tipo Garrote têm composição gra-nítica, freqüentemente com biotita, moscovita egranada, foliação milonítica, e, por vezes, texturaporfiroclástica grossa. Nas zonas de mais alta taxade deformação são transformados em gnaisse,com fino bandamento milonítico, evoluindo por ve-zes até ultramilonitos. Na fazenda Garrote, onde oprotólito granitóide porfirítico ainda é reconhecido,ocorrem minidobras e lineação de estiramento, in-dicativas de tectônica dúctil contracional de altoângulo,com movimentação para sul.

Esses granitóides são provavelmente do tipo“S”, peraluminosos, e foram colocados durante aprimeira deformação do Complexo Canindé. De-terminações geocronológicas pelos métodosU/Pb e Sm/Nd fornecem os seguintes resultadospreliminares: idade 715 � �x Ma, idade-modeloTDM = 1,16Ga e �Nd(0,6Ga) = -1,9 (Van Schmus,Brito Neves et al., 1997, inédito; ver Apêndice 2).

2.2.7.2 Granitóides Tipo Serra Negra

Os granitóides deste tipo ocorrem restritos aoDomínio Marancó, formando relevos elevados, comdestaque para a serra de onde foi retirada sua de-nominação, localizada próxima à fronteira Sergi-pe-Bahia. Seus contatos com litótipos do ComplexoMarancó se fazem através de zonas de cisalha-mento dúctil contracionais e contracionais oblí-quas, o mesmo ocorrendo em relação ao contatocom o Complexo Macururé.

Foram cartografadas duas tectonofácies (Nsn1 eNsn2) nesses granitóides, ambas de composiçãogranodiorítica a quartzo-monzonítica, e por vezescom granada. Apesar da presença constante de fo-liação milonítica e de porfiroclastos de feldspato,na tectonofácies Nsn2 a intensidade da deforma-ção foi maior, resultando em litótipos com banda-mento milonítico, alternados com gnaisses porfiro-clásticos muito estirados. Localmente ocorrem xe-nólitos de anfibolito.

Nos mapas aerogamaespectrométricos, essasrochas são bem destacadas em relação às rochasadjacentes. Observaram-se, também, no flanconorte da serra Negra, anomalias de estanho em se-dimentos de corrente (Santos & Souza, 1988).

Os granitóides tipo Serra Negra são muito seme-lhantes àqueles do tipo Garrote, tanto do ponto devista tectônico como composicional.

Silva Filho et al. (1979) referem-se a uma idadeRb/Sr com valor de 870Ma para esses granitói-des.

2.2.7.3 Granitóides Tipo Curralinho

Estes granitóides, incluídos originalmente no tipoSítios Novos por Santos et al. (1988), têm distribui-ção restrita ao Domínio Canindé, ocorrendo quasesempre em contato intrusivo com litótipos do Com-plexo Canindé. Por vezes apresentam feições típi-cas de mistura/coexistência de magmas com ro-chas gabróicas da Suíte Intrusiva Canindé, o quejustifica sua posição na coluna estratigráfica. Exem-plo desta última relação de contato é observado no


– 31 –

– 32 –


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povoado Curralinho, margem do rio São Francisco,onde os granitóides mostram uma fácies subvulcâ-nica de composição dacítica, com pórfiros euedraisde plagioclásio, microclínio e quartzo azulado.

São rochas isotrópicas, localmente foliadas, porfi-ríticas, e de composição granítica a granodiorítica àbiotita e hornblenda. Freqüentemente apresentamfeições de fluxo magmático preservadas. A mais es-petacular dessas feições ocorre em um afloramentojunto à barragem de Xingó, onde se observa um en-xame de autólitos dioríticos alongados e orientadosparalelamente ao fluxo magmático, sem deforma-ção tectônica dúctil presente (foto 9).

Os granitóides tipo Curralinho têm composiçãosemelhante à fácies Ngo2 dos granitóides tipo Gló-ria, e não existem estudos litogeoquímicos específi-cos sobre eles. Uma datação geocronológica pelométodo K/Ar (em biotita forneceu idade de 611 �

18Ma para esses granitóides (Gava et al., 1983; verApêndice 2).

2.2.7.4 Granitóides Tipo Glória

Constituem os granitóides mais amplamente dis-tribuídos na área, ocorrendo no âmbito dos domí-nios Macururé, Poço Redondo e Marancó. Foraminicialmente descritos como Batólito de Glória porHumphrey & Allard (1962, 1969), tipo Glória porSantos & Silva Filho (1975) e Silva Filho et al.(1977-1979), e tipo Coronel João Sá, por Santos etal.(1988).

Seus contatos com as encaixantes são bruscos,por vezes marcados por zonas de cisalhamento.No caso em que esses granitóides estão encaixa-dos em metapelitos e metapsamitos do ComplexoMacururé, os contatos freqüentemente mostramauréolas de metamorfismo térmico, gnaissificaçãode borda, pegmatitização, apófises boudinadas edobradas, e xenólitos das encaixantes. Essas fei-ções indicam processos de colocação tipo balo-neamento, mais evidentes no maciço de CoronelJoão Sá, no Estado da Bahia.

Os contatos tectônicos são mais freqüentes nosdomínios Marancó e Poço Redondo, principalmen-te as zonas de cisalhamento contracionais e trans-correntes oblíquas, que são descontinuidades es-truturais profundas, limítrofes dos domínios tecto-noestratigráficos. Com os migmatitos de Poço Re-dondo, os contatos são muito difusos.

Estes granitóides foram agrupados em quatro li-tofácies (Ngo1, Ngo2, Ngo3 e Ngo4), em função deafinidades petrográficas, texturais e geoquímicas,independentemente dos domínios onde elas ocor-

rem. A litofácies Ngo1 corresponde a corpos ondedominam granodioritos a hornblenda e/ou biotita,com variações para quartzo monzonitos e quartzomonzodioritos. Têm textura eqüigranular, raramen-te porfirítica e são raros os enclaves máficos. A pre-sença de veios aplopegmatíticos é mais freqüenteque nas demais litofácies. Xenólitos angulosos deanf ibol i to bandado foram registrados aoes-noroeste de Poço Redondo, certamente prove-nientes do Complexo Canindé. A litofácies Ngo2engloba predominantemente granodioritos e quart-zo monzodioritos porfiríticos a biotita, com horn-blenda subordinada. A presença de abundantesenclaves máficos é marcante nesta litofácies, bemcomo estruturas magmáticas primárias, tais comoalinhamentos, entelhamentos e acumulações depórfiros de feldspatos, muitas vezes euedrais e zo-nados, e orientação de hornblenda e de enclaves.Estes enclaves são autólitos de composição dioríti-ca a gabróica, também porfiríticos, e exibem fei-ções diagnósticas de magma mingling (coexistên-cia de magma ácido e básico) como, por exemplo,contato em cúspide e pórfiros “penetrando” nos au-tólitos. A litofácies Ngo3 tem composição dominan-temente granítica a duas micas e distribuição restri-ta ao Domínio Macururé. O maciço mais represen-tativo foi estudado por Chaves (1991), onde apre-senta relações de contato intrusivo com os granodi-oritos a biotita e hornblenda da litofácies Ngo2, exenólitos de metapelitos do Grupo Macururé. Final-mente, a litofácies Ngo4 distingue-se da anteriorapenas pela presença de pórfiros euedrais de feld-spato potássico, com até cinco centímetros. Tam-bém só ocorre no Domínio Macucuré, sendo que ocorpo mais representativo situa-se em Gracho Car-doso.

O estudo litogeoquímico efetuado por Teixeira (in:Santos & Souza, 1988) em granitóides tipo Glórianos domínios Macururé e Poço Redondo, litofáciesNgo2, mostra composição de caráter dominante-mente metaluminoso, com notório enriquecimentoem potássio, sugerindo derivação a partir de mag-ma calcialcalino de alto potássio. São observadascomposições típicas da série calcialcalina normal eoutras com características subalcalinas ou monzoní-ticas. O referido autor conclui pela existência decristalização fracionada de uma mistura mantélica ecrustal, com menor contribuição desta última. Poroutro lado, Chaves & Celino (1992, 1993) caracteri-zam alguns maciços da região de Nossa Senhora daGlória, no Domínio Macururé, correspondentes à li-tofácies Ngo2, como do tipo I – caledoniano, calcial-calinos, metaluminosos, enquanto que outro maciço


– 33 –

representante da litofácies Ngo3 é definido comoperaluminoso, de origem crustal (tipo “S”). Outrosestudos litogeoquímicos desses granitóides foramefe- tuados por Fujimori (1989) e Silva Filho et al.(1992), enquanto que estudos litogeoquímicos maisabrangentes dos principais granitóides da Faixa deDobramentos Sergipana foram efetuados por Gui-marães & Silva Filho (1993 e 1994), e Silva Filho &Guimarães (1995).

Datações geocronológicas pelos métodos Rb/Sre K/Ar indicam idades que variam de 530Ma a660Ma (ver Apêndice 2, inclusive para referênciasbibliográficas), sendo que as determinações maisrecentes referem-se aos granitóides do maciço deCoronel João Sá, no Estado da Bahia, para os quaisforam obtidas idades Rb/Sr isocrônicas de 614 �

9Ma e 619 � 21Ma (Chaves et al., inédito; apud Cha-ves & Celino, 1993). Por outro lado, dados isotópicosSm/Nd preliminares de Van Schmus, Brito Neves etal. (1997, inédito) fornecem para os granitóides tipoGlória, do Estado de Sergipe, idades-modelo TDMvariando de 1,24Ga a 1,71Ga e �Nd (0,6Ga) no inter-valo -2,1 e -8,2 (ver Apêndice 2).

2.2.7.5 Granitóides Tipo Xingó

Distribuem-se nos domínios Marancó, Poço Re-dondo e Canindé, e as primeiras referências a elesdevem-se a Alves & Moraes (1952), na região dacachoeira de Paulo Afonso. Silva Filho et al.(1977) descrevem algumas rochas semelhantescomo do tipo Mata Grande, e a denominação tipoXingó é devida a Santos et al. (1988). Constituemdesde diques centimétricos aplopegmatíticosaté maciços quilométricos, com formas irregula-res e contatos intrusivos, com grande diversida-de de litótipos, muitas vezes englobando xenóli-tos angulosos de granitóides, gnaisses e metas-sedimentos.

São granitóides róseos a cinza, granulação fina amédia, isotrópicos, classificados como leucograni-tos (mais comuns), biotita granitos, moscovita gra-nitos e turmalina-moscovita granitos. Este últimotipo ocorre no extremo-noroeste do Estado de Ser-gipe, na divisa com o Estado da Bahia. São clara-mente tardi a pós-tectônicos, e em geral afetadosapenas por tectônica rúptil, como se observa emCanindé do São Francisco, onde se encontram in-trudidos em rochas gabróides da Suíte Canindé(foto 10).

Teixeira (in: Santos & Souza, 1988) classifica qui-micamente esses granitóides como metaluminososde tendência alcalina a subalcalina, enquanto Gui-

marães & Silva Filho (1993) e Silva Filho & Guima-rães (1995) os caracterizam como peraluminosos,originados a partir de fusão crustal.

Sua datação Rb/Sr mais recente forneceu idadede 600 � 23Ma com R0=0,7076 (Santos et al.,1988).

2.2.7.6 Granitóides Tipo Serra do Catu

Ocorre nos domínios Marancó, Poço Redondo eCanindé, constituindo corpos irregulares, discor-dantes da estruturação regional. Esta denomina-ção é devida a Santos et al. (1988), em referência àserra homônima, localizada no Estado de Alagoas,e corresponde aos granitóides tipo Águas Belas,de Santos & Silva Filho (1975) e Silva Filho et al.(1977, 1979).

O maciço mais representativo situa-se no extre-mo-noroeste do estado, próximo a Curituba, orien-tado NE-SW, paralelamente a um sistema de falhastranscorrentes. Este corpo trunca transversalmentelitótipos dos três domínios citados, provocando lo-calmente metamorfismo térmico em metacarbona-tos do Complexo Canindé. Este maciço é represen-tante de uma das duas litofácies cartografadas, aNsc1. Trata-se de rocha de cor rósea, granulaçãovariando de média a pegmatóide, isotrópica, porvezes com foliação ígnea, e composição petrográ-fica variando de hornblenda sienito, quartzo sienitoe monzonito a quartzo monzonito. Na fácies Nsc2,cujo corpo mais representativo situa-se no povoa-do Niterói, com extensão para Alagoas, predominamonzonito pórfiro, caracterizado pela grandequantidade de pórfiros euedrais de feldspato po-tássico, muitas vezes zonados, e com xenólitos deortognaisses bandados.

São granitóides pós-tectônicos, classificadospor Teixeira (1988) como peralcalinos, de fonteígnea mantélica, enquanto que Silva Filho & Gui-marães (1995) identificam afinidades shoshoníti-cas.

Gava et al. (1983) citam uma datação K/Ar em bio-tita, com valor de 617 � 18Ma, interpretada comoidade mínima para o plutonismo tipo Serra do Catu.

2.2.7.7 Granitóides Tipo Propriá

Ocorrem na região de Propriá, Canhoba e Escuri-al, parte nordeste do estado, originalmente incluídosno tipo Glória, de Silva Filho et al. (1978). Possuemcontatos intrusivos muito nítidos com metapeli-tos-metapsamitos do Grupo Macururé e, no caso domaciço de Propriá, parte do contato é feita através

– 34 –


de falhas normais com sedimentos da Bacia de Ser-gipe. São comuns xenólitos das encaixantes.

O tipo característico foi identificado como bioti-ta-moscovita granito porfirítico, isotrópico, por ve-zes com autólitos máficos e indicações de mistu-ra/coexistência de magmas.

Fujimori (1989) destacou a tendência alcalina desua composição química, enquanto Fernandes(1996) concluiu que estes granitóides são subalca-linos, em parte com afinidades shoshoníticas,pós-orogênicos. Estes dados foram os argumentosutilizados no presente trabalho, para separá-los dotipo Glória, estes de quimismo dominantementecalcialcalino.

As determinações geocronológicas existentespara esses granitóides limitam-se a uma dataçãoK/Ar em biotita (idade de 606 � 16Ma), uma data-ção Rb/Sr convencional em rocha total (idade 643 �

72Ma) e a uma isócrona Rb/Sr da referência, cons-truída conjuntamente com amostras dos granitói-des tipo Glória, que forneceu idade de 630 � 23Ma(ver Apêndice 2, inclusive para referências biblio-gráficas).

2.3 As Bacias Sedimentares deTucano e de Sergipe

As bacias sedimentares do Estado de Sergi-pe estão situadas nas seguintes regiões: a lestedo Estado, avançando sobre a plataforma conti-nental (Bacia de Sergipe); e a noroeste e sudo-este do Estado, respectivamente nas regiõesdos riachos Curituba e da Barra, e da cidade dePoço Verde, no limite com o Estado da Bahia(Bacia de Tucano Central e Norte) (figura 2.23).A sua origem está relacionada ao sistema de riftsprecursores da separação entre a América doSul e a África: o rift de Tucano representando asfases iniciais da separação e o de Sergipe, a se-paração definitiva.

As descrições a seguir foram sintetizadas apartir dos trabalhos de Schaller (1969), Viana et al.(1971), Silva Filho et al. (1979, 1981), Gava etal.,1983), Menezes Filho et al. (1988), Caixeta et al.(1994), Feijó (1994) e Vilas Boas (1996).

2.3.1 Bacia de Tucano

As rochas da Bacia de Tucano, conforme foi co-mentado, foram depositadas nas fases iniciais daseparação entre a América do Sul e a África. A es-tratigrafia desta bacia é mostrada nas figuras 2.24 e

2.25, na qual estão salientadas as rochas aflorantesno Estado de Sergipe.

2.3.1.1 Grupo Jatobá

O Grupo Jatobá, que aflora apenas na Bacia deTucano, é a base da seqüência sedimentar fanero-zóica do Estado de Sergipe. Sua idade é silu-ro-devoniana e ele reúne as formações Tacaratu eInajá (Caixeta et al., 1994). A última não aflora noEstado de Sergipe.

Formação Tacaratu (Moraes Rego, 1936)

O nome da formação é derivado da serra de Ta-caratu e da localidade homônima, situadas em Per-nambuco. Ela aflora também no extremo-noroestedo Estado de Sergipe, a noroeste e sudoeste da ci-dade de Curi tuba. Está deposi tada emnão-conformidade sobre o Complexo Gnáissico-Migmatítico do embasamento e sotoposta às for-mações Inajá e Curituba. Seu contato com a primei-ra é gradacional e com a segunda é discordante esua espessura é, segundo Menezes Filho et al.(1988), impossível de avaliar. Está em contato fa-lhado com a Formação Santa Brígida. As litologiase estruturas sedimentares da Formação Tacaratusão mostradas na figura 2.26.

De acordo com Ghignone (1979), a idade silu-ro-devoniana da Formação Tacaratu é sugerida porcorrelação com o Grupo Serra Grande da Bacia doParnaíba, pois a formação é afossilífera.

Formação Curituba (Brazil, 1948)

O seu nome provém da cidade e do rio Curituba,em cujas proximidades ela aflora, não sendo atribuí-da a nenhum dos grupos aqui descritos. Está super-posta discordantemente à Formação Tacaratu e so-toposta concordantemente à Formação Santa Brígi-da (Silva Filho et al., 1979). Entretanto, Gava et al.(1983; apud Menezes Filho et al., 1988), supuseramuma discordância entre as formações Curituba eSanta Brígida. A sua espessura não pode ser avalia-da, uma vez que a formação não aflora continua-mente e está muito falhada. A figura 2.27 mostra umacoluna estratigráfica composta da Formação Curitu-ba, baseada na descrição de afloramentos isolados.

A formação é afossilífera, sendo-lhe atribuídaidade carbonífera (Dino & Uesugui, 1986; apudCaixeta et al., 1994). Esses últimos autores a corre-lacionam com a Formação Batinga das bacias deSergipe e Alagoas.


– 35 –

– 36 –


Falhas limítrofes das bacias

PRÉ-CAMBRIANO

MESOZÓICO / PALEOZÓICO

BACIAS SEDIMENTARES

Bacia de Sergipe

Terciário

Tércio - Quaternário

Quaternário

FORMAÇÕES SUPERFICIAIS

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Bacia de Tucano

Figura 2.23 – Distribuição das coberturas fanerozóicas no Estado de Sergipe.


– 37 –

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Figura 2.25 – Carta Estratigráfica de Bacia do Tucano Sul/Central.(modificada de Caixeta et al., 1994).


– 39 –

DESCRIÇÃO INTERPRETAÇÃO

Arenitos cinza-claro a branco, róseos, finos agrossos, com seleção regular a boa, grãos an-gulosos a arredondados, seixosos, com grãos dequartzo e frações subordinadas de feldspatos eminerais micáceos. Estratificações cruzadastabulares e acanaladas de porte médio a grande,com pavimentos de grânulos ou seixos nasbases dos conjuntos.

Fluvial entrelaçado (?).

Leques aluviais.

Intercalações de conglomerados sustentadospelos clastos de quartzo arredondados, de ta-manho grânulo a seixo, ocasionalmente imbri-cados.

Figura 2.26 – Coluna estratigráfica composta da Formação Tacaratu. Baseada em Menezes Filho et al. (1988).

Conglomerado sustentado pela matriz de arenitoargiloso, com seixos e matacões de granito, rochasefusivas metabásicas, pegmatitos, quartzitos,rochas carbonáticas, filitos e rochas sedimentarespaleozóicas.

Diamictito.

Sedimentação continental com influên-cia glacial: sistemas fluviais, planície delavagem, deltas lacustres e lagos progla-ciais.

Arenito lítico médio a grosso e conglomerático, comlascas de folhelhos e fluidização.

Ritmitos várvicos.

Lobos imbricados de arenito fino a médio, bemselecionado, com marcas onduladas e ondulaçõestruncadas.

Associações rítmicas de folhelhos esverdeados eavermelhados quando intemperizados. Camadaslenticulares de arenito fino e siltito e clastos caídos.

Arenito lítico médio, mal selecionado, formado porquartzo, feldspatos e fragmentos de rocha, comcorpos irregulares e descontínuos de conglome-rado com seixos e grânulos. Os clastos são derochas graníticas, platiformes, discóides e arredon-dados.


Figura 2.27 – Coluna estratigráfica composta da Formação Curitiba. Baseada em Menezes Filho et al. (1988).

Formação Santa Brígida (Brazil, 1948)

Os afloramentos desta formação estão restritosao graben de Santa Brígida, situado a oés-sudo-este da cidade de Curituba. O seu nome deriva dasede do município homônimo e ela também nãoestá associada a nenhum grupo e está divididanos membros Caldeirão (inferior) e Ingá (superior).A Formação Santa Brígida está sobreposta discor-dantemente à Formação Curituba ou sobre a For-mação Tacaratu e uma discordância erosiva apóslongo hiato de sedimentação marca o seu contatosuperior. O seu limite por falhas impossibilita esti-mar a sua espessura. As litologias e estruturas se-dimentares, bem como a interpretação ambientalda Formação Santa Brígida, são mostradas na fi-gura 2.28.

Baseado na presença de esporomorfos, Ghig-none (1979) posicionou a Formação Santa Brígidano Permiano. Ela pode ser correlacionada com asformações Afligidos (bacias de Tucano Sul, Recôn-cavo e Camamu) (Caixeta et al., 1994), Aracaré(Bacia de Sergipe), Pedra de Fogo (Bacia do Par-naíba) e Irati (Bacia do Paraná) (Menezes Filho etal., 1988).

2.3.1.2 Grupo Massacará (Viana et al., 1971)

O nome do grupo tem origem na vila de Massa-cará, localizada no município de Euclides da Cu-nha, no norte do Estado da Bahia. Este grupo, re-presentado pela Formação São Sebastião, com-preende uma seqüência arenosa com intercala-ções de argilas sílticas e folhelhos.

Formação São Sebastião (Taylor, 1948)

O nome da formação deriva da cidade de SãoSebastião do Passé, no Estado da Bahia, em cujaregião estão seus melhores afloramentos. No Esta-do de Sergipe, a Formação São Sebastião aflora asul da cidade de Poço Verde e a sul da cidade deTobias Barreto, às margens do rio Real. Caixeta etal. (1994) atribui uma espessura máxima de1.630m. A figura 2.29 mostra esquematicamentesuas litologias, estruturas sedimentares, e ambien-te de sedimentação.

O conteúdo fossilífero da formação é represen-tado por ostracodes, gastrópodes, lamelibrânquiose fragmentos de vertebrados que lhe conferemuma idade valanginiana-aptiana (Cretáceo Inferior:

– 40 –


Membro Ingá: Arenitos avermelhados comgrãos de quartzo e feldspato arredondados comestratificações cruzadas tabulares e acana-ladas, laminações deformadas e pavimentos deseixos; pelitos pretos com bancos de calcárioimpuro, ritmitos várvicos”, níveis de sílica, ta-petes algais, brechas sedimentares, eestromatólitos colunares.

tepees

Membro Caldeirão: Arenitos vermelhos finos agrossos, arredondados, bem a mal seleciona-dos, formados por grãos de quartzo e feldspato,com estratificação tabular e acanalada compavimentos de seixos na base dos conjuntos,fluxo e queda de grãos; pelitos vermelhos, tabu-lares, conglomerados suportados pela matrizarenosa ou clastos de seixos e matacões de gra-nito, quartzo e arenitos; ritmitos e arenitos comondulações truncadas.

Depósitos distais de dunas, interdunas e(lacustres).sabkhas

Deposição em ambiente desértico, comleques aluviais, , dunas e(sistema fluvial entrelaçado).

fan deltas wadis


Figura 2.28 – Coluna estratigráfica composta da Formação Santa Brígida, segundo Menezes Filho et al.(1988). Interpretação baseada em parte no modelo de Frostick & Reid (1987).

Menezes Filho et al., 1988; Bueno et al., 1994), e elaé correlacionável à Formação Penedo das baciasde Sergipe e Alagoas (Caixeta et al., 1994).

2.3.2 Bacia de Sergipe

As rochas da Bacia de Sergipe foram deposita-das tanto nas fases iniciais como durante os even-tos relacionados à separação entre a América doSul e a África. A estratigrafia desta bacia é mostra-da na figura 2.30, na qual estão salientadas as ro-chas aflorantes no Estado de Sergipe. Adicional-mente, a figura 2.31 mostra esquematicamente amargem continental sobre a qual está depositada aBacia de Sergipe, com a sucessão estratigráficaonde estão registrados aqueles eventos.

2.3.2.1 Grupo Igreja Nova (Kreidler, 1948)

O nome do grupo deriva da cidade de IgrejaNova no Estado de Alagoas, onde se acha melhorexposto. A sua idade determinada por métodos pa-leontológicos é permo-carbonífera. Na Bacia deSergipe ele é representado pelas formações Batin-ga e Aracaré (figura 2.32).

Formação Batinga (Bender, 1957)

O nome desta formação deriva do povoado deBatinga no Estado de Sergipe, em cujos arredoresela foi descrita pela primeira vez. Ela aflora desdeBatinga até o rio Perucaba,no Estado de Alagoas, e

tende a desaparecer por erosão em direção à partesul da bacia. Sua seção-tipo está no trecho entrenovecentos e três mil metros a nordeste da estaçãode Batinga, ao longo da Estrada de Ferro Leste Bra-sileiro. A espessura máxima mede 318m. O Mem-bro Atalaia ocorre apenas em subsuperfície, nopoço SM-1-SE. A Formação Batinga está deposita-da em não-conformidade sobre o embasamentocristalino ou discordantemente sobre o GrupoEstância; seu contato superior, com diversas uni-dades litoestratigráficas, também é discordante. Afigura 2.32 mostra a subdivisão, litologias e os am-bientes de sedimentação da Formação Batinga àqual, baseado em esporomorfos, Feijó (1994) atri-bui a mesma idade neocarbonífera.

Formação Aracaré (Perrella, 1963)

O nome da formação deriva do morro do Aracaré,localizado nas proximidades de Neópolis, Estado deSergipe. A Formação Aracaré aflora próximo à bor-da oeste da Bacia de Sergipe, principalmente novale do rio Perucaba (Estado de Alagoas) e nas mar-gens do rio São Francisco, entre Neópolis e o morrodo Aracaré. Os afloramentos da margem direita dorio São Francisco, entre o morro do Aracaré e a fa-zenda Borges, no horst de Penedo, foram designa-dos como seção-tipo da formação. Os seus conta-tos, inferior com a Formação Batinga e superior coma Formação Bananeiras, são discordantes. A suaespessura, na Bacia de Sergipe, é de 192m (Feijó,1994). Uma coluna estratigráfica composta da For-


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Arenitos brancos e vermelhos, médios a gros-sos e/ou conglomeráticos, com estratificaçãocruzada acanalada, e arenitos avermelhados,médios, bem selecionados; associados a fo-lhelhos de cor cinza, acastanhados ou preta,com participação papirácea, argilas e siltitos.Intervalos de arenitos fluidizados e diastemascom crostas limoníticas.

Depósitos fluviais com retrabalhamento eólico,depósitos de planície de inundação e evidên-cias de períodos de afogamento lacustre.


Figura 2.29 – Coluna estratigráfica composta da Formação São Sebastião. Baseada em Viana et al. (1971),Menezes Filho et al. (1988) e Bueno et al. (1994).

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Figura 2.30 – Carta Estratigráfica da Bacia de Sergipe (modificada de Feijó, 1994).


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NW SE+ + + +

++ ++

Fms. Marituba e Mosqueiro

Fm. Calumbi

Fms. Cotinguiba, Riachuelo e Muribeca

Fms. Maceió, Coqueiro Seco, Penedo,Barra de Itiúba,Serraria, Bananeiras e seção paleozóica.

Almofadas de sal

Embasamento

Falha com movimento indicado

Discordância

LEGENDA

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+

Figura 2.31 – Seção geológica esquemática da Bacia de Sergipe, in Lana (1990).


FORMAÇÃO ARACARÉ

FORMAÇÃO BATINGA

Arenitos avermelhados, folhelhos e calcáriosinteracamadados, associados a sílex em ca-madas, nódulos e inclusões.

Membro Boacica: Siltitos laminados cinza aacastanhado, esverdeado ou amarelado,com laminações ora semelhantes a varvitos,ora irregulares, com estratificação cruzada efreqüentes gradações para arenitos efolhelhos.

Membro Atalaia: Arenito grosso, esbranquiça-do, imaturo (intervalo 2.328-2.352m do poçoSM-1-SE).

Membro Mulungu: Paraconglomerados desor-ganizados com seixos, calhaus e matacões derochas ígneas e metamórficas de tamanho egrau de arredondamento variados, imersosem matriz síltico-arenosa cinza, com tonalida-des variando do esverdeado ao acastanhado.

Deposição em ambiente costeiro, sob influên-cia de tempestades e com retrabalhamentoeólico.

Deposição em ambiente glaciomarinho.

Figura 2.32 – Coluna estratigráfica composta do Grupo Igreja Nova, mostrando a subdivisão em membrosda Formação Batinga. Baseada em Schaller (1969) e Feijó (1994).

mação Aracaré é mostrada na figura 2.32. Baseadona presença de esporomorfos dos gêneros Striati-tes, Lueckisporites, Limitisporites, Vestigisporites,Vittattina e Striatosacites, Schaller (1969) atribuiu àFormação Aracaré idade eopermiana.

2.3.2.2 Grupo Perucaba (Feijó, 1994)

O seu nome deriva do rio Perucaba, no Estadode Alagoas, e foi proposto para reunir as formaçõesCandeeiro, Bananeiras e Serraria (figura 2.33). AFormação Candeeiro ocorre apenas em subsuper-fície, no poço Candeeiro 1 (CO-1-AL). A idade dogrupo vai do Neojurássico ao Eocretáceo.

Formação Bananeiras (Schaller, 1969)

O nome da formação deriva da vila de Bananei-ras no Estado de Sergipe, e os seus afloramentosestão situados ao longo da borda oeste da bacia,desde a fazenda Pão de Açúcar, na cidade de Mu-ribeca, no Estado de Sergipe, até a sul da cidadede Junqueiro, no Estado de Alagoas. A sua se-ção-tipo está nos afloramentos à margem da antiga

Estrada de Ferro Leste Brasileiro, 1,3km a sudoesteda vila de Bananeiras. Seu contato inferior é con-cordante com a Formação Candeeiro e discordan-te ou não-conforme com os sedimentos paleozói-cos ou o embasamento; o contato superior é con-cordante com a Formação Serraria e ela alcança aespessura máxima de 166m. Uma seção compostada Formação Bananeiras é mostrada na figura2.33. A presença de ostracodes não-marinhos neo-jurássicos define a idade da formação, que é corre-lacionável com a Formação Aliança, que ocorre nasbacias de Tucano e do Recôncavo (Schaller, 1969).

Formação Serraria (Perrella, 1963)

O nome da formação deriva do povoado de Ser-raria, no Estado de Alagoas, e ela aflora na bordaoeste da bacia, desde a cidade de Muribeca emSergipe, até o rio Piauí, cerca de oito quilômetros asul da cidade de Junqueiro, no Estado de Alagoas.As exposições escolhidas como seção-tipo estãosituadas à margem do rio Boacica, seis quilômetrosa su-sudeste da cidade de Igreja Nova e quatorzequilômetros a noroeste da cidade de Penedo, am-

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FORMAÇÃO SERRARIA

Arenitos com pavimentos de grânulos e cas-calhos, intercalações subordinadas de folhe-lhos sílticos cinza-esverdeados e vermelhos einclusões de camadas de matéria carbonosa.Troncos de madeira silicificada.

Deposição por rios entrelaçados, com retraba-lhamento eólico subordinado.

Ambiente lacustre.

Arcóseos e arenitos brancos, acinzentados eavermelhados, médios a grossos, seleção re-gular a má, grãos subangulares. Estratifica-ção cruzada tabular a acanalada.

FORMAÇÃO BANANEIRAS

Folhelhos e argilitos vermelhos, acastanha-dos e arroxeados, mosqueados de verde-cla-ro, sílticos.

Intercalações calcíferas gradando para calcá-rios avermelhados e intercalações delgadasde arenitos argilosos finos, avermelhados.

Figura 2.33 – Coluna estratigráfica composta do Grupo Perucaba. Baseada em Schaller (1969),Garcia (1990) e Feijó (1994).

bas no Estado de Alagoas, próximo ao povoadoque dá nome à formação. A Formação Serraria estásobreposta concordantemente à Formação Bana-neiras e sotoposta, também concordantemente, àFormação Barra de Itiúba; sua espessura na seção-tipo é de 120m. Suas litologias e estruturas sedi-mentares são mostradas esquematicamente na fi-gura 2.33. A presença de ostracodes não-marinhosneojurássicos e eocretácicos define a idade da for-mação.

2.3.2.3 Grupo Coruripe (Schaller, 1969)

O nome Coruripe se deve ao rio que atravessa ocentro da área geográfica onde ocorrem os sedi-mentos pertencentes a este grupo. Ele foi inicial-mente dividido em cinco formações, na categoriahierárquica de subgrupo; Feijó (1994) propôs sua

elevação à categoria de grupo, englobando as se-guintes formações: Barra de Itiúba, Penedo, Rio Pi-tanga (figura 2.34), Coqueiro Seco, Ponta Verde,Poção, Maceió e Muribeca. A Formação CoqueiroSeco é representada apenas pelo seu membro de-nominado Morro do Chaves (figura 2.35). As forma-ções Ponta Verde e Poção não ocorrem na Bacia deSergipe, de modo que não estão representadas nafigura 2.34; as formações Maceió e Muribeca nãoafloram, ocorrendo apenas em subsuperfície (figu-ras 2.36 e 2.37). A idade do grupo vai do Berriasia-no ao Neoaptiano.

Formação Barra de Itiúba (Kreidler, 1949)

O nome da formação deve-se ao povoado deBarra de Itiúba, localizado na margem esquerdado rio São Francisco, a montante da cidade de Pe-


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FORMAÇÃO RIO PITANGA

Conglomerados e brechas de coloração aver-melhada a esverdeada com seixos e matacõesde xisto, filito, metassiltito, quartzito e calcárioavermelhado. Matriz argilo-siltosa a arenosa.Intercalações de folhelho e siltito vermelhos.

Leques aluviais associados aos falhamentosda borda da bacia.

Sistema fluvial entrelaçado com retrabalha-mento eólico freqüente.

Deposição por deltas lacustres com retraba-lhamento eólico.

FORMAÇÃO PENEDO

Camadas espessas de arcóseos brancos, cin-zentos a amarelados, finos a grossos, mal sele-cionados, com estratificação cruzada acanala-da, freqüentemente deformadas por fluidiza-ção. Intercalações de folhelho verde-claro, cin-za-escuro e castanho, placoso e acicular, e sil-tito cinza.

FORMAÇÃO BARRA DE ITIÚBA

Folhelhos cinza-esverdeado com intercalaçõesde arenitos muito finos, cinza e brancos, e calci-lutitos acastanhados.

Restos de peixes.

Laminações convolutas.

Folhelho vermelho.


Figura 2.34 – Coluna estratigráfica composta do Grupo Coruripe; as posições relativas das formaçõescomponentes do mesmo são mostradas na legenda do Mapa Geológico.

Baseada em Schaller (1969) e Feijó (1994).

nedo, no Estado de Alagoas. Ela aflora entre osrios Perucaba e Boacica em Alagoas e os rios Ja-paratuba e Japaratuba-Mirim, em Sergipe. A suaseção-tipo é representada pelas exposições damargem esquerda do rio São Francisco, entre omorro Vermelho e a localidade de Castro, a mon-tante da cidade de Penedo. A formação está so-breposta concordantemente à Formação Serrariae sotoposta à Formação Penedo, com a qual estáinterdigitada lateralmente; sua espessura é variá-vel, não ultrapassando 1.880m em Sergipe. Umaseção composta da Formação Barra de Itiúba émostrada na figura 2.34.

A idade eocretácea da formação é definida porostracodes não-marinhos e ela é correlacionávelcom as formações Candeias e Ilhas, das bacias doRecôncavo e Tucano (Schaller, 1969).

Formação Maceió (Schaller, 1969)

O nome da formação é oriundo do poço TM-1-Al(Tabuleiro dos Martins), perfurado a três quilôme-tros ao norte de Maceió, capital do Estado de Ala-goas. A Formação Maceió é reconhecida apenasem subsuperfície, e na Bacia de Sergipe distri-bui-se pelo bloco baixo da Linha de Charneira Ala-

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Figura 2.35 – Coluna estratigráfica composta, mostrando o Membro Morro do Chaves da FormaçãoCoqueiro Seco (Grupo Coruripe). Baseada em Schaller (1969) e Feijó (1994).

Arcóseo cinza-claro a castanho, fino a grosso,intercalado com folhelho betuminoso castanho.Interlaminações de anidrita e dolomita, e cama-das de halita.

Deposição em leques aluviais sintectônicos,continentais e marinhos.


Figura 2.36 – Coluna estratigráfica composta da Formação Maceió. Baseada emSchaller (1969) e Feijó (1994).


FORMAÇÃO COQUEIRO SECO

Membro Morro do Chaves: calcirruditos compelecípodes, mostrando leitos de folhelhocastanho, verde ou cinzento, intercaladoscom arenito cinzento, fino a médio.

Deposição por delta. Lacustre.

goas. A sua seção-tipo é o intervalo 839m-1.830mdo poço 4-ST-1-Al (sul do Tabuleiro) perfurado emMaceió. Esta formação recobre concordantementeas formações Coqueiro Seco e Ponta Verde (Ala-goas), é recoberta concordantemente pela Forma-ção Riachuelo e grada lateralmente para a Forma-ção Poção (Alagoas). A sua espessura máxima éde 1.418m (Feijó, 1994). A figura 2.36 mostra es-quematicamente a coluna estratigráfica compostada formação.

Sua idade abrange do Mesoaptiano ao Eoalbia-no (Falkenheim, 1984) e ela é correlacionável com aFormação Pescada, da Bacia Potiguar (Schaller,1969).

Formação Muribeca (Bender, 1957)

O nome da formação procede da cidade de Mu-ribeca, no Estado de Sergipe, em cujas proximida-des ela foi descrita. Schaller (1969) formalizoucomo unidade de subsuperfície, subdividindo-anos membros: Maceió, Tabuleiro dos Martins, Car-mópolis, Ibura e Oiteirinhos. A Formação Muribecaestende-se principalmente para sul do rio São Fran-cisco, no Estado de Sergipe, e para norte da cidadede Marechal Deodoro, no Estado de Alagoas e suaseção-tipo é o intervalo 359m-1.005m do poço1-PM-1-SE, perfurado no município de Japaratuba(Sergipe). Esta formação repousa emnão-conformidade ou discordância sobre o emba-samento ou as formações mais velhas, e soto-põe-se concordantemente à Formação Riachuelo.Sua espessura média é de mil metros. Feijó (1994)

define a Formação Muribeca como constituída pe-los clásticos grossos, evaporitos e carbonatos debaixa energia, situados no bloco alto da Linha deCharneira Alagoas da Bacia de Sergipe, e é dividi-da nos membros Carmópolis, Ibura e Oiteirinhos. OMembro Carmópolis ocorre sotoposto ao MembroIbura e sua seção-tipo é o intervalo 664m- 805m dopoço CP-8-SE (Carmópolis), perfurado junto da ci-dade de Carmópolis (Sergipe); sua espessura má-xima é de 321m. O Membro Ibura designa os eva-poritos e rochas associadas que antecedem os se-dimentos marinhos da bacia, e sua seção-tipo é ointervalo 558m-651m do poço CP-72-SE (Carmo-pólis) perfurado no Campo de Carmópolis (Sergi-pe); sua espessura máxima é de 479m. O MembroOiteirinhos engloba os sedimentos sobrepostosaos evaporitos do Membro Ibura e sua seção-tipo éo intervalo 363m-463m, do poço CBP-1R-SE (Car-mópolis) perfurado no Campo de Carmópolis (Ser-gipe). Sua espessura máxima é de 333m. A figura2.37 mostra, de forma esquemática, a coluna estra-tigráfica composta desta formação.

Koutsoukos (1989), baseado na presença de pa-linomorfos e microforaminíferos, atribuiu à Forma-ção Muribeca idade neo-aptiana. Ela é correlacio-nável à Formação Taipu-Mirim das bacias de Jacuí-pe, Camamu e Almada (Feijó, 1994).

Formação Penedo (Kreidler & Andery, 1948)

O nome desta formação é oriundo da cidade dePenedo no Estado de Alagoas e seus melhores aflo-ramentos estão entre os rios Coruripe (Alagoas) e Ja-


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Membro Oiteirinhos: Folhelhos cinzentos ecastanhos interlaminados com calcárioscastanhos, arenitos e siltitos.

Deposição em ambiente transicional paramarinho restrito, caracterizando .Sabkha

Leques aluviais.

Membro Ibura: Sais solúveis de Na, K, Mg eCa, intercalados a anidrita, folhelhos betu-minosos e calcários dolomíticos.

Membro Carmópolis: Conglomerado cinzen-to e castanho, policomposto e filarenito mé-dio a grosso.


Figura 2.37 – Coluna estratigráfica composta da Formação Muribeca, mostrando os seus membros.Baseada em Schaller (1969) e Feijó (1994).

paratuba (Sergipe). As exposições da margem direi-ta do rio São Francisco, entre Santana do São Fran-cisco e Neópolis, foram tomadas como sua se-ção-tipo. A Formação Penedo está sobreposta con-cordantemente à Formação Barra de Itiúba, para aqual grada lateralmente, e sotoposta, também con-cordantemente, à Formação Coqueiro Seco. Nasproximidades das falhas de borda da Bacia de Sergi-pe, ela grada lateralmente para a Formação Rio Pitan-ga. Sua espessura máxima é de 878m. A figura 2.34mostra a coluna estratigráfica composta desta forma-ção. A idade eocretácea da Formação Penedo foi de-terminada através de ostracodes não-marinhos e elaé correlacionável às formações Ilhas e São Sebas-tião, das bacias do Recôncavo e Tucano.

Formação Rio Pitanga (Schaller, 1969)

O nome da formação procede do poço pioneiroRP-1-SE (Rio Pitanga 1), situado dez quilômetros aoeste da cidade de Aracaju. Ela ocorre na Bacia deSergipe, entre as cidades de Propriá e Muribeca esua seção-tipo corresponde ao intervalo 1.822m a2.605m (783m) daquele poço. A Formação Rio Pi-tanga grada lateralmente para as formações Pene-do e Coqueiro Seco e pode estar sotoposta, em dis-cordância, à Formação Muribeca. Sua espessura émuito variável, alcançando um máximo de 1.703m.A figura 2.34 mostra esquematicamente as litolo-gias da Formação Rio Pitanga. Sua idade abrangeos andares Aratu, Buracica e Jiquiá, sendo portan-to eocretácea (Feijó, 1994).

Formação Coqueiro Seco: Membro Morrodo Chaves (Schaller, 1969)

O nome da formação provém da vila de CoqueiroSeco, situada a oeste de Maceió, capital do Estadode Alagoas. Na Bacia de Sergipe aflora apenas o seumembro denominado Morro do Chaves, cujo nome éoriundo do morro do Chaves, situado nas proximida-des da cidade de Propriá, no Estado de Sergipe. Eleaflora também na localidade de Visgueiro, próximo àcidade de Japoatã e nos arredores da cidade de Mu-ribeca. A seção-tipo do Membro Morro do Chaves é ointervalo 2.541m-2.945m do poço pioneiro CS-1-AL(Coqueiro Seco 1), na base da formação. Sua espes-sura máxima é de 301m.

2.3.2.4 Grupo Sergipe (Oliveira, 1924)

O nome Sergipano foi usado por Hartt (1870)para designar os sedimentos marinhos das bacias

de Sergipe e Alagoas, na categoria de série, ou en-tão sistema. A sua formalização como grupo de-ve-se a Schaller (1969), que o subdividiu nas forma-ções Riachuelo, Cotinguiba e Piaçabuçu. Nas des-crições, a seguir, é adotado o conceito de Feijó(1994), que excluiu a Formação Piaçabuçu, elevan-do-a à categoria de grupo.

Formação Riachuelo (Campbell, 1948)

O nome desta formação deriva da cidade de Ria-chuelo, em cujos arredores ela aflora, bem como aolongo de uma faixa com cerca de vinte quilômetrosde largura, desde a cidade de Itaporanga até asproximidades setentrionais da cidade de Pacatuba.A Formação Riachuelo está dividida em três mem-bros interdigitados entre si, cujas seções-tipo, des-critas a seguir, representam o estratótipo da forma-ção (Schaller, 1969): Membro Angico – afloramentossituados na estrada que liga a fazenda Angico à ci-dade de Riachuelo. Possui uma espessura máximade 915m; Membro Maruim – afloramentos da mar-gem direita do rio Sergipe, entre dois e cinco quilô-metros a noroeste da ponte de Pedra Branca. A suaespessura máxima é de 1.124m; e Membro Taquari-afloramentos do trecho da rodovia BR-101, desdeduzentos metros sudoeste até 1.300m nordeste dopoço CPX-1-SE (Carmópolis), perfurado junto à fa-zenda Santa Bárbara. A sua espessura máxima é de716m. Seus contatos, basal com a Formação Muri-beca e superior com a Formação Cotinguiba, sãoconcordantes. Ademais, atribui-se à Formação Ria-chuelo uma idade albiana, em razão da presença deforaminíferos plantônicos, nanofósseis calcários epalinomorfos. A figura 2.38 mostra de forma esque-mática a estratigrafia da Formação Riachuelo, e a fi-gura 2.39, as relações entre seus membros e com asformações Muribeca e Cotinguiba.

Formação Cotinguiba (Schaller, 1969)

O nome da formação deriva da cidade de Cotin-guiba, hoje Nossa Senhora do Socorro, e ela afloraapenas no Estado de Sergipe, ao longo de uma fai-xa com cinco a dez quilômetros de largura, desde acidade de Japaratuba até o rio Real. Como seção-tipo da formação, foram escolhidos os afloramen-tos situados ao longo da rodovia BR-101, no trechoentre a cidade de Nossa Senhora do Socorro e a lo-calidade de Pedra Branca. O contato inferior daFormação Cotinguiba é concordante com as forma-ções Muribeca e Maceió, ou discordante com aFormação Riachuelo; o contato superior com a For-

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mação Calumbi é discordante. Sua espessura mé-dia varia em torno de duzentos metros, mas local-mente pode ser bem maior. A formação está dividi-da nos membros Aracaju e Sapucari,com espessu-ras máximas de 280m e 744m, respectivamente, ecujas descrições são mostradas na figura 2.40.

De acordo com Feijó (1994) sua idade vai do Ce-nomaniano ao Coniaciano (Cretáceo Superior)

2.3.2.5 Grupo Piaçabuçu (Ruefli, 1963)

O nome deste grupo deriva da cidade de Piaça-buçu, no Estado de Alagoas . Ele compreende os

folhelhos cinzentos e esverdeados, clásticos, piri-tosos, médios a grossos, calcários e dolomitos so-brepostos aos carbonatos da Formação Cotingui-ba. Está dividido nas formações Calumbi, Mosquei-ro e Marituba, das quais somente a primeira é aflo-rante (figura 2.41). As demais, embora não sejamaflorantes, são descritas devido à potencialidadeeconômica.

Formação Calumbi (Bender, 1957)

O nome desta formação é derivado da localida-de de Calumbi, situada no município de Nossa Se-


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Membro Angico: Arenitos brancos, finos aconglomeráticos, com intercalações de sil-tito, folhelho e calcário. Leitos coquinóides.

Deposição por leques alúvio-deltaicos.

Deposição em talude.

Deposição em plataforma carbonática.

Membro Taquari: Calcilutito e folhelho cin-zentos, interacamadados.

Membro Maruim: Calcarenitos e calciluti-tos oncolíticos e oolíticos creme; dolomitoscreme a castanho; recifes algálicos isola-dos. Níveis subordinados de arenito, siltitoe folhelho.


Figura 2.38 – Coluna estratigráfica composta da Formação Riachuelo; as posições relativas dosmembros são mostraas na figura 2.39. Baseada em Schaller (1969) e Feijó (1994).

M. Angico M. Taquari

M. Maruim

Arenitos

Siltitos

Folhelhos

Calcários

Calcirruditos oncolíticos e oolíticos

Calcarenitos

Dolomitos

Calcilutitos

Figura 2.39 – Diagrama de painel mostrando a relação entre os membros Angico, Maruim e Taquarida Formação Riachuelo.

nhora do Socorro, e ela aflora em uma área circun-vizinha à cidade de Aracaju. A sua seção-tipo é ointervalo 376m-1.260m do poço 1-IPA-1-SE, perfu-rado no município de Pirambu. A Formação Calum-bi está sobreposta em discordâcia à Formação Co-tinguiba e grada lateral e verticalmente para as for-mações Mosqueiro e Marituba; sua espessura má-xima é de 2.967m. A figura 2.41 mostra esquemati-camente suas litologias.

Os foraminíferos plantônicos, nanofósseis cal-cários e palinomorfos atribuem a esta formação

idade do Neoconiaciano ao Holoceno, e ela é cor-relacionável às formações Ubarana da Bacia Poti-guar e Urucutuca, das bacias da costa baiana e ca-pixaba (Feijó, 1994).

Formação Mosqueiro (Feijó, 1994)

O nome da formação procede da localidadeMosqueiro situada a sul da cidade de Aracaju. AFormação Mosqueiro ocorre em subsuperfície, aolongo de uma faixa alongada na direção nordeste,

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Membro Sapucari: calcilutitos cinzentos maci-ços ou estratificados, localmente brechas ebancos de coquina (pedreira de Sapucari, La-ranjeiras, SE).

Deposição em talude e bacia oceânicos.

Membro Aracaju: argilitos ou siltitos cinza averde, com intercalações de folhelhos casta-nhos betuminosos e margas amareladas (in-tervalo 597-748m do poço CA-1-SE).


Figura 2.40 – Coluna estratigráfica composta da Formação Cotinguiba. Baseada em Feijó (1994).

FORMAÇÃO MARITUBA

Arenitos cinzentos médios a grossos e conglo-meráticos (intervalo 53-376m do poço1-IPA-1-SE).

Leques costeiros.

Deposição em plataforma carbonática.

Deposição em talude e bacia oceânica,com atuação de correntes de turbidez.

FORMAÇÃO MOSQUEIRO

Calcarenito bioclástico cinzento, constituído porforaminíferos e moluscos. Leitos subordinadosde arenito cinza-claro, fino, e folhelho cinza-esverdeado (intervalo 150-1.041m do poço1-SES-54).

FORMAÇÃO CALUMBI

Argilito e folhelho, cinzentos a esverdeados, comintercalações de arenitos finos a grossos (inter-valo 376-1.260m do poço 1-IPA-1-SE).


Figura 2.41 – Coluna estratigráfica composta do Grupo Piaçabuçu. Baseada em Schaller (1969) e Feijó (1994).

junto à atual linha da costa. Como seção-tipo da for-mação foi escolhido o intervalo 150m-1.041m dopoço 1-SES-54, perfurado na plataforma conti-nental de Sergipe, e grada lateralmente para asformações Marituba e Calumbi. A sua espessu-ra máxima é de 698m. A figura 2.41 mostra deforma esquemática a coluna estratigráfica com-posta da formação.

Sua idade abrange do Paleoceno ao Holocenona Bacia de Sergipe, e ela é correlacionável, entreoutras, com as formações Guamaré, da Bacia Poti-guar, e Caravelas das bacias de Jacuípe, Camamue Almada (Feijó, 1994).

Formação Marituba (Schaller, 1969)

O nome da formação provém do poço MT-1-Al(Marituba) perfurado a 25km a noroeste da foz dorio São Francisco, onde foram atravessados clásti-cos médios a grossos, calcários e dolomitos, geral-mente piritosos. A Formação Marituba ocorre emsubsuperfície e sua seção-tipo corresponde aointervalo 53m-376m do poço 1-IPA-1-SE (Ipioca) per-furado no município de Pirambu (Sergipe). Esta for-mação grada lateralmente para as formações Mos-queiro e Calumbi. Sua espessura máxima é de1.477m.

A figura 2.41 mostra esquematicamente a colunaestratigráfica composta desta fomação. Sua idadeabrange do Campaniano ao Holoceno (Feijó,1994).

2.4 Formações Superficiais

As formações superficiais cenozóicas que ocor-rem no Estado de Sergipe abrangem o Grupo Bar-reiras, as coberturas tércio-quaternárias e as co-berturas quaternárias (pleistocênicas e holocêni-cas). A distribuição geográfica e as relações decontato dessas formações superficiais estão mos-tradas na figura 2.23.

2.4.1 Grupo Barreiras (Moraes Rego, 1930)

Embora o termo Barreiras tenha sido usado pelaprimeira vez por Branner (1902), para descrever ascamadas de cores variegadas, que afloram nas es-carpas ao longo do litoral do Nordeste do Brasil, asua denominação foi formalizada apenas em 1964por Bigarella & Andrade.

Os sedimentos do Grupo Barreiras estão distri-buídos amplamente no leste do Estado de Sergipe

(figura 2.23), separados da linha de costa pelas co-berturas continentais pleistocênicas e holocênicas.Trata-se de depósitos correlativos de duas fases depediplanação que ocorreram ao longo de toda acosta brasileira durante o Cenozóico (Andrade,1955; Bigarella & Andrade, 1964): a primeira foi de-senvolvida no Plioceno Inferior, gerando a Superfí-cie Sul-Americana (King, 1956); a segunda, do Plio-ceno Superior, deu origem à Superfície Velhas, domesmo autor.

O Grupo Barreiras é constituído por sedimen-tos terrígenos (cascalhos, conglomerados, areiasfinas e grossas e níveis de argila), pouco ou nãoconsolidados, de cores variegadas e estratificaçãoirregular, normalmente indistinta (Schaller, 1969;Vilas Boas et al., 1996). O grupo ocorre formandoplanaltos, ligeiramente inclinados em direção àcosta, onde são comuns falésias, enquanto que naborda ocidental (interior do estado), o seu relevo écuestiforme com drenagem superposta, formandovales de encostas abruptas.

Os sedimentos do Grupo Barreiras são afossilí-feros, o que dificulta sua datação. Ghignone (1967)e Mabesoone et al. (1972) os consideram mais re-centes que o Mioceno. Para outros autores, sua ida-de está entre o Terciário Médio e o Pleistoceno (Sa-lim et al., 1975), ou entre o Plioceno Inferior e o Su-perior (Suguio et al., 1986).

2.4.2 Coberturas Tércio-Quaternárias

As coberturas detríticas tércio-quaternárias doEstado de Sergipe compreendem depósitos eluvio-nares e coluvionares.

Os depósitos eluvionares, desenvolvidos so-bre superfícies não-laterizadas, formam manchasdescontínuas sobre o embasamento pré-cambria-no em um nível topográfico erosivo com cotas emtorno de trezentos metros. Eles são constituídos porareias, cascalhos e sedimentos síltico-argilosos,podendo alcançar, no máximo, três metros de es-pessura. A argila e a areia ocorrem em proporçõesvariadas, geralmente com intervalos irregulares decascalhos de quartzo, resultantes da decomposi-ção dos xistos do Grupo Macururé ou da desagre-gação mecânica dos quartzitos que constituem asserras circunvizinhas.

Os coluviões são depósitos de talude que aflo-ram margeando diversas serras, principalmente asudeste de Itabaiana e em Alagadiço, compostaspor quartzitos da Formação Itabaiana. Eles sãoconstituídos por areias e cascalhos oriundos da de-sagregação mecânica desses quartzitos.


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2.4.3 Coberturas Pleistocênicas

As coberturas pleistocênicas da faixa costeira doEstado de Sergipe englobam os depósitos costeirosquaternários, diferenciados em depósitos de lequesaluviais coalescentes (QPl), depósitos eólicos conti-nentais (QPe2 e QPe1) e terraços marinhos. Bitten-court et al. (1983) apresentaram, além da cartografiabásica desses depósitos, o seu modelo de evoluçãopaleogeográfica, relacionando-os às oscilações donível do mar durante o Quaternário.

Depósitos de Leques Aluviais Coalescentes (QPl)

Esses depósitos estão sempre justapostos à es-carpa formada pelas rochas pertencentes ao Gru-po Barreiras, com a superfície inclinada para a pla-nície costeira e altitudes variando entre dez e vintemetros. Algumas vezes os leques são encontradosem trechos retilíneos da encosta formada por aque-le grupo, indicando possivelmente uma transgres-são marinha que esculpiu os sedimentos Barreiras.Em seguida a essa transgressão, houve uma re-gressão em época de clima semi-árido com chuvasesparsas e violentas, o que criou condições para ageração dos leques aluviais. Trata-se de depósitoscontinentais mais antigos que 120.000 anos AP, ouseja, anteriores à época do máximo da PenúltimaTransgressão (Martin et al., 1979). Os leques sãopredominantemente arenosos contendo argila eseixos, mal selecionados, não consolidados e têmcor esbranquiçada.

Depósitos Eólicos Continentais (QPe2 e QPe1)

Os depósitos eólicos continentais da região cos-teira do Estado de Sergipe foram individualizadosem duas gerações de dunas.

A primeira geração (QPe2) é constituída pelasdunas mais internas, mais antigas, do tipo parabó-lico, já fixadas pela vegetação. Trata-se de sedi-mentos arenosos, bem selecionados e com grãosangulosos (Bruni & Silva, 1983) Elas encontram-seno topo dos tabuleiros esculpidos sobre as rochasdo Grupo Barreiras, a sul da foz do rio São Francis-co, e foram geradas por ventos vindos de leste,que trouxeram sedimentos inconsolidados da pla-nície costeira e oriundos do retrabalhamento dosleques aluviais já mencionados. Esse campo dedunas é, portanto, mais antigo que a PenúltimaTransgressão, e possivelmente formou-se con-temporaneamente aos leques aluviais e em climamais seco que o atual (Bittencourt et al., 1983).

As dunas da segunda geração (QPe1) tambémsão parabólicas e estão fixadas pela vegetação. Assuas areias são bem selecionadas e os grãos subar-redondados. Elas estão sobrepostas aos terraçosmarinhos pleistocênicos e estão bem desenvolvidasentre os rios Piauí e Vaza-Barris. Baseando-se nassuas relações com os terraços marinhos pleistocêni-cos e holocênicos, Bittencourt et al. (1983) fixaramsua idade entre 120.000 e 5.100 anos AP.

Terraços Marinhos (QPa)

Os terraços marinhos referidos como pleistocê-nicos estão distribuídos por quase toda região cos-teira do Estado de Sergipe; a altitude do seu topovaria entre oito e dez metros acima da preamar. Sãodepósitos constituídos por areias bem seleciona-das com tubos do fóssil Callianassa (Bruni & Silva,1983). Eles estão em posição horizontal, ocorrendona parte inferior dos vales e encostados nas falé-sias esculpidas nos sedimentos do Grupo Barreirasdurante o máximo da Penúltima Transgressão, ouainda, justapostos aos leques aluviais coalescen-tes. Ocasionalmente podem ser observados emsua superfície indícios de antigas cristas de cor-dões litorâneos (Bittencourt et al., 1983).

2.4.4 Coberturas Holocênicas

As coberturas holocênicas da faixa costeira doEstado de Sergipe englobam os depósitos quater-nários diferenciados em depósitos fluviolagunares(QHf), terraços marinhos (QHt), depósitos eólicoslitorâneos (QHe2 e QHe3) e depósitos de pântanose mangues (QHp).

Depósitos Fluviolagunares (QHf)

Esses depósitos, na faixa costeira quaternária,ocupam a rede de drenagem instalada sobre osterraços marinhos pleistocênicos, as regiões bai-xas entre os terraços marinhos pleistocênicos e ho-locênicos e a parte inferior dos vales entalhados noGrupo Barreiras. Litologicamente são constituídospor areias e siltes argilosos, ricos em matéria orgâ-nica e, localmente, com conchas e pedaços de ma-deira (Bittencourt et al., 1983; Bruni Silva, 1983).Esses sedimentos foram depositados em antigaslagunas formadas durante a parte terminal da Últi-ma Transgressão que, tendo cortadas suas comu-nicações com o mar na regressão subseqüente, fo-ram colmatadas e evoluíram para pântanos, onde,segundo Lima et al. (1982), se desenvolveram im-

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portantes depósitos de turfa. Datações com C14 emconchas e pedaços de madeira (5.415 ± 95 anosAP. – 6.150 ± 150 anos AP), confirmam a idade ho-locênica. Nas margens do rio São Francisco e naporção superior dos vales entalhados no GrupoBarreiras os sedimentos são tipicamente fluviais(Bittencourt et al., 1983).

Terraços Marinhos (QHt)

Os terraços marinhos holocênicos são encontra-dos ao longo de toda a faixa costeira do Estado deSergipe, dispostos na parte externa dos terraçosmarinhos pleistocênicos (QPa); são menos eleva-dos e com o topo variando de poucos centímetros aquatro metros acima do nível da atual preamar. Sãodepósitos litologicamente constituídos de areias li-torâneas, bem selecionadas, com conchas mari-nhas e tubos fósseis de Callianassa (Bittencourt etal., 1983). Eles foram gerados durante a regressãosubseqüente à Última Transgressão e sempreapresentam, na superfície, contínuas cristas decordões litorâneos paralelos entre si. Por vezes, es-tão separados dos terraços marinhos pleistocêni-cos por uma zona baixa pantanosa.

Depósitos Eólicos Litorâneos (QHe2 / QHe1)

Sobre os terraços marinhos holocênicos e duran-te a regressão imediata à Última Transgressão, de-senvolveu-se uma terceira geração de dunas maisrecente que 5.100 anos AP e que se subdividem emdois conjuntos, um mais antigo (QHe2) e outro maisrecente (QHe1), formados por dunas parabólicas ebarcanas, respectivamente. São constituídas desedimentos arenosos, bem selecionados, comgrãos arredondados (Bittencourt et al., 1983). Asdunas parabólicas, que estão fixadas pela vegeta-ção e ocorrem na parte mais interna dos terraçosmarinhos holocênicos, estão bastante desenvolvi-das na zona de progradação associada à foz do rioSão Francisco. As dunas do tipo barcana têm distri-buição contínua, bordejando todo o litoral.

Depósitos de Pântanos e Mangues (QHp)

Os depósitos de pântanos e mangues são en-contrados ao longo de todo o litoral do Estado deSergipe, ocupando as partes inferiores dos valesentalhados no Grupo Barreiras, e em algumas re-giões baixas entre os terraços marinhos pleistocê-nicos e holocênicos, respectivamente. Essas re-giões são protegidas e estão sob influência das

marés, com desenvolvimento de manguezais. Sãodepósitos atuais, constituídos predominantementede sedimentos argilo-siltosos, ricos em material or-gânico (Bittencourt et al., 1983).

Depósitos Aluvionares e Coluvionares (QHa)

Esses depósitos apresentam expressão cartográ-fica apenas nas desembocaduras dos principaisafluentes e margens do rio São Francisco e ao longode alguns outros rios que cortam as formações daBacia Sedimentar de Sergipe (Menezes Filho et al.,1988). São depósitos predominantemente areno-sos, que variam com as estações chuvosas (Silva Fi-lho et al., 1979). São constituídos por sedimentosarenosos e argilo-arenosos, com níveis irregularesde cascalhos, formando terraços aluvionares. Ossedimentos argilo-arenosos foram depositados naplanície de inundação e a presença da matéria or-gânica varia localmente (Menezes Filho et al., 1988).

2.4.5 Formações Superficiais Holocênicasda Plataforma Continental

A plataforma continental do Estado de Sergipetem seu limite compreendido entre as desemboca-duras dos rios São Francisco e Real. O fundo daplataforma é coberto por sedimentos cuja mineralo-gia indica o Grupo Barreiras como a principalárea-fonte (Kowsmann & Costa, 1979). Essa mine-ralogia consiste em uma suíte rica em cianita, es-taurolita, monazita e andaluzita, que se estendedesde o rio Parnaíba, no Estado do Piauí até o rioReal, configurando a Província Nordeste (Coutinho& Coimbra, 1974). As argilas ricas em illita mostramque ocorreram modificações climáticas nas áreas-fonte, com intemperismo químico em condiçõesamenas, provavelmente em clima semi-árido (Sum-merhayes et al., 1975). A plataforma continental deSergipe tem as fácies sedimentares siliciclásticasrepresentadas por lamas fluviais não retrabalha-das, areias quartzosas retrabalhadas e areiasquartzosas atuais predominando sobre a fáciescarbonática, composta de areias e/ou cascalhosde algas recifais retrabalhadas.

Lamas Fluviais não Retrabalhadas

A fácies de lamas fluviais não retrabalhadas estádistribuída nas circunvizinhanças das desemboca-duras dos rios São Francisco e Japaratuba. São de-pósitos de origem fluvial e sugerem nível do marmais baixo que o atual (Barretto & Summerhayes,


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apud Kowsmann & Costa, 1979). Trata-se de lamasconstituídas por silte quartzoso e argilas continen-tais dos tipos caulinita e illita, depositadas em ambi-ente de baixa energia da zona costeira. Podem es-tar associadas a areias, compostas predominante-mente por grãos de quartzo angulares a subangu-lares e, secundariamente, por grãos de feldspato,plaquetas de mica etc. (Melo et al., 1975).

Areias Quartzosas Retrabalhadas

A fácies de areias quartzosas retrabalhadasestá distribuída em uma faixa definida e aproxi-madamente paralela ao litoral do Estado de Ser-gipe, alargando-se nas desembocaduras dosrios São Francisco e Japaratuba, onde se junta àfácies de lamas fluviais não retrabalhadas. Sãosedimentos marinhos, médios a grossos, consti-tuídos predominantemente por grãos de quartzosubarredondados a subangulares e, secunda-riamente, por biodetritos, fragmentos de rochas,grãos de feldspatos e minerais pesados (Brichtaet al., 1996). As suas principais fontes são os se-dimentos do Grupo Barreiras e as rochas do em-basamento cristalino (Kowsmann & Costa, 1979)e aquelas dos biodetritos são as partes minerali-zadas dos organismos marinhos bentônicos(Brichta et al., 1996). Esses sedimentos are-no-quartzosos, em face do caráter da fração bio-gênica associada, revelam um bom índice de re-trabalhamento em ambiente de alta energia e deorigem fluvial primária (Summerhayes et al.,1975).

Areias e/ou Cascalhos de Algas RecifaisRetrabalhadas

A fácies de areias e/ou cascalhos de algas reci-fais retrabalhadas está distribuída em uma faixadistinta, em perfeita transição com a fácies deareias quartzosas retrabalhadas e aproximada-mente paralela ao litoral de Sergipe, alargando-senas desembocaduras dos rios São Francisco e Ja-paratuba, onde se junta à fácies de lamas fluviaisnão retrabalhadas. A mobilização das areias terrí-genas da plataforma interna não deixa que se de-senvolva sedimentação carbonática próximo ao li-toral (Kempf, 1970; Summerhayes et al., 1975). Sãodepósitos marinhos constituídos por grãos de gra-nulometria grossa, retrabalhados, originados dafragmentação dos esqueletos de organismos mari-nhos (Brichta et al., 1996), desenvolvidos desde oTerciário, quando ficaram expostos subaereamen-

te na plataforma continental externa, com o nível domar pelo menos 130m abaixo do atual (Kowsmann& Costa, 1979).

Areias Quartzosas Atuais

A fácies de areias quartzosas atuais ocorre pró-ximo à desembocadura do rio São Francisco, cir-cundada pela fácies de lamas fluviais não retraba-lhadas.

2.5. Evolução Geológica

2.5.1 Evolução Geológica da Faixa deDobramentos Sergipana e seuEmbasamento

Inexistem informações precisas para a caracteri-zação da evolução das rochas do embasamentocratônico. É possível que, pelo menos em parte,possa ter evoluído a partir do Arqueano, se a correla-ção do Complexo Gnáissico-Migmatítico com oComplexo Santa Luz for comprovada, já que Gaál etal. (1987) obtiveram uma idade U/Pb em zircão de2,9Ga para este último complexo. A idade U/Pb de2,2Ga obtida por Van Schmus et al. (1996), parececorresponder ao metamorfismo de fácies granulito.Posteriormente, uma fase de deformação transcor-rente foi superposta, tendo sido acompanhada deretrometamorfismo à fácies anfibolito e xisto-verde.

As deformações da Faixa de Dobramentos Ser-gipana, neoproterozóicas, envolveram as porçõesdeste embasamento nos domos de Itabaiana e Si-mão Dias (D'el Rey Silva, 1992).

Granitóides posicionados no âmbito do embasa-mento forneceram idade isocrônica de 1,75Ga, re-presentando uma fase magmática tardia, à qual seassocia, também, o vulcanismo distensivo fissuralde Arauá.

A Faixa de Dobramentos Sergipana, marginal aoCráton São Francisco, é um dos sistemas de dobra-mentos da zona transversal da Província Borborema,cuja história geológica, multifásica, desenvolveu-se apartir do Mesoproterozóico. Os novos dados sedi-mentológicos/ambientais, litoquímicos, estruturais egeocronológicos inter-relacionados, muitos deles ob-tidos fora do Estado de Sergipe, proporcionaram amontagem deste ensaio interpretativo, baseando-seprincipalmente em alguns importantes marcos estra-tigráficos/geocronológicos.

O marco mais antigo são as rochas vulcânicas deArauá, que têm idade de 1.800Ma; outro marco, são

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as metavulcânicas calcialcalinas do Complexo Ma-rancó, com aproximadamente 1.030Ma; e a Forma-ção Palestina, considerada base da seqüência neo-proterozóica, por conter seixos metamórficos da For-mação Jacoca e por ter correlativos no Cinturão doOeste do Congo e no Cinturão Damara, ambos nocontinente africano, conforme D’el Rey Silva (1992). Oúltimo marco importante são os leucogranitos colisio-nais do tipo Garrote, com idade de 715Ma.

A partir destas considerações e da integraçãodos dados levantados, a evolução da Faixa de Do-bramentos Sergipana pode ser entendida aplican-do-se o modelo da tectônica de placas, nos moldesque se seguem (figura 2.42):

1) O registro da fase distensiva sobre o cráton édado pelas vulcânicas de Arauá, colocadas sobforma de diques há 1.800Ma. Esta fase distensiva émarcante em várias partes do Brasil, e correlativaao início do Ciclo Espinhaço.

2) Em seguida à distensão, instalou-se uma baciaem margem continental do tipo Atlântica (figura2.42a), cuja sedimentação psamito-carbonática deplataforma rasa é testemunhada por parte do GrupoEstância e grupos Miaba e Simão Dias, lateralmentecorrelativos, mas representando tectonofácies dis-tintos. A plataforma profunda, com altos emersos ounão, abriga sedimentação pelito-psamítica, às ve-zes rítmica (turbiditos?), do Grupo Macururé. A liga-ção e correlação entre os dois ambientes se dá res-pectivamente através da Formação Itabaiana, depo-sitada sobre rochas do embasamento.

3) Os domínios Canindé e Marancó, contendo vul-canismo toleiítico básico e calcialcalino intermediá-rio a ácido, além de rochas vulcano-clásticas e sedi-mentos químicos e detríticos, sugerem um ambientede arco vulcânico insular. A idade de 1.007Ma deum riólito do Domínio Marancó mostra que a PlacaSanfranciscana estava em subducção sob uma pla-ca oceânica a norte, condição necessária à forma-ção do arco insular (figura 2.42a). O Domínio Canin-dé, com rochas de linhagem oceânica, tanto pode-ria estar ligado a um arco como a um prisma acres-cionário. Não existem datações que permitam esta-belecer sua idade, nem outras informações que rati-fiquem ou retifiquem esta inferência.

4) A colisão entre esse arco, então formado, (fi-gura 2.42b) e a pilha sedimentar Macururé de as-soalho ensiálico tem idade incerta. Verifica-se queos augen gnaisses micáceos do tipo Serra Negrase posicionam próximo à Zona de Cisalhamento deBelo Monte-Jeremoabo. Em nível textural e minera-lógico são semelhantes aos ortognaisses micáceosleucocráticos dos tipos Afeição, Vassouras e Serra

do Machado, da Província Borborema, que, segun-do Brito Neves et al. (1995), têm idade respectiva-mente de 986 � 48Ma, 999 � 50Ma, e 954 � 10MaComo estes augen gnaisses, derivados de granitosdo tipo “S”, são considerados sincolisionais, suge-re-se que a colisão do Arco Canindé-Marancó coma Placa Sanfranciscana provavelmente aconteceuem época próxima à intrusão dessas rochas leuco-graníticas, e, portanto, o granito tipo Serra Negraseria marcador da colisão mesoproterozóica, casoseja comprovada sua contemporaneidade com osortognaisses mencionados.

5) O Domínio (fragmento) de Poço Redondo écomposto por migmatitos de paleossoma tonalíticoe paragnaisses subordinados similares àquelesque ocorrem ao norte e oeste do território de Sergi-pe e que, conforme as informações de Van Schmuset al. (1995), têm idade em torno de 966Ma e protóli-tos mesoproterozóicos, revelando mistura de mate-rial juvenil com o substrato mais antigo. A noroestede Porto da Folha ocorre uma seqüência metavul-cano-sedimentar englobada no Grupo Macururé(Faixa Sul-Alagoana) com xistos, mármores, forma-ção ferrífera, sills (ou lascas) de rochas ultrabási-cas e anfibolitos, comparada a um prisma acrescio-nário (Unidade MNm6 do mapa geológico), atra-vessados por esses ortognaisses de idade de966Ma. A conjugação dessas associações de ro-chas plutônicas e vulcano-sedimentares sugeremargens continentais ativas do tipo Andino. A zonade subducção mergulhante para norte, tanto podeter sucedido à colisão do Arco Canindé-Marancócom a Placa Sanfranciscana, como poderia já serativa e concomitante à primeira subducção que ori-ginou o arco vulcânico. A seqüência supracrustaldo Complexo Canindé, pelo menos em parte, po-deria ser integrante deste conjunto litológico.

6) Após a colisão arco vulcânico-Placa Sanfran-ciscana tratada em (4) e (5), processa-se uma dis-tensão cujo principal registro é a Formação Palesti-na com seus diamictitos portadores de seixos me-tamórficos das seqüências subjacentes (gruposMiaba/Simão Dias). São registradas vulcânicas eplutônicas gabróides nos domínios Vaza-Barris eMacururé, mas não existem informações sobre oseu quimismo, podendo os gabros ser cogenéticoscom os granitóides calcialcalinos adiante tratados.D’el Rey Silva (1992) compara a Formação Palesti-na com diamictitos do oeste do Congo e de Damaraque marcam o início do Neoproterozóico nestescinturões dobrados. A bacia neoproterozóica ex-pandiu-se a partir do rift Palestina através da Se-qüência calcopelítica Olhos d’Água.


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N S

a)

b)

c)

Falha Belo Monte - Jeremoabo

Falha São Miguel do Aleixo

Falha do Rio Jacaré

MagmatismoUnidades

Tectono-es-tratigráficas

Extens.alcalinobimodal

Subduc.calcialc.

Colis.Peralc.

Eventos

Baciase

forelandpull-apart

ColisãoOceanização?

RiftDiscordância

Diques de Arauá

Placa oceânica

Embasamento

Grupos Miaba e Macururé

Complexos Canindé e Marancó

Faixa Sul-Alagoana

Tonalitos Poço Redondo

Suíte Intrusiva Canindé

Grupos Estância e Vaza-Barris

Granitóides: x - Xingó; pp - Propriá;sc - Serra do Catu; go - Glória;cu - Curralinho; g - Garrote;sn - Serra Negra

OceanizaçãoRift

Vulcanismofissural

sc

ppgo

cu

x

g

Sn

480

600

750

966

1.030

1.800

Figura 2.42 – Ensaio interpretativo da evolução geológica da Faixa de Dobramentos Sergipanano espaço e no tempo (fora de escala).

Embora não exista consenso com respeito à ida-de de colocação/cristalização dos plutonitos daSuíte Intrusiva Canindé, uma vez que apenas sedispõe de datações pelo método K/Ar (448Ma), amesma é considerada por Bezerra (1992) sinoro-gênica, embora Oliveira & Tarney (1990) a conside-rem anorogênica.

7) O fechamento do “Oceano Canindé” (figura2.42b) e a amalgamação da Placa Sanfranciscanacom a Placa Pernambuco-Alagoas (microcontinen-te) podem ser deduzidos a partir dos leucogranitostipo Garrote que, como sheets, permeiam toda a se-qüência do Arco Canindé-Marancó, e têm idade de715Ma. Estes granitos se assemelham aos granitoscrustais himalaianos formados a partir da anatexiade metassedimentos. Durante a colisão brasiliana,provavelmente, o fragmento Poço Redondo foi tec-tonicamente introduzido no Arco Canindé-Marancó.

8) Numerosos stocks graníticos calcialcalinoscom componente crustal e mantélica (Cel. João Sá,Glória, Curralinho) (figura 2.42d) foram considera-dos oriundos de zonas de subducção (Guimarãeset al., 1992). Todavia, diante das novas evidênciasaqui discutidas, conclui-se que estes granitos, comidade de 600Ma, devem estar relacionados à sub-ducção. A polaridade calcialcalino-alcalina no tem-po, e em direção a norte, pode ser justificada porespessamento crustal que se teria verificado nestadireção após a justaposição das placas.

9) Os movimentos distensivos deduzidos dapostura transversal dos granitóides alcalinos dotipo Serra do Catu estão refletidos, também, na for-mação das fossas de Juá (fora da área) e de fore-land (figura 2.42c), esta última abrigando pelo me-nos parte dos sedimentos da Formação Palmares,cuja idade de deposição provavelmente adentra oPaleozóico.

10) Seguiu-se longo período de erosão desnu-dando as seqüências mais superiores e fazendoaflorar os plútons granitóides dos domínios Macu-ruré, Canindé, Marancó e Poço Redondo.

A evolução da Faixa de Dobramentos Sergipanadesde o Mesoproterozóico até o Neoproterozóico,sintetizada na figura 2.42, é comparável à evoluçãoda Cadeia Himalaiana, no sentido de que resulta dajustaposição de três terrenos: o Cráton do São Fran-cisco e suas coberturas, subdivididas em domíniosestruturais/estratigráficos; o Arco Canindé-Marancó;e a Placa (microcontinente) Pernambuco-Alagoas.

Ainda dentro deste modelo, registra-se a presen-ça de cordierita em assembléias metamórficas, nasrochas plutônicas e vulcânicas na FaixaSul-Alagoana e do Domínio Canindé. Algumas as-

sembléias metamórficas da porção interna do Gru-po Macururé têm como mineral-índice a cianita, mi-neral de alta pressão, caracterizando provavel-mente a presença de cinturões emparelhados.

A zona de cisalhamento transpressiva de Jere-moabo, coalescente com a Zona de Cisalhamen-to Belo Monte, tem próximo ao seu traço anfiboli-tos com granada (retroeclogitos, caracterizandoalta pressão?), que pode indicar uma zona de su-tura. A outra sutura mesoproterozóica, tantopode ter seu traço na Zona de Cisalhamento deBelo Monte-Jeremoabo, como em outras situa-das mais a norte, como aquela que limita o Domí-nio Canindé do Domínio Poço Redondo, ou aindaa zona de cisalhamento que limita este domíniodo Domínio Marancó. Estas suturas foram suces-sivamente reativadas, tanto pela tectônica trans-corrente de escape lateral, como posteriormenteno Fanerozóico.

2.5.2 A Evolução Geológica das BaciasFanerozóicas

Durante o Paleozóico e o Mesozóico proces-sou-se, na área correspondente ao Estado de Ser-gipe, a deposição dos sedimentos pertencentes àsbacias de Tucano e Sergipe, relacionadas a even-tos precursores e concomitantes à separação entrea América do Sul e a África.

A evolução geológica dessas bacias sedimenta-res se processou em quatro fases, caracterizadaspelas feições sedimentares e tectônicas das diversasunidades litoestratigráficas descritas: fases sinéclise,pré-rift, sin-rift e margem passiva (figura 2.43).

Na fase sinéclise (figura 2.43a), depositaram-sena Bacia de Tucano, entre o Siluriano e o Permiano,onde hoje é a região limítrofe dos estados da Bahiae Sergipe, as formações Tacaratu, Curituba e SantaBrígida. A sedimentação da Formação Tacaratuocorreu durante o Siluro-Devoniano em ambientecontinental, através de sistema fluvial, enquanto asformações Curituba (carbonífera) e Santa Brígida(permiana) acumularam-se em ambiente continen-tal com influência glacial (Ghignone, 1983; Mene-zes Filho et al., 1988). Durante essa fase, esta-vam-se depositando a leste, na Bacia de Sergipe,as formações Batinga (carbonífera), em ambienteglaciomarinho, e Aracaré (permiana), em ambientecosteiro influenciado por tempestades e retraba-lhado por ventos (Feijó, 1994).

A sedimentação na fase pré-rift (figura 2.43b),no Estado de Sergipe, ocorreu apenas na Baciade Sergipe, com a deposição da Formação Bana-


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LITOSFERA

CROSTACONTINENTAL

ESTADO DESERGIPE

(d) FASE DE MARGEM PASSIVA

SEDIMENTOSCROSTA

OCEÂNICA

CADEIAMESOCEÂNICA

OCEANO ATLÂNTICO

CORRENTES DECONVECÇÃOA S T E N O S F E R A

(c) FASE RIFTBACIA DETUCANO

BACIA DESERGIPE

CORRENTE DECONVECÇÃO

(b) FASE PRÉ-RIFT


BACIA DESERGIPE

(a) FASE SINÉCLISE

BACIA DETUCANO

BACIA DESERGIPE


Figura 2.43 – Esquema evolutivo das bacias sedimentares do Estado de Sergipe.

neiras (jurássica), acumulada em lagos rasos, edas formações Serraria, Barra de Itiúba (parte ba-sal) e Penedo (parte basal), depositadas noEo-Cretáceo, em ambiente continental, atravésde sistemas fluvial (caso da Formação Serraria) elacustre. (Chagas et al., 1993; Feijó, 1994; Cha-gas, 1996).

A fase sin-rift (figura 2.43c), ocorrida no CretáceoInferior, está registrada tanto na Bacia de Tucano,pela Formação São Sebastião, quanto na Bacia deSergipe, pelas formações Barra de Itiúba, Penedo,Rio Pitanga e Coqueiro Seco. Segundo Santos et al.(1990) e Bueno et al. (1994), a Formação São Se-bastião depositou-se em ambiente continental,através de sistemas flúvio-eólicos. A sedimentaçãona Bacia de Sergipe, da mesma forma que na Baciade Tucano, se deu em ambiente continental, atra-vés de sistemas fluvial, deltaico e lacustre (Chagaset al., 1993; Chagas, 1996).

Finalmente, na fase de margem passiva (figura2.43d), houve deposição apenas na Bacia de Ser-gipe, durante o Cretáceo. Em decorrência da sepa-ração América do Sul-África, o ramo ativo do siste-ma de rifts foi invadido pelo mar, depositando-se asformações Riachuelo, Cotinguiba e Calumbi. Naprimeira formação está registrada a passagem deleques aluviais para ambiente marinho nerítico. Asformações Cotinguiba e Calumbi foram deposita-das em ambiente marinho, batial-abissal e franca-mente abissal (Lana, 1990; Feijó, 1994).

2.5.3 Evolução Paleogeográfica Quaternária

Bittencourt et al. (1983) mostram esquematica-mente na figura 2.44 a evolução paleogeográficaquaternária da costa do Estado de Sergipe, a partirdo máximo da Transgressão Mais Antiga até osdias atuais, e consideram os eventos mais signifi-cativos dessa evolução, dos quais existem impor-tantes testemunhos remanescentes na planíciecosteira:

Evento I (figura 2.44a) – Os sedimentos do Gru-po Barreiras (Tb) foram erodidos pelo mar duran-te a Transgressão Mais Antiga, resultando falé-sias que recuaram até quando o evento atingiu oseu máximo. Concomitantemente, os baixos cur-sos dos rios da região foram afogados, formandoestuários.

Evento II (figura 2.44b) – Uma regressão subse-qüente à transgressão mais antiga, com clima se-mi-árido e chuvas esparsas e violentas, favoreceu a

geração de depósitos arenosos com leques aluviaiscoalescentes (QPl) no sopé das falésias esculpidasnos sedimentos do Grupo Barreiras durante o even-to anterior. Nessa época, os ventos retrabalharam asuperfície desses depósitos formando campos dedunas (QPe2) com sedimentos oriundos da planíciecosteira sobre a falésia do Grupo Barreiras.

Evento III (figura 2.44c) – Corresponde ao máxi-mo da penúltima transgressão (120.000 anos AP),ao longo da qual o mar erodiu os depósitos de le-ques aluviais coalescentes (QPl), restando apenasalguns testemunhos isolados, encostados no sopédo Grupo Barreiras. Nessa época, à exceção doslocais onde restaram esses testemunhos, o mar re-trabalhou as falésias esculpidas pela TransgressãoMais Antiga, e, mais uma vez, os baixos cursos dosrios da região foram afogados, transformando-seem estuários.

Evento IV (figura 2.44d) – Durante a regressãosubseqüente à penúltima transgressão foram de-positados os terraços marinhos pleistocênicos(QPa) a partir das falésias do Grupo Barreiras e dostestemunhos dos leques aluviais coalescentes(QPl), com instalação simultânea de uma rede dedrenagem em sua superfície. Provavelmente, nes-sa mesma época, formou-se uma zona de progra-dação associada à foz do rio São Francisco, à se-melhança dos dias atuais. Durante a deposiçãodos terraços marinhos pleistocênicos, parte da suasuperfície foi retrabalhada pelos ventos, construin-do localmente campos de dunas (QPe1).

Evento V (figura 2.44e) – Durante a última trans-gressão, cuja idade máxima foi em torno de 5.100anos AP, os terraços marinhos pleistocênicos(QPa) foram em parte erodidos pelo mar, e as falé-sias do Grupo Barreiras, em alguns locais, maisuma vez retrabalhadas. Esse evento correspondeao máximo da última transgressão, quando os riosda região foram pela última vez afogados e forma-ram-se corpos lagunares na região, a partir do afo-gamento da parte inferior dos vales entalhados noGrupo Barreiras e da rede de drenagem instaladanos terraços marinhos pleistocênicos durante a re-gressão subseqüente à penúltima transgressão, ouainda, mediante a formação de ilhas-barreiras querepresaram o corpo lagunar de encontro aos restosdos terraços marinhos pleistocênicos.

Evento VI (figura 2.44f) – Durante a regressãosubseqüente à última transgressão, o modelado


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( a ) Evento I - Máximo de transgressão mais antiga

( b ) Evento II - Leques aluviais pleistocênicos

( c ) Evento III - Máximo da penúltima transgressão

( d ) Evento IV - Planície costeira pleistocênica

( e ) Evento V - Máximo da última transgressão

( f ) Evento VI - Planície costeira atual

EVOLUÇÃO PALEOGEOGRÁFICA QUATERNÁRIA

1 2 3 4 5 6 7

Figura 2.44 – Esquema da evolução paleogeográfica da costa do Estado de Sergipe. (1 – Falésias do GrupoBarreiras; 2 – Leques aluviais coalescentes/testemunhos dos leques aluviais coalescentes;3 – Campo de dunas; 4 – Terraços marinhos pleistocênicos; 5 – Depósitos fluviolagunares;

6 – Terraços marinhos holocênicos; 7 – Mangues).

da costa adquiriu formas finais. Foram edificadosos terraços marinhos holocênicos (QHt), dispos-tos externamente aos terraços marinhos pleistocê-nicos (QPa), as lagunas perderam sua comunica-ção com o mar, foram colmatadas e evoluírampara pântanos, onde se formaram depósitos deturfa. Os sedimentos fluviais desenvolveram-se

nas partes superiores dos vales entalhados noGrupo Barreiras e na zona de progradação asso-ciada à foz do rio São Francisco. Também desen-volveu-se, ao longo do litoral, uma terceira gera-ção de dunas (QHe2/QHe1) ainda móveis, e comgrande desenvolvimento nas proximidades da fozdo rio São Francisco.


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