Relatório de Estágio de Campo I da UFRR

UNIVERSIDADE FEDERAL DE RORAIMA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS - IGEO
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
ANA CAROLINA TEIXEIRA FERREIRA
EZEQUIAS NOGUEIRA GUIMARÃES
KAROLINA THALITA RAMIRES DA SILVA
RELATÓRIO DA DISCIPLINA DE ESTÁGIO DE CAMPO I
Boa Vista, RR
2019

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ANA CAROLINA TEIXEIRA FERREIRA
EZEQUIAS NOGUEIRA GUIMARÃES
KAROLINA THALITA RAMIRES DA SILVA
RELATÓRIO DA DISCIPLINA DE ESTÁGIO DE CAMPO I
Relatório de campo apresentado à
disciplina Estágio de Campo I (GEO
505) do departamento do curso de
Bacharelado em Geologia, Instituto de
Geociências da Universidade Federal
de Roraima ministrada pela doutora
Lena Barata e pelos doutores Fábio
Wankler e Jackson da Paz.
Boa Vista, RR
2019

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LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 1: Mapa de localização dos afloramentos nos municípios de Boa Vista, Mucajaí e Bonfim. ... 12
Figura 2: Mapa de localização dos afloramentos no município de Amajari. ..................................... 12
Figura 3: Mapa geológico contendo as unidades litológicas aflorantes nos municípios de Boa Vista,
Mucajaí e Bonfim........................................................................................................................ 13
Figura 4: Mapa geológico contendo as unidades litológicas aflorantes no município de Amajari. ...... 13
Figura 5: Modelo de compartimentação litoestrutural do estado de Roraima.................................... 15
Figura 6: Seção estratigráfica esquemática da bacia do Tacutu........................................................ 21
Figura 7: Carta estratigráfica da Bacia do Tacutu........................................................................... 22
Figura 8: Seção geológica proposta para o morro visitado. Confeccionada a partir de 11 medidas
altimétrica coletas em campo pela equipe. Medidas estruturais estão na notação Clar....................... 31
Figura 9: Croqui de localização das famílias de fraturas (A) Imagem do afloramento. (B) Destaque da
localização das principais fraturas e suas respectivas medidas na notação Clar................................. 32
Figura 10: Diagrama de roseta das famílias de fraturas encontradas no afloramento. Conforme medidas
coletas em campo, as fraturas apresentam direção principal NW-SE e E-W..................................... 32
Figura 11:(A) Amostra de mão coletada no afloramento (B) Textura fanerítica da amostra observada em
lupa estereoscópica (C) Croqui destacando a segregação dos minerais máficos................................ 33
Figura 12: (A) Amostra de mão coletada no afloramento (B) Grande quantidade de quartzo na amostra
(C) Biotitas observadas na lupa estereoscópica, onde é possível distinguir até mesmo a clivagem do
mineral. ...................................................................................................................................... 33
Figura 13: (A) Imagem do afloramento mostrando fraturas e esfoliação esferoidal presentes no lajedo
(B) Croqui indicando as famílias de fraturas e suas direções em notação Clar.................................. 35
Figura 14: Diagrama de roseta das famílias de fraturas encontradas no afloramento. Conforme medidas
coletas em campo, as fraturas apresentam direção principal NE-SW. .............................................. 36
Figura 15: (A) Amostra de mão coletada no afloramento (B) Grande quantidade de minerais de brilho
vítreo na amostra (C) Minerais máficos observadas na lupa estereoscópica,sendo o principal a biotita.
.................................................................................................................................................. 36
Figura 16: (A) Afloramento perpassado por um dique extrusivo (B) Croqui destacando a continuidade
do dique e o corte por fraturas com medidas em notação Clar......................................................... 37
Figura 17: (A) Amostra de mão coletada no afloramento (B) textura subfanerítica da amostra, o que
dificultou uma descrição das detalhada do material. ....................................................................... 37
Figura 18: (A) Família de diques observadas no afloramento (B) Direção dos diques em notação Clar.
.................................................................................................................................................. 38
Figura 19:Diagrama de roseta das famílias de diques encontradas no afloramento. Conforme medidas
coletas em campo, a direção principal é NW-SE............................................................................ 38

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Figura 20: (A) Amostra de mão coletada no afloramento (B) Textura fanerítica da rocha. ................ 39
Figura 21: (A) Dique sendo perpassado por uma fratura (B) Croqui indicando a ordem dos eventos mais
nitidamente. ................................................................................................................................ 40
Figura 22: Diagrama de roseta das fraturas encontradas no afloramento. Conforme medidas coletas em
campo, a direção principal é NE-SW e E-W.................................................................................. 40
Figura 23: (A) Mosaico da falha transcorrente com movimento sinistral para esquerda (B) Fraturas
perpassando a falha, com medidas em notação Clar (C) Croqui indicando rejeito de 20 e 60 centímetros
na falha....................................................................................................................................... 41
Figura 24: (A) Afloramento onde é possível observar aspecto esferoidal do corpo rochoso e algumas
juntas de alívio (B) Croqui indicando juntas de alívio. ................................................................... 42
Figura 25: (A) Amostra coletada no afloramento (B) Destaque da coloração diferenciada entre o centro
e as bordas.................................................................................................................................. 43
Figura 26: (A) Amostra de mão coletada no afloramento (B) Evidência de metamorfismo na amostra.
.................................................................................................................................................. 43
Figura 27: (A) Afloramento fraturado na área (B) Destaque das principais fraturas e suas respectivas
medidas em notação Clar. ............................................................................................................ 44
Figura 28: Diagrama de roseta das fraturas encontradas no afloramento. Conforme medidas coletas em
campo, a direção principal é NE-SW. ........................................................................................... 45
Figura 29: (A) Vista do afloramento (B) Croqui destacando diferentes camadas observadas............. 45
Figura 30: Seção vertical idealizado para o afloramento. Níveis de minerais máficos sãoencontrados em
praticamente todas as camadas. .................................................................................................... 46
Figura 31: (A) Visão vertical do afloramento (B) Croqui indicando fraturamento na rocha. .............. 47
Figura 32: Seção vertical idealizado para o afloramento. Níveis de minerais máficos sãoencontrados em
praticamente todas as camadas. .................................................................................................... 48
Figura 33: Bloco diagrama destacando marcas de migração de ondas no topo e clastos de rochas
pelíticas. ..................................................................................................................................... 49
Figura 34: (A) Amostra de mão coletada em laboratório (B) Minerais máficos observados na lupa
estereoscópica (C) Croqui indicando localização de lineações de minerais máficos. ......................... 50
Figura 35: Seção geológica proposta para o morro visitado. Confeccionada a partir de 4 medidas
altimétrica coletas em campo pela equipe. Medidas estruturais estão na notação Clar....................... 52
Figura 36: Diagrama de roseta dos principais veios observados no afloramento. Conforme medidas
coletas em campo, a direção principal é NW-SE............................................................................ 53
Figura 37: (A) Afloramento apresentando disjunção colunar, principalmente mais na base do morro (B)
Destaque em vermelho do formado das disjunções. ....................................................................... 53
Figura 38: (A) Amostra de mão do afloramento (B) Textura de escape de gases vista em lupa
estereoscópica (vesículas) (C) Bolha de gases solidificados com o resfriamento do magma (amigdalas).
.................................................................................................................................................. 54

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Figura 39: (A) Base do afloramento, formada por uma camada de silte (B) Destaque em vermelho das
inúmeras fraturas no siltito. As direções correspondem a medidas em notação Clar.......................... 55
Figura 40: Diagrama de roseta das fraturas observados no afloramento. Conforme medidas coletas em
campo, a direção principal é E-W................................................................................................. 56
Figura 41: Seção vertical idealizado para o afloramento. ................................................................ 56
Figura 42: (A)Amostra de siltito coletado no afloramento (B)Matéria orgânica bastante presente no topo
da camada. Detalhe em lupa estereoscópica................................................................................... 57
Figura 43: (A) Amostra de argilito coletado no afloramento (B)Matéria orgânica (raízes) presente na
camada. Detalhe em lupa estereoscópica....................................................................................... 57
Figura 44: (A) Amostra chert coletado no afloramento (B) estrutura plano paralela observada no chert.
.................................................................................................................................................. 58
Figura 45:Amostra de conglomerado coleta no afloramento. .......................................................... 58
Figura 46: (A) Afloramento descrito correspondente a unidade Formação Serra do Tucano (B) Croqui
destacando diferentes camadas observadas.................................................................................... 59
Figura 48: Amostra de arenito fino coletada no afloramento. .......................................................... 60
Figura 49: Amostra de arenito fino a médio coletada no afloramento. ............................................. 61
Figura 50: Localização das drenagens e posicionamento da duna.................................................... 62
Figura 51: Gráficos produzidos a partir de dados de separação granulométrica dos sedimentos coletados
na duna (A) Base da duna (B) Topo da duna.................................................................................. 64
Figura 52: Análise textural dos sedimentos da duna a luz da lupa estereoscópica. Mineralogia
representada por Qz: quartzo; Lt: litoclastos; MM: minerais máficos; Or: organoclastos. (A) Fração de
areia fina da base da duna (B) Fração de areia média da base da duna (C) Fração de areia fina do topo
da duna (D) Fração de areia muito fina do topo da duna. ................................................................ 64
Figura 54: (A) Vista do afloramento (B) Croqui do afloramento da margem erosiva da praia do Polar.
.................................................................................................................................................. 66
Figura 55: Croqui identificando margem erosiva e deposicional da praia da Polar............................ 69
Figura 56: Análise textural dos sedimentos da Praia da Polar a luz da lupa estereoscópica. Mineralogia
representada por Qz: quartzo; Lt: litoclastos; MM: minerais máficos; Or: organoclastos. (A)
Sedimentação representativa do ponto de coleta A (B) Sedimentação representativa do ponto de coleta
B (C) Sedimentação representativa do ponto de coleta C (D) Sedimentação representativa do ponto de
coleta D...................................................................................................................................... 69
Figura 57: Gráficos produzidos a partir de dados de separação granulométrica dos sedimentos coletados
na Praia da Polar (A) Ponto de coleta A (B) Ponto de coleta B (C) Ponto de coleta C (D) Ponto de coleta
D................................................................................................................................................ 70

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LISTA DE TABELAS
Tabela 1: Medidas estruturais coletadas no afloramento. As medidas estão em notação Clar
(sentido e intensidade do mergulho). Medidas de estrias no plano da falha (linhas)
correspondem ao sentido e intensidade do caimento................................................................30
(sentido e intensidade do mergulho). ........................................................................................39
Tabela 9: Tabela com resultados da descrição a partir da separação dos grãos por granulometria.
Mineralogia representada por Qz: quartzo; Lt: litoclastos; MM: minerais máficos; Or:
organoclastos. ...........................................................................................................................63
Tabela 10: Tabela com resultados da descrição a partir da separação dos grãos por
granulometria. Mineralogia representada por Qz: quartzo; Lt: litoclastos; MM: minerais
máficos; Or: organoclastos. ......................................................................................................67
Tabela 11: Principais direções obtidas durante o estudo. As medidas correspondem as unidades
cujos afloramentos foram visitados. .........................................................................................74

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SUMÁRIO
1. INTRODUÇÃO.....................................................................................................................9
2. OBJETIVOS .......................................................................................................................10
2.1 OBJETIVOS ESPECÍFICOS..........................................................................................10
3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO.....................................................................11
4. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ......................................................................14
4.1. DOMÍNIO SURUMU....................................................................................................15
4.1.1. Grupo Cauarane - 2235 ± 19 Ma, Pb/Pb em zircão.............................................16
4.1.2. Suíte Aricamã - 1986 ± 4 Ma, U-Pb (SHRIMP)....................................................16
4.1.3. Grupo Surumu - 1982 ± 3 Ma, U-Pb (SHRIMP)..................................................17
4.1.4. Granito Mixiguana - 1970 ± 5 Ma, U-Pb (SHRIMP) ...........................................18
4.1.5. Lamprófiro Serra do Cupim - 1968 Ma, Sm-Nd.................................................18
4.1.6. Suíte Pedra Pintada - 1958 ± 11 Ma, U-Pb (SHRIMP)........................................18
4.1.7. Suíte Intrusiva Saracura - 1834 ± 6 Ma, U-Pb em zircão....................................19
4.1.8. Grupo Arai.............................................................................................................19
4.1.9. Formação Igarapé do Funil ..................................................................................19
4.1.10. Formação Cabo Sobral .......................................................................................19
4.1.11. Formação Igarapé do Paiva................................................................................19
4.2. DOMÍNIO GUIANA CENTRAL..................................................................................20
4.2.1. Suíte Metamórfica Rio Urubu –1966 ± 37 Ma, Pb-Pb em zircão........................23
4.2.2. Suíte Intrusiva Serra da Prata - 1934 Ma, Pb-Pb................................................23
4.2.3. Anortosito Repartimento – 1527 ± 7 Ma, U-Pb em baddeleyita..........................23
4.2.4. Suíte Intrusiva Mucajaí - 1554 -1512 Ma, Pb-Pb, U-Pb......................................24
4.2.5. Formação Apoteri..................................................................................................24
4.2.6. Formação Manari..................................................................................................25
4.2.7. Formação Pirara....................................................................................................25
4.2.8. Formação Tacutu...................................................................................................25
4.2.9. Formação Serra do Tucano ..................................................................................25
4.2.10. Formação Boa Vista ............................................................................................26
2.4.11. Depósitos Recentes...............................................................................................27
5. GEOMORFOLOGIA REGIONAL ..................................................................................28

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5. MATERIAIS E MÉTODOS ..............................................................................................29
6. RESULTADOS E DISCUSSÃO........................................................................................30
6.1. SUÍTE METAMÓRFICA RIO URUBU.......................................................................30
6.2. SUÍTE PEDRA PINTADA............................................................................................35
6.3. FORMAÇÃO CABO SOBRAL ....................................................................................42
6.4. FORMAÇÃO APOTERI ...............................................................................................51
6.5. FORMAÇÃO TACUTU................................................................................................55
6.6. FORMAÇÃO SERRA DO TUCANO...........................................................................59
6.7. FORMAÇÃO AREIAS BRANCAS..............................................................................62
6.8. DEPÓSITOS ALUVIAIS RECENTES .........................................................................66
7. CONSIDERAÇÕES FINAIS .............................................................................................72
REFERÊNCIAS......................................................................................................................75

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1. INTRODUÇÃO
Roraima é o estado mais setentrional do Brasil, possui área territorial de 225.116,10 km²
e tem Boa Vista como capital. É seccionada pela linha imaginária do Equador, sendo Boa Vista
a única capital brasileira no hemisfério norte. O estado abarca duas fronteiras internacionais:
Venezuela a norte e noroeste e Guiana ao leste. Ao sul limita-se com o estado do Amazonas e
a sudeste com o estado do Pará.
Do ponto de vista geológico ocupa a porção central do escudo das Guianas, inserido ao
norte do Cráton Amazonas (SANTOS et al., 2006) por isso apresenta as principais feições
geotectônicas evolutivas do escudo. Os primeiros levantamentos geológicos sistemáticos na
região ocorreram por volta da década de 70 com o Projeto Radar na Amazônia (RADAM) que
utilizou imagens aéreas de radares de aviões para fins de mapeamentos sistemáticos de toda
região, estendendo-se para todo Brasil através do RADAMBRASIL, os quais contêm inúmeras
descrições de material geológico.
Do convênio entre o DNPM/CPRM e projeto RADAM Brasil surge a primeira
compartimentação litoestratigráfica do estado na escala de 1:500.000, resultando na cisão de
grandes domínios geológicos: Domínio Uraricoera, composto por rochas vulcânica-plutônicas,
Domínio Guiana Central, correspondendo ao Cinturão das Guianas, Domínio Parima, com
terrenos graníticos e Domínio Anauá com terrenos granitos-gnaissicos (REIS, 2003).
Estes levantamentos deram um grande suporte ao avanço do conhecimento geológico,
estrutural, geofísico e geocronológico do Cráton Amazonas que hoje dão subsídio para diversos
estudos mais refinados, contribuindo para o entendimento geodinâmico de sua evolução crustal.

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2. OBJETIVOS
Introdução à técnica de mapeamento geológico, visando o reconhecimento das unidades
litoestratigráficas do Estado de Roraima.
2.1 OBJETIVOS ESPECÍFICOS
 Introdução aos métodos de aquisição de dados em terreno qualquer com vista à
descrição de rocha macroscópica;
 Tratamento e apresentação de dados na forma de seções colunares e seções geológicas;
 Discussão dos dados obtidos em campo por meio de bloco-diagrama e modelos de
evolução.

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3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
O estudo em apreço abrangeu afloramentos nos municípios de Bonfim, Boa Vista, Mucajaí
e Amajari. As áreas de estudo possuem acesso relativamente fácil aos afloramentos, pelo fato
de serem locais próximos às margens das estradas ou com vias de acesso próprias.
O município de Bonfim localiza-se no extremo leste do estado de Roraima, sendo o
núcleo urbano próximo à fronteira com a Guiana. O acesso dá-se a partir do município de
Boa Vista pela RR-401. O município de Mucajaí localiza-se na porção centro-oeste do estado,
onde o acesso é realizado pela BR-174. Na capital Boa Vista os afloramentos que se localiza m
dentro da área urbana utilizaram vias de acesso próprias da cidade, enquanto na área rural o
acesso foi realizado por meio da BR-174 (figura 1).
Em Amajari o acesso é feito a partir de Boa Vista pela rodovia federal BR-174 e pela
rodovia estadual RR-203, que interliga a BR-174 ao núcleo urbano de Amajari, prolongando-
se até a Serra do Tepequém, totalizando 220 km a partir da sede do município de Boa Vista
(figura 2).
Os pontos visitados compreenderam diversas unidades litoestratigráficas, como a
Formação Boa Vista, Formação Serra do Tucano e Suíte Metamórfica Rio Urubu nos
municípios de Boa Vista, Bonfim e Mucajaí, respectivamente (figura 3). Enquanto no
município de Amajari destacam-se a Suíte Pedra Pintada e o Grupo Arai (figura 4).

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Figura 1: Mapa de localização dos afloramentos nos municípios de Boa Vista, Mucajaí e Bonfim.
Fonte: Autoria própria.
Figura 2: Mapa de localização dos afloramentos no município de Amajari.

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Figura 3: Mapa geológico contendo as unidades litológicas aflorantes nos municípios de Boa Vista, Mucajaí e
Bonfim.
Figura 4: Mapa geológico contendo as unidades litológicas aflorantes no município de Amajari.

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4. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
Localizado no extremo norte do Brasil, o estado de Roraima limita-se com o Amazonas,
Pará, Venezuela e Guiana – onde ocupa a porção central do escudo das Guianas, inserido ao
norte do Cráton Amazonas (SANTOS et al., 2006). Os primeiros levantamentos geológicos
sistemáticos ocorreram por volta da década de 70 e diversos estudos atuais mais refinados têm
contribuído para o entendimento geodinâmico da de sua evolução crustal. Registra rochas que
vão desde o Paleoproterozoico até coberturas sedimentares Fanerozoicas (Mesozoico e
Cenozoico) (REIS; FRAGA, 1998).
O Cráton Amazônico é definido como uma porção continental estável da placa
Sulamericana e uma das maiores do mundo segundo Almeida; Brito Neves e Dal Ré Carneiro
(2003). Possui aproximadamente 4.400.000 km² divididos em três grandes tipos de terrenos de
embasamento: greenstones belts, cinturões metamórficos e rochas ácidas e graníticas
metavulcânicas, que são limitadas por dois cinturões orogênicos Paleoproterozoicos e
Neoproterozoicos (ALMEIDA; BRITO NEVES; DAL RÉ CARNEIRO, 2003).
Em 1975 realizou-se Projeto Radar na Amazônia (RADAM) que utilizou imagens
aéreas de radares de aviões para fins de mapeamentos sistemáticos de toda região, estendendo-
se para todo Brasil através do RADAMBRASIL, os quais contêm inúmeras descrições de
material geológico. Estes levantamentos deram um grande suporte ao avanço do conhecimento
geológico, estrutural, geofísico e geocronológico do Cráton Amazonas. Em meio às discussões
que propunham modelos evolutivos para o Cráton, destacam-se duas concepções mais aceitas
no meio acadêmico, as quais foram elaboradas com base em diferentes métodos.
Por um lado, Hasui et al. (1984) e Hasui e Almeida (1985), entre outros fixistas,
elaboraram modelos que foram baseados em dados estruturais, geofísicos e geocronológicos
(métodos K-Ar e Rb-Sr). Alternativamente, os mobilistas (CORDANI et al., 1979;
TASSINARI, MACAMBIRA, 1999 e 2004; SANTOS et al., 2006) basearam-se essencialmente
em dados geocronológicos com métodos mais modernos e precisos (U-Pb e Sm-Nd), levando
em consideração os conceitos atuais de tectônica de placas.
Vale ressaltar que, o modelo de Tassinari e Macambira (1999) difere do de Santos et al.
(2006) em números de províncias geocronológicas, nas suas idades isotópicas e nos métodos
utilizados, gerando duas possíveis hipóteses para a evolução. Entretanto, estes modelos não são
satisfatórios para a caracterização geológica do estado de Roraima e, por este motivo, a divisão

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em domínios tectonoestratigráficos é mais adequada para a região (REIS, FRAGA, 1998, 2000
e REIS et al., 2003) (figura 5).
Figura 5: Modelo de compartimentação litoestrutural do estado de Roraima.
Fonte: REIS, FRAGA (2000).
Dentro das províncias do Cráton Amazônico foram estabelecidos cerca de 20 domínios
tectonoestratigráficos, baseados no arranjo entre as unidades estratigráficas que formam as
maiores entidades tectônicas e o principal padrão estrutural que elas articulam (CPRM, 2006).
Entretanto esses modelos não são satisfatórios para a integração dos dados geológicos do estado
de Roraima, com isso, a divisão em domínios tectonoestratigráficos (REIS et al., 2003) é mais
adequada para a região. Nessa divisão, Reis et al. (2003), apresenta 4 domínios principais:
Domínio Parima; Domínio Guiana Central; Domínio Uraricoera; e Domínio Anauá. Os dois
últimos domínios foram renomeados por Reis et al. (2004), respectivamente, como domínios
Surumu e Uatumã-Anauá.
4.1. DOMÍNIO SURUMU
Este domínio é limitado pelos domínios Parima (oeste) e Guiana Central (sul) e possui
lineamentos estruturais importantes nas direções E-W, WNW-ESE e NW-SE. É representado
principalmente por terrenos vulcânicos plutônicos sedimentares com lineamentos estruturados
na direção de E-W a WNW-ESSE.

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4.1.1. Grupo Cauarane - 2235 ± 19 Ma, Pb/Pb em zircão
Segundo CPRM (1999) o Grupo Cauarane distribui-se nos domínios Surumu e Cinturão
Guiana Central. É formado por três grandes conjuntos de acordo com os tipos rochosos
predominantes – I: Intercalações de talco-clorita- tremolita xistos, clorita- tremolita xistos,
clorita actinolita xistos, anfiboitos, metacherts ferríferos, gonditos e rochas calcissilicáticas,
com subordinados paragnaisses; II: paragnaisses com subordinadas intercalações de rochas
calcissilicáticas, xistos e anfibolitos; e III: gnaisses kinzigíticos (CPRM, 2003).
No Domínio Cinturão Guiana Central afloram gnaisses kinzigíticos e intercalações de
metacherts ferríferos, anfibolitos e calcissilicáticas. Os kinzigitos são rochas mesocráticas,
granulação média, normalmente apresentando leve bandamento, algumas vezes não facilmente
perceptível (CPRM, 1999).
No domínio Surumu, a unidade é composta por metagrauvacas, metacherts ferríferos e
xistos de derivação vulcânica e sedimentar (LUZARDO e REIS, 2001), paragnaisses
aluminosos com alternância de mica xistos, rochas calcissilicáticas e anfibolitos (CPRM, 2010).
Os paragnaisses e mica xisto são caraterizados por uma granulação média e tem
presença de estruturas gnaisses ou xistosas, com intercalação de cores cinzas claros e cinzas
escuros. Já as rochas cálcissilicáticas, anfibolitos e metacherts apresentam cores variadas de
cinza esverdeado a escuro, e sua granulação varia de fina a média. Entretanto, os metacherts
demonstram aspecto vítreo, mas ocorre em pequenas proporções (CPRM, 2010).
Os metacherts ferríferos apresentam níveis milimétricos de magnetita e hematita,
possuem cor cinza escura quando inalterados, granulometria extremamente fina e, quando
fraturados, apresentam fratura conchoidal. Se alterados, exibem coloração avermelhada,
produzindo solos de coloração vermelho-carmim (CPRM, 1999).
As rochas calcissilicáticas apresentam granulometria muito fina, coloração acinzentada
a esverdeada, intercalando- se normalmente com anfibolitos e metacherts ferríferos sob a forma
de delgados leitos. Localmente ocorrem como bandas, cor cinza-esverdeado a esbranquiçado,
intercalando-se com metacherts ferríferos (CPRM, 1999).
Os anfibolitos apresentam coloração acinzentada a cinza- esverdeado, granulometria
fina, ocorrendo, localmente também, sob a forma de xenólitos nos ortognaisses das suítes Rio
Urubu (CPRM, 1999).
4.1.2. Suíte Aricamã - 1986 ± 4 Ma, U-Pb (SHRIMP)
Segundo CPRM (2010) a Suíte Aricamã compreende granitos isotrópicos, em geral
róseos a avermelhados ou, por vezes, cinza-claros, muito pobres em minerais máficos e muito

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pouco magnéticos, por vezes com textura rapakivi. No corpo da serra Aricamã e no pequeno
corpo a oeste da serra, as rochas são de granulação média ou grossa, enquanto que nos corpos
situados a leste da serra dominam microgranitos.
A Suíte Aricamã compreende feldspato alcalino-granitos e sienogranitos, leucocráticos
a hololeucocráticos, nos quais os componentes máficos não ultrapassam os 7%, situando-se em
média nos 3%. Os granitos da Serra Aricamã e do pequeno corpo a oeste exibem textura
hipidiomórfica granular ou mais raramente porfirítica, sendo formados por feldspato
mesopertítico e quartzo, idio a subidiomórficos, localmente intercrescidos em arranjos gráficos.
Pequenos grãos de albita ocorrem entre cristais contíguos de mesopertita indicando processos
de alteração tardi- ou pós-magmática. O máfico presente é uma biotita marrom alaranjada ou,
mais raramente verde, em cristais xenomórficos, intersticiais, cristalizados tardiamente,
refletindo o caráter pouco hidratado destes granitoides (CPRM, 2010).
4.1.3. Grupo Surumu - 1982 ± 3 Ma, U-Pb (SHRIMP)
O Grupo Surumu compreende tipos vulcânicos representados por dacitos, traquidacitos
e riolitos e rochas miloniticas de constituição andesítica a tranquiandesitica, riolítica e dacitica.
Possui uma presença predominante de ignimbritos com episódio de andesito e rochas
sedimentares vulcanogênicas (CPRM, 2010).
Estas rochas macroscopicamente exibem textura porfirítica com fenocristais
milimétricos de quartzo, K-feldspato e plagioclásio envoltos em uma matriz afanítica com cores
avermelhadas a cinza esverdeada escura (TAVARES JÚNIOR, 2003). O andesito é
caracterizado por sua cor cinza a esverdeado, tem presença de fenocristais de plagioclásio em
uma matriz afanítica (CPRM, 2010).
Segundo Reis et al. (2003) nos dacitos e traquidacitos predomina a textura porfirítica,
com fenocristais de plagioclásio, e mais raramente feldspato alcalino e biotita, dispersos numa
matriz microcristalina constituída essencialmente por quartzo, plagioclásio, feldspato alcalino,
biotita e hornblenda. Minerais opacos, apatita, zircão e titanita são acessórios comuns, e os
minerais secundários são representados por sericita, clorita, epidoto e carbonato.
Os riólitos se distinguem dos dacitos e traquidacitos pela textura porfirítica a
glomeroporfirítica, com fenocristais de feldspato alcalino e quartzo predominantes sobre os de
plagioclásio, além da matriz relativamente mais grossa devida à presença comum de agrega dos
recristaliza dos de quartzo. Apresentam ainda, menor conteúdo em minerais máficos,
principalmente biotita e hornblenda (CPRM, 1999).

18
4.1.4. Granito Mixiguana - 1970 ± 5 Ma, U-Pb (SHRIMP)
Na unidade Granito Mixiguana ocorrem monzogranitos, com sienogranitos,
granodioritos e tonalitos subordinados. São rochas de granulação média a grossa, em geral
acinzentadas, com orientação de cristais de plagioclásio e de minerais máficos (CPRM, 2010).
Segundo Reis et al. (2012) dispõe-se em meio às rochas do Grupo Cauarane as quais, por sua
vez, ocorrem na forma de xenólitos nos granitoides.
4.1.5. Lamprófiro Serra do Cupim - 1968 Ma, Sm-Nd
Esta unidade é definida por espessartitios, microdioritos porfiríticos, e subordinadas
rochas subvulcânicas andesíticas, diques e também andesitos e seus equivalentes lamprofíricos
que ocorrem como lavas e depósitos piroclásticos (CPRM, 2010).
Os diques são de espessartitos e microdiorito, com espessura que pode variar de
centímetros a metros. São caracterizados pela coloração cinza a cinza esverdeado, tendo
presença de fenocristais de granulação média imersos em uma matriz fina a afanítica. Estes
diques cortam as unidades Trairão, Pedra Pintada e Aricamã (CPRM, 2010).
4.1.6. Suíte Pedra Pintada - 1958 ± 11 Ma, U-Pb (SHRIMP)
São granitoides equigranulares, com subordinados tipos porfiríticos, apresentam cor
cinza-claro e granulação média a grossa (CPRM, 1999). Tem proximidade com a suíte Aricamã,
granito Mixiguana e com o grupo Cauarane. E há diques da unidade Lamprófiro Serra do Cupim
na suíte Pedra Pintada (CPRM, 2010).
Esta suíte é dividida em duas porções: Trovão e Flechal. Sendo desagregadas pelo Grupo
Surumu e Complexo Trairão. E tem como embasamento rochas paraderivadas Cauarane e os
granitoides Trairão (CPRM, 2010).
Os corpos Trovão e Flechal mostram um zoneamento composicional assimétrico,
caracterizado pela predominância de granitoides menos evoluídos e mais ricos em minerais
máficos na porção sul dos corpos e de granitos mais evoluídos na porção norte, tendo sido
individualizadas três fácies em cada corpo (CPRM, 2010).
No corpo Trovão, quartzo-dioritos e subordinados tonalitos ocorrem na fácies sul,
enquanto granodioritos são as rochas mais frequentes na fácies central, seguidos por
monzogranitos, tonalitos e quartzo-monzonitos. Na fácies norte verifica-se um amplo domínio
de monzogranitos, sendo comuns os tipos hidrotermalizados (CPRM, 2010).
No corpo Flechal, quartzo-dioritos e quartzo–monzodioritos predominam sobre
monzogranitos, granodioritos e tonalitos na fácies sul, monzogranitos são os tipos mais

19
frequentes na fácies central com granodioritos e tonalitos subordinados, e monzo a
sienogranitos, mais evoluídos e hidrotermalizados, ocorrem na fácies norte (CPRM, 2010).
4.1.7. Suíte Intrusiva Saracura - 1834 ± 6 Ma, U-Pb em zircão
A Suíte inclui granitos leucocráticos, róseos, médios a grossos, equigranulares a
inequigranulares, além de granitos finos, cinza-claros a róseos (geralmente mais pobres em
minerais máficos), inequigranulares, ora apresentando esparsos grãos de sulfetos (CPRM,
1999). Localmente observam-se enclaves de rocha fina, equigranular, rica em minerais máficos,
mantendo contatos lobados e, ora envolvendo fenocristais de feldspato alcalino, da encaixante.
Diques de diabásio Apoteri, com direção preferencial NE-SW, seccionam os granitoides
Saracura (CPRM, 1999).
4.1.8. Grupo Arai
O Grupo Arai recobre discordantemente as rochas vulcânicas do Grupo Surumu, e inclui
termos sedimentares eminentemente de natureza continental (REIS et al., 1990), registrando
inter-relacionamento das fácies de um sistema deposicional desértico e fluvial entrelaçado.
4.1.9. Formação Igarapé do Funil
Os principais litotipos da Formação Igarapé do Funil são arenitos finos a médios em
parte argilosos, ritmitos arenito/pelito, pelitos e subordinadas brechas. Esses litotipos
normalmente são friáveis com estruturas sedimentares preservadas, como estratificação cruzada
acanalada e gretas de contração (FERNANDES FILHO, 2012).
4.1.10. Formação Cabo Sobral
A Formação Cabo Sobral compreende principalmente arenitos grossos conglomeráticos
com intercalações de conglomerados (FERNANDES FILHO, 2012).
4.1.11. Formação Igarapé do Paiva
Os principais litotipos da Formação Igarapé do Paiva são arenitos médios a grossos e
conglomerados, com pelitos e arenitos finos subordinados, localmente silicificados, e com
estruturas sedimentares preservadas (FERNANDES FILHO, 2010). O topo da unidade é
dominado por arenitos grossos a conglomeráticos com estratificação cruzada e estruturas de
corte-e-preenchimento. Uma discordância litológica e erosiva é sugerida para o contato entre a
unidade sedimentar basal e as rochas vulcânicas do Grupo Surumu (FERNANDES FILHO,
2012).

20
4.2. DOMÍNIO GUIANA CENTRAL
O domínio Guiana Central, situa se na porção centro-norte do estado, com arranjos
estruturais preferenciais para NE-SW, marcado pela presença de um cinturão de alto grau,
intrudido por uma associação AMG (Anortosito/Gabro, Mangerito, Granito Rapakivi), durante
o Mesozoico ocorreu uma reativação extensional em níveis crustais rasos no domínio,
resultando na instalação do Hemigráben do Tacutu (EIRAS e KINOSHITA, 1987).
A bacia do Tacutu, conhecida na Guiana como North Savannas Rift Valley, possui uma
área de aproximadamente 12.500 km², que se estende por cerca de 300 km sobre um eixo de
direção ENE-SWS alterando para NE-SW, que cruza a fronteira Brasil-Guiana. (GIBBS e
BARRON, 1993). Sua largura média varia entre 30 a 50 km e seus limites vêm sendo, além
disso, quatro furos de sondagem, dois no lado do Brasil e dois no lado da Guiana, permitem
prever uma profundidade de aproximadamente 6.000 metros até o seu embasamento
(CRAWFORD; SZELEWSKI; ALVEY, 1984; EIRAS e KINOSHITA, 1998; REIS; NUNES;
PINHEIRO, 1994).
As propostas de evolução crustal apresentadas na bibliografia consultada (SZATMARI,
1983; EIRAS e KINOSHITA, 1998; 1994; GIBBS e BARRON, 1993; REIS et al., 2006; VAZ;
WANDERLEY FILHO; BUENO, 2007), permitem inferir que sua gênese tenha ocorrido no
final do Jurássico Superior e no início do Cretáceo Inferior, a partir de uma reativação do
Cinturão de Cisalhamento Guiana Central (CCGC) dominado por falhas orientadas a NW-SEe
a NE-SW. Evidências nos escudos das Guianas e do Oeste Africano sugerem lineamentos
permanentes e ativos no manto, servindo de padrão de deslocamento da crosta associado à
ruptura da porção sul do Atlântico Norte.
Conforme descrito em Santos (1984), a bacia se instalou e conformou-se estruturalmente
como um meio gráben, o qual guarda informações de evolução em três fases: rifte ativo, passivo
e pós-rift.
A primeira fase inicia com magmatismo subaquoso toleítico causado pela anomalia
térmica causada pelo afinamento crustal e resfriamento insuficiente, o que mantém a zona de
estiramento fraca suficiente para romper a litosfera. Ocorreu durante o Mesozoico com a
abertura do Oceano Atlântico e, ainda, houveram as primeiras deposições de calcários
lacustres e folhelhos da Formação Manari (SANTOS, 1984).
Na segunda fase, torna-se um rifte passivo e aumentam os deslocamentos nas falhas de
borda do Sudeste, ao passo que foi estabelecido um regime de clima árido dando origem a

21
depósitos de fanglomerados de borda pela horizontalização do relevo típica deste clima. Nos
lagos, depositaram-se siltitos, folhelhos, carbonatos e halitas que compõem a Formação
Pirara (SANTOS, 1984). Por conseguinte, depositaram-se os estratos vermelhos da Formação
Tacutu seguidos dos arenitos da Formação Tucano.
A fase pós-rifte evidencia um evento de tectônica transcorrente resultado da colisão
entre a placa da América do Sul e as placas de Nazca e Caribe, com isso houve uma
restruturação do gráben configurando a atual paisagem (SANTOS, 1984) (figura 6).
Figura 6: Seção estratigráfica esquemática da bacia do Tacutu.
Fonte: Eiras e Kinoshita, 1988.
A bacia do Tacutu comporta 7 unidades litoestratigráficas conforme a carta
estratigráfica publicada por Vaz; Wanderley Filho; Bueno (2007) (figura 7).

22
.
Figura 7: Carta estratigráfica da Bacia do Tacutu.
Fonte: Vaz; Wanderley Filho; Bueno, 2007.

23
4.2.1. Suíte Metamórfica Rio Urubu –1966 ± 37 Ma, Pb-Pb em zircão
A Suíte Metamórfica Rio Urubu reúne biotita gnaisses, biotita-hornblenda gnaisses,
(meta)monzogranitos e (meta)granodioritos. Ocorrem subordinados hiperstênio gnaisses e
leucognaisses (CPRM, 1999). Os minerais essenciais são: quartzo, feldspato alcalino,
plagioclásio, biotita e hornblenda (CPRM, 1999).
4.2.2. Suíte Intrusiva Serra da Prata - 1934 Ma, Pb-Pb
A Suíte corresponde a rochas mesocráticas, médias a grossas, com coloração
acinzentada a acaramelada, variando de isótropas ou levemente foliadas até gnáissicas.
Predominam hiperstênio-monzogranitos (charnockitos), com hiperstênio-granodioritos
(charno-enderbitos), hiperstênio-quartzo-monzonitos (mangeritos) e hiperstênio tonalitos
(enderbitos) subordinados. Ocorrem também sob a forma de xenólitos, nos granitoides Mucajaí
(CPRM, 1999).
Os tipos litológicos apresentam, como constituintes mineralógicos essenciais, feldspato
alcalino + plagioclásio + quartzo + ortopiroxênio ± hornblenda ± biotita. Os minerais acessórios
são: clinopiroxênio, minerais opacos, apatita, zircão (e allanita). As rochas apresentam feições
ígneas bem preservadas, com textura hipidiomórfica-granular e subordinadamente
inequigranular ou porfiríticas, mais ou menos obliteradas por petrotramas deformacionais
(CPRM, 1999).
4.2.3. Anortosito Repartimento – 1527 ± 7 Ma, U-Pb em baddeleyita
Esta unidade é constituída dominantemente por rochas de composição anortosítica.
Macroscopicamente são rochas faneríticas, holocristalinas, equigranulares a inequigranulares,
coloração acinzentada- scura. A textura é hipidiomórfica-granular, com raras ocorrências de
tipos subofíticos. A assembleia mineral é constituída por plagioclásio, hiperstênio, augita ±
olivina ± biotita titanífera ± hornblenda ± minerais opacos ± K-feldspato ± apatita ± quartzo e
raramente espinélio (CPRM, 1999).
O plagioclásio é do tipo labradorita em forma de grandes cristais tabulares e prismáticos
curtos, subédricos a anédricos. O quartzo é de ocorrência restrita. A biotita titanífera tem sua
maior expressão nos termos mais máficos e geralmente ocorre em pequenas placas marrom-
avermelhadas associadas aos piroxênios ou envolvendo os minerais opacos. O feldspato
potássico é o microclínio e ocorre circunstancialmente em substituição parcial ao plagioclásio
(CPRM, 1999).

24
4.2.4. Suíte Intrusiva Mucajaí - 1554 -1512 Ma, Pb-Pb, U-Pb
Esta unidade é composta por granitoides com texturas ígneas perfeitamente preservadas.
Os granitoides e gnaisses incluídos na SIM encontram- se separados por zonas de cisalhamento,
com o desenvolvimento de proto a ultramilonitos em faixas extensas (CPRM, 1999).
Encontram-se, de uma forma geral, encaixados em ortognaisses da Suíte Metamórfica Rio
Urubu, mantendo contato ainda com os granitoides e gnaisses a hiperstênio da Suíte Intrusiva
Serra da Prata (CPRM, 1999).
Ao longo dos corpos das serras Mucajaí e Grande predominam granitoides
leucocráticos, cinza-róseos, apresentando granulação muito grossa e textura porfirítica,
marcada por ovoides de feldspato alcalino com até 10,0cm de diâmetro, distribuídos em matriz
integrada por grãos tabulares de feldspato alcalino entre 1,0cm a 6,0cm, além de quartzo e
plagioclásio em cristais menores e xenomórficos, e minerais máficos em agregados irregulares
(CPRM, 1999).
Na porção oeste da serra Mucajaí predomina granito muito grosso, marcado, no entanto,
pela ausência dos megacristais ovoides. Biotita granito, cinza, fino a médio, equigranular,
integra fácies de ocorrência localizada, nas proximidades da Vila Apiaú. Os granitoides
adquirem forte foliação e aspecto gnáissico, ao longo de algumas zonas de cisalhamento
observadas no corpo da serra Mucajaí, a sul do rio Apiaú. Estreitas faixas de ultramilonitos
também foram verificadas. Ainda neste corpo ocorrem duas lentes de gnaisse da Suíte
Metamórfica Rio Urubu, bem como uma lente de gabro deformado (CPRM, 1999).
4.2.5. Formação Apoteri
No Brasil, ocorre ao norte da cidade de Boa Vista, a exemplo da Serra Nova Olinda; na
margem da BR-401, referente ao Morro do Redondo, e nas margens e leitos dos rios Arraia e
Tacutu, no município de Bonfim (EIRAS e KINOSHITA, 1990).
A unidade constitui-se principalmente por basaltos, com características texturais e
granulométricas relativamente invariáveis, sendo estas: coloração cinza escuro a esverdeado,
granulação muito fina a afanítica e ampla distribuição de vesículas e amígdalas, onde as últimas
podem perfazer até 10% da rocha, com formas esféricas e elipsoidais, de diâmetro entre 0,1 e
1,0 cm, preenchidas principalmente por clorita e calcita (EIRAS e KINOSHITA, 1990).
Segundo CPRM (1999) nas adjacências do Morro do Redondo e do Rio Arraia, esses
derrames apresentam contato do tipo tectônico com as rochas sedimentares areníticas da
Formação Serra do Tucano, através da falha de Lethem.

25
4.2.6. Formação Manari
A Formação Manari é composta de siltitos, folhelhos e, localmente, calcissiltitos e
dolomitos (VAZ; WANDERLEY FILHO; BUENO, 2007). Em trabalho mais detalhado com
base na composição de poços profundos que atravessam esta unidade, Eiras e Kinoshita (1990)
ressaltam algumas características petrográficas destas rochas: folhelhos cinza claro e escuros,
esverdeados e pretos, calcíferos e também piritosos; siltito castanho escuro a avermelhado,
calcífero e anidrítico; calcissiltito creme claro a acinzentado, recristalizado e dolomitizado; e
dolomito castanho acinzentado a claro, sendo que a seção mostra frequente silicificação.
4.2.7. Formação Pirara
A Formação Pirara foi identificada pela primeira vez através da perfuração de poços
realizados pela PETROBRAS, já que a mesma não é aflorante. É constituída por halitas nas áreas
mais centrais do gráben, sendo estas hialinas acinzentadas e acastanhadas, grosseiras e
argilosas; e lateralmente interdigitam-se a folhelhos acinzentados a acastanhados, margosos,
piritosos, com pseudomorfos de gipsita substituídos por anidrita, e, menos frequentemente, a
siltitos acinzentados, anidríticos, além de carbonatos (EIRAS e KINOSHITA, 1990).
4.2.8. Formação Tacutu
Em superfície, a Formação Tacutu ocorre nos leitos de certos rios que, para impor seus
vales, escavaram a delgada cobertura sedimentar terciária até atingir as rochas que compõem a
unidade. No Brasil, esses afloramentos são encontrados nos leitos do Rio Tacutu (entre Lethem
e a Fazenda São Lourenço), do Rio Arraia (próximo à foz), do Igarapé do Mel e do Igarapé
Garrafa, ambos próximos à desembocadura do Rio Tacutu (EIRAS e KINOSHITA, 1990).
Os litotipos constituintes desta unidade consistem basicamente de siltitos castanho
escuro a vermelho, calcíferos, argilosos, contendo pseudomorfos de gipsita substituídos por
anidrita ou calcita, com lâminação planoparalelaou de baixo ângulo. Subordinadamente
ocorrem arenitos creme claro a acastanhado, muito fino a fino, calcífero, argiloso esemicoeso;
calcarenito creme avermelhado a castanhado, fino e bioclástico; e folhelhos castanho
avermelhado e calcífero (COSTA e LIMA, 1981, apud EIRAS e KINOSHITA, 1990).
4.2.9. Formação Serra do Tucano
Segundo Eiras e Kinoshita (1990), a unidade está restrita ao sinclinal homônimo, onde
forma, em superfície morros suaves de até 200m de altura, que compõem a Serra do Tucano,
uma feição fisiográfica que contrasta com a planura do interior do gráben.

26
Em trabalho detalhado nesta unidade, Reis et al. (1994) determinaram duas fácies
sedimentares inter-relacionadas: fácies de canal (barras de granulação fina), representada por
quartzo-arenitos maciços, creme a esbranquiçados, geometria tabular; arenitos arcoseanos
róseos, friáveis, e subordinados arenitos conglomeráticos com fragmentos caulínicos e
quartzosos (não seixosos).
As principais feições sedimentares relacionam-se a estratificações cruzadas acanaladas
de médio a grande porte a sets festonados (cujo vetor médio de direção de paleocorrente está
para SW / 208 graus) ciclos granodecrescentes ascendentes na forma de sequências regulares e
cíclicas no acúmulo de sedimentação, além de uma boa seleção de grãos; fácies de overbank
(planície de inundação), representada por uma sequência de arenitos finos, creme a amarelados,
e siltitos avermelhados via de regra oxidados, com estruturas de grandes fendas de
ressecamento, lâminação plano paralela, tímidas marcas onduladas assimétricas e flaser (REIS
et al.,1994).
4.2.10. Formação Boa Vista
A unidade ocorre restritamente ao gráben do Tacutu conforme proposto por Reis et al.
(2001), que relata afloramento da sua sucessão sedimentar inferior a sudoeste e a nordeste da
cidade de Boa Vista. É composta por arenitos arcoseanos a levemente conglomeráticos, róseos
a esbranquiçados, ligeiramente friáveis, de granulação média a grossa, passíveis de distinção
no grau de consolidação, arranjo e seleção àqueles da sucessão anteriormente descrita para o
domínio Surumu, apresentando localmente perfis lateríticos imaturos com desenvolvimento de
solos podzólico e hidromórfico (REIS et al., 2001). CPRM (2004) e Eiras e Kinoshita (1990)
incluem ainda a ocorrência de siltitos e argilitos respectivamente.
4.2.11. Formação Areias Brancas
A Formação Areias Brancas é uma subdivisão proposta por Reis et al. (2001) dos
depósitos neogenos da Bacia do Tacutu, correspondendo ao intervalo superior, cujos depósitos
ultrapassam os limites do gráben e recobrem as rochas pré-cambrianas circunvizinhas.
Autores como Carneiro Filho et al. (2002) relatam campos de dunas encontrados em
áreas próximas ao Rio Tacutu e à Serra do Tucano (no nordeste de Roraima), e em áreas da
planície dos rios Catrimani e Anauá (no centro-sul de Roraima). Corresponde aos depósitos
arenosos de áreas alagadas e aos campos de dunas eólicas ativas ou fósseis (CPRM, 2004). A
unidade é datada como pertencente do Pleistoceno Superior ao Holoceno (VAZ;
WANDERLEY FILHO; BUENO, 2007).

27
2.4.11. Depósitos Recentes
Depósitos aluvionares recentes compostos por areias, cascalhos e, menos
frequentemente argilas, distribuem-se nos leitos e terraços dos principais cursos d’água que
drenam a região (MONTALVÃO et al., 1975 apud VAZ; WANDERLEY FILHO; BUENO,
2007).

28
5. GEOMORFOLOGIA REGIONAL
Desde os primeiros trabalhos sobre a compartimentação do relevo de Roraima, ainda na
década de 30, até os dias de hoje, bastantes informações foram acrescentadas na descrição
desses compartimentos, além da introdução de novos compartimentos a partir do refinamento
das informações realizados por meio de imagens de satélites e estudos de campo. No âmbito
dos diversos trabalhos sobre a geomorfologia do Estado destacam-se principalmente os
trabalhos de Franco et. al. (1975) e SUDAM (1975), realizados a partir dos estudos do Projeto
Radar na Amazônia (RADAM BRASIL), Costa (1999), CPRM (2003) e BRASIL (2005).
Conforme relatório da CPRM (2014) Roraima é o estado com maior variedade
geomorfológica de toda Amazônia brasileira. Seus terrenos apresentam desde superfícies muito
baixas e extremamente planas, principalmente na região sul, até os relevos mais movimentados
e mais altos, como o Monte Roraima, com seus 2875 metros de altitude na região norte.
Para a CPRM (2014), as características do relevo roraimense atual, portanto, é resultado
de inúmeros processos agindo sobre a paisagem e formando diversos tipos de modelados,
podendo ser sintetizado como as consequências do embate eterno entre forças exógenas
(processos erosivos e de deposição) e as forças endógenas (orogênese e epirogênese) que atuam
no planeta.
Para a realização desse relatório preferiu-se adotar a nomenclatura das unidades
propostas por Beserra Neta e Tavares Júnior (2008), que separam a geomorfologia do estado
em três grandes regiões geográficas com unidades de relevo distintas e limites estabelecidos de
maneira informal, utilizando a nomenclatura anteriormente já adotada por outros trabalhos.
Dessa forma destacam-se as regiões geográficas norte, central e sul do estado.
Na porção norte erguem-se abruptamente planaltos que atingem altitudes de 2.739 metros, a
exemplo do Monte Roraima, nas áreas de fronteira com a Venezuela, estes são bordejados
por pediplanos intramontanos onde emergem relevos colinosos a tabular (700 a 1.100 m)
gradando para a superfície de aplanaimento (altitudes de 80 a 150 m); na porção central
encontram-se planaltos residuais e dissecados com altitudes que podem atingir até 800
metros, a exemplo da Serra da Lua, destacando-se numa paisagem suavemente plana a
colinosa (100 a 150 m) e por fim, na porção sul erguem-se planaltos residuais, a exemplo da
serra da Mocidade, bem como extensas deposições arenosas inundáveis com altitudes não
superiores a 150 metros (BESERRA NETA, TAVARES JÚNIOR, 2008).
As atividades descritas no relatório em apreço concentraram-se nas unidades
geomorfológicas Norte (município de Amajari) e unidade Central (municípios de Boa Vista,
Bonfim e Mucajaí).

29
5. MATERIAIS E MÉTODOS
A atividade de campo aconteceu entre os dias 11 a 15 de dezembro de 2018 e teve por
finalidade praticar as técnicas de mapeamento em campo que foram ministradas de forma
teórica em sala na aula na disciplina de Estágio de Campo I.
Precedente a atividade de campo houve o levantamento bibliográfico acerca da geologia
das localidades de estudo. Foram realizadas atividades preparatórias pelos professores da
disciplina, onde abordou-se conteúdos como: fichamento de textos de cunho geológico para
confecção de metodologia de trabalhos acadêmicos; descrição de amostras, técnicas e utilização
de bússola em mapeamentos geológicos, primeiros socorros em campo e construção de seções
geológicas e colunares.
Durante o campo foi realizado a descrição de 10 afloramentos, em cada ponto
obtiveram-se às coordenadas geográficas com o GPS (Global Positioning System) com média
de erro de 3 metros para obtenção da localização geográfica e altitude dos pontos amostrados.
Outras matérias de uso comum em campo foram martelos geológicos, bússola tipo Brunton,
caderneta de campo, escalas de bolso, trena e celulares para fotografar os pontos estudados.
A atividade de campo consistiu na coleta, descrição petrográfica em nível macroscópico
e medidas de atitudes de estruturas geológicas de amostras de rochas de cortes de estradas,
lajedos e blocos nos leitos de rios.
Em seguida às atividades de campo realizou-se as descrições petrográficas mais
refinadas com o uso da lupa estereoscópica e análise textural dos sedimentos no Laboratório de
Sedimentologia. Para confecção do relatório final os dados foram organizados em forma seções
colunares; seções geológicas; e texto descritivo.

30
6. RESULTADOS E DISCUSSÃO
6.1. SUÍTE METAMÓRFICA RIO URUBU
O afloramento está localizado nas coordenadas N02.25547 e W60.55368 (graus
decimais, inserido na unidade geológica Suíte Metamórfica Rio Urubu (PRU), e unidade
morfoescultural pediplano Rio Branco – Rio Negro na forma de relevo residual.
A entrada para a exposição rochosa está a cerca de 800 metros após a BR-174, na
margem direita sentido Mucajaí-Iracema. Corresponde a uma laje com cota altimétrica de 77
metros na base, e variação altimétrica mais perceptível no topo. O corpo rochoso é circundado
por uma mata fechada nativa da localidade. A rocha está levemente alterada, e juntamente com
as boas condições climáticas no dia da visita, acarretou em excelentes observações do
afloramento.
A abordagem utilizada na área consistiu da confecção de uma seção geológica (figura
8), a qual foi possível estimar a altura máxima do morro, e diferentes feições geológicas (tabela
1).
Destas feições foi possível distinguir diversas lineações de minerais máficos segregados
em direção E-W em amostra de mão e no afloramento em geral. Veios de pegmatoides e outros
pequenos veios quatzosos posicionam-se em direções muito próximas (N-S). Fraturas, muito
presentes em toda a exposição rochosa (figura 9), possuem 2 famílias bem distintas, sendo
principalmente NW-SE e por vezes E-W (figura 10). Conforme Feitoza; Costa e Silva (2007)
as direções estruturais principais nas unidades Suíte Metamórfica Rio Urubu e em outras suítes
que predominam perto do rio Mucajaí são NE-SW, NW-SE, N-S e E-W.
Tabela 1: Medidas estruturais coletadas no afloramento. As medidas estão em notação Clar (sentido e intensidade
do mergulho). Medidas de estrias no plano da falha (linhas) correspondemao sentido e intensidade do caimento.
FEIÇÃO GEOLÓGICA MEDIDAS
VEIO DE PEGAMATITO
VEIO DE QUARTZO
N-S
LINEAÇÃO DE MINERAIS MÁFICOS 274°
FRATURAS 340°/30° - 324º/90 – 326º/76º - 270°/76º
FALHA 65º/65º
ESTRIAS NO PLANA DA FALHA 114º/54º - 105º/42º - 105º/60º
Fonte: as autoras.

31
Figura 8: Seção geológica proposta para o morro visitado. Confeccionada a partir de 11 medidas altimétrica coletas em campo pela equipe. Medidas estruturais estão na notação
Clar.
Fonte: as autoras.

32
Figura 9: Croqui de localização das famílias de fraturas (A) Imagem do afloramento. (B) Destaque da localização
das principais fraturas e suas respectivas medidas na notação Clar.
Fonte: as autoras.
Figura 10: Diagrama de roseta das famílias de fraturas encontradas no afloramento. Conforme medidas coletas em
campo, as fraturas apresentamdireção principal NW-SE e E-W.
Fonte: as autoras.
Em laboratório a rocha foi descrita como ígnea intrusiva abissal, com textura fanerítica
(figura 11-A e B) e minerais máficos orientados (figura 11-C). A orientação pode ser resultado
do próprio magmatismo quanto de um grau incipiente de metamorfismo. É uma rocha ácida,
supersaturada em sílica, onde predominamos minerais félsicos como quartzo, plagioclásio e
feldspato potássico. O índice de cor é leucocrática, de coloração branco acinzentado,
holocristalina e grau de cristalização médio, o que confere cristais milimétricos em maioria,
alguns fenocristais de plagioclásio e outros cristais relativamente grosseiros de minerais
máficos agrupados.

33
Figura 11:(A) Amostra de mão coletada no afloramento (B) Textura fanerítica da amostra observada em lupa
estereoscópica (C) Croqui destacando a segregação dos minerais máficos.
Fonte: as autoras.
Outra rocha encontrada no afloramento trata-se de um de pegmatito (figura 12-A), assim
sendo uma rocha intrusiva plutônica, de textura fanerítica e pórfiros de até 3 centímetros. É uma
rocha ácida, supersaturada em sílica, félsica e bastante rica em feldspato potássico, conferindo
tonalidade laranja salmão a amostra. Com grau de cristalinidade holocristalina, predominam os
minerais com brilho vítreo. Os principais minerais são félsicos, como feldspato potássico,
plagioclásio e quartzo (figura 12-B), com poucos minerais máficos, sendo estes agrupados
(biotitas, anfibólios e schorlitas). É um pegmatito hololeucocrático, com grau de cristalização
médio, que corresponde a pegmatitos com grãos entre 2,5 e 10 centímetros. Em amostra de mão
algumas biotitas são bem visíveis a olho nu e quando observadas na lupa é possível até mesmo
verificar a clivagem do mineral (figura 12-C).
Figura 12: (A) Amostra de mão coletada no afloramento (B) Grande quantidade de quartzo na amostra (C) Biotitas
observadas na lupa estereoscópica, onde é possível distinguir até mesmo a clivagem do mineral.
Fonte: as autoras.

34
Após a descrição macroscópica, e diante da bibliografia descrita para a unidade Suíte
Metamórfica Rio Urubu, unidade a qual pertence o afloramento analisado, observou uma
divergência entre ambos os resultados.
As rochas da Suíte Metamórfica Urubu são caracterizadas por biotita e biotita-
hornblenda gnaisses de composição monzo e sienogranítica e na superfície ocorrem corpos
granitoides com micas de dois tipos (CPRM, 1998). Porém, estas características não se
assemelham aos dados obtidos. A unidade que apresenta características mais próximas as
obtidas em campo é a Suíte Mucajaí.
A Suíte Mucajaí, em superfície, apresenta configuração alongada NE-SW como na
figura 8. A litologia predominante na parte sul da serra Mucajaí é de granitoides com coloração
cinza róseos com aspecto de granulação muito grossa e presença de textura porfirítica. Já na
parte oeste localiza-se granito e biotita granito com coloração cinza. Os granitoides podem ter
foliação e aspecto gnáissico. Ainda pode-se encontrar veios quartzo-feldspáticos (CPRM,
2000).

35
6.2. SUÍTE PEDRA PINTADA
O afloramento está localizado no leito do rio Jauarí, nas coordenadas N03.45269 e
W60.59506. O acesso é realizado por meio da ponte sobre o rio Jauarí na BR-174. A cota
altimétrica é de 73 metros. A exposição rochosa é um lajedo com esfoliação esferoidal, por
vezes métricas, levemente intemperizado e bastante fraturado (figura 13). As fraturas quando
projetadas no diagrama de roseta (figura 14) possuem direção principal NE-SW e conjugadas
SE-NW. Este ponto marca o contato de 3 unidades sendo estas a Suíte Pedra Pintada, Grupo
Surumu e Suíte Saracura. É caracterizado por granitos de granulação grossa, veios de quartzo
microcristalino, milonitos, vulcanitos recristalizados, rochas do tipo ultramilonito e
protolilonito com intercalação de rochas não deformadas (CPRM, 1999).
Figura 13: (A) Imagem do afloramento mostrando fraturas e esfoliação esferoidal presentes no lajedo (B) Croqui
indicando as famílias de fraturas e suas direções emnotação Clar.
Fonte: as autoras.
O lajedo é formado por uma rocha ígnea intrusiva plutônica, com textura fanerítica,
holocristalina, saturada em sílica e grau de acidez intermediário (figura 15-A). É uma rocha
mesocrática, com quantidade de minerais félsicos e máficos muito próximos. O grau de
cristalização é médio, com cristais bem visíveis, sobretudo os de brilho vítreo (figura 15-B)
variando entre fina a média (0,1mm a 10 mm), porém, seus cristais são inequigranulares devido
à presença de pórfiros de plagioclásio e quartzo. A amostra encontra-se visivelmente alterada
pelo intemperismo que lhe confere uma coloração laranjada bem forte, tornando por vezes
difícil a descrição exata da mineralogia, porém os minerais de biotita continuam bem
preservados (figura 15-C).

36
As características descritas na amostra se semelham a litologia da Suíte Pedra Pintada,
pois é composta por quartzo-diorito e tonalito, com coloração acinzentada e tonalidades mais
escuras e granito com coloração de cor cinza claro a róseo. Os granitoides são caracterizados
por ter granulação média a grossa e equigranulares com subordinados porfiríticos (FRAGA et
al, 1997). Algumas rochas podem apresentar um percentual de 25 a 45% de minerais máficos
(CPRM, 2010). Estas características somadas a descrição macroscópica da amostra permitem
classifica-la como um monzogranito.
Figura 14: Diagrama de roseta das famílias de fraturas encontradas no afloramento. Conforme medidas coletas em
campo, as fraturas apresentamdireção principal NE-SW.
Fonte: as autoras.
Figura 15: (A) Amostra de mão coletada no afloramento (B) Grande quantidade de minerais de brilho vítreo na
amostra (C) Minerais máficos observadas na lupa estereoscópica, sendo o principal a biotita.
Fonte: as autoras.

37
Um segundo tipo litológico ocorre no mesmo afloramento na forma de dique (figura
16). Trata-se de uma rocha ácida, supersaturada em sílica, holocristalina e grau de cristalização
fina, variando entre cristais muito finos a finos. A textura é subfanerítica (figura 17 – A e B),
por conta dos cristais de quartzo mais visíveis e abundância de cristais menores que 1 milímetro.
A amostra possui índice de cor hololeucocrática, com predomínio de minerais félsicos,
como plagioclásio, quartzo e feldspato potássico. Minerais máficos representam menos de 5%
da mineralogia da rocha. A identificação dos minerais da amostra na lupa eletrônica é
dificultada pela textura da amostra, entretanto é possível notar cristais de quartzo destacando-
se da matriz. Assim, a amostra foi classificada como pertencente a Suíte Saracura, onde
corresponde as litologias com textura subafanitica e afanitica, sendo um veio de leucogranito
(CPRM, 1999).
Figura 16: (A) Afloramento perpassado porum dique extrusivo (B) Croqui destacando a continuidade do dique e
o corte por fraturas com medidas em notação Clar.
Fonte: as autoras.
Figura 17: (A) Amostra de mão coletada no afloramento (B) textura subfanerítica da amostra, o que dificultou uma
descrição das detalhada do material.
Fonte: as autoras.

38
Outra rocha é descrita no afloramento com contato intrusivo e aparece sobretudo na
forma de diques milimétricos (figura 18-A e B). As famílias de diques possuem direção NW-
SE (figura 19). Em laboratório foi descrita como ígnea intrusiva hipoabissal, saturada em sílica,
com textura fanerítica (figura 20-A e B), de cristas muito pequenas (criptocristalina). A rocha
é de composição básica, predominando minerais máficos e índice de cor melanocrática, e
coloração cinza escuro. Os minerais máficos correspondem a quase 70% da amostra. O grau de
cristalização é fino, com cristais menores que 1 milímetro.
A amostra tem características semelhante as encontradas nas litologias do Grupo
Surumu, principalmente com o andesito, por conta da coloração cinza esverdeado escuro e
presença de fenocristais esbranquiçados em uma matriz afanítica (CPRM, 2010).
Figura 18: (A) Família de diques observadas no afloramento (B) Direção dos diques emnotação Clar.
Fonte: as autoras.
Figura 19:Diagrama de roseta das famílias de diques encontradas no afloramento. Conforme medidas coletas em
campo, a direção principal é NW-SE.
Fonte: as autoras.

39
Figura 20: (A) Amostra de mão coletada no afloramento (B) Textura fanerítica da rocha.
Fonte: as autoras.
Diversas feições estruturais são observadas, sobretudos fraturas e dique (tabela 2). Além
dos diques, ainda há diversas fraturas formando um sistema de juntas com eixo N60E, 100Az
e N10E. O eixo principal parece ser 100Az (figura 22). Estes diques podem aparecer cortados
por fraturas mais antigas como na imagem (figura 21-A e B). No lajedo há uma falha
transcorrente com movimento sinistral para esquerda, e rejeito de 20 e 60 centímetros (figura
23).
do mergulho).
DIQUE FÉLSICO 295º/78º
FRATURAS NO DIQUE 341º/69º - 200º/51º - 330º/41º
DIQUES MÁFICOS 134° - 125º - 123° - 118º - 117º - 134º - 102° - 115º - 107º -
106° - 118º
VEIOS DE PEGMATITO 90° - 110º
FRATURAS 8° - 6º - 61º - 84º - 185º/66º - 110º - 75º - 126º - 56º/66º - 60º
- 60º - 63º - 38° - 10º - 2º - 34° - 72º
FRATURAS NA DOBRA 195º/61º - 03º/66º
CATACLASITO N30E/SW
Fonte: as autoras.

40
Figura 21: (A) Dique sendo perpassado por uma fratura (B) Croqui indicando a ordem dos eventos mais
nitidamente.
Fonte: as autoras.
Figura 22: Diagrama de roseta das fraturas encontradas no afloramento. Conforme medidas coletas em campo, a
direção principal é NE-SW e E-W.
Fonte: as autoras.

41
Figura 23: (A) Mosaico da falha transcorrente com movimento sinistral para esquerda (B) Fraturas perpassando a
falha, com medidas em notação Clar (C) Croqui indicando rejeito de 20 e 60 centímetros na falha.
Fonte: as autoras.

42
6.3. FORMAÇÃO CABO SOBRAL
O primeiro afloramento está localizado nas coordenadas N03.47189 e W61.4518 (graus
decimais). Corresponde a um morro em uma região com cota altimétrica de 650 metros. A
entrada para a exposição rochosa é feita pela estrada de acesso a Cachoeira do Barata.
O corpo rochoso é circundado por uma mata fechada nativa de baixo porte. Blocos
centímetros a métricos por vezes apresentam esfoliação esferoidal (figura 24-A e B) e esparsos
seixos de quartzo. A rocha está moderadamente alterada, e juntamente com as boas condições
climáticas no dia da visita, acarretou em excelentes observações do afloramento.
Figura 24: (A) Afloramento onde é possível observar aspecto esferoidal do corpo rochoso e algumas juntas de
alívio (B) Croqui indicando juntas de alívio.
Fonte: as autoras.
No afloramento foi possível observar evidências do processo de alteração intempérica e
metamorfismo das rochas em exposição, assim optou-se pela descrição de duas amostras da
área.
Descrita macroscopicamente em laboratório, a primeira amostra (figura 25-A) é
formada por grãos de tamanho areia fina a média, sobretudo grãos de quartzo e feldspato
potássico. Trata-se de uma rocha terrígena com conteúdo de matriz inferior a 15%. Os grãos
têm alta esfericidade, são muito angulosos e moderadamente selecionados. A estrutura
observada na amostra de mão é maciça, apesar do afloramento estar foliado. Não há presença
de fósseis. O grau de dureza é duro e coloração cinza rosado, porém a coloração das bordas

43
difere do centro, indicando percolação de fluido (figura 25-B). A amostra apresenta cavidades
vazias indicando desagregação de minerais menos estáveis por conta do intemperismo.
Figura 25: (A) Amostra coletada no afloramento (B) Destaque da coloração diferenciada entre o centro e as bordas.
Fonte: as autoras.
A segunda amostra (figura 26-A) possui características mineralógicas que apontam
recristalização, além dos cristais muito coesos e do alto grau de consolidação. Assim, acredita-
se tratar de um metarenito com baixo grau de metamorfismo, visto que as rochas da área podem
ter experimentado anquimetamorfismo e por isso ainda conservam características da rocha
parental (figura 26-B). Em amostra de mão não aparenta estrutura foliada, coloração
moderadamente vermelha e mineralogia predominante de quartzo. Outras características
descritivas são difíceis de discernir devido a textura da amostra.
Figura 26: (A) Amostra de mão coletada no afloramento (B) Evidência de metamorfismo na amostra.
Fonte: as autoras.

44
Ainda no afloramento foram coletadas medidas estruturais (tabela 3) de diferentes
fraturas (figura 27-A e B), indicando direção NE-SW (figura 28). Esta mesma direção parece
indicar um alinhamento entre os demais morros ao entorno juntamente com a drenagem, o que
de acordo com Beserra Neta et al. (2007) é resposta de a drenagem estar representada
principalmente pelos rios Paiva e Cabo Sobral, os quais têm direção NE-SW.
do mergulho).
FRATURAS 70º - 63º - 48º - 45º - 330º - 37º - 43º - 312º/56º
Fonte: as autoras.
Figura 27: (A) Afloramento fraturado na área (B) Destaque das principais fraturas e suas respectivas medidas em
notação Clar.
Fonte: as autoras.
Conforme Fernandes Filho et al. (2012) as zonas de fraturas ocorrem com direção
predominante NE-SW e secundariamente NW-SE. As fraturas nos arenitos apresentam
praticamente todas as direções. Quando ocorrem em baixa frequência, possuem direções
principais NE-SW e NNW-SSE e secundárias, WNW-ESE, todas geralmente apresentando
mergulhos altos a subverticais.

45
Figura 28: Diagrama de roseta das fraturas encontradas no afloramento. Conforme medidas coletas em campo, a
direção principal é NE-SW.
Fonte: as autoras.
O segundo afloramento da unidade está localizado nas coordenadas N03.47180 e
W61.44978 (graus decimais). A exposição rochosa ocorre na forma de um corte de estrada,
cerca de 100 metros antes da entrada principal para Cachoeira do Barata, do lado direito da
estrada de acesso. Com cota altimétrica de 597 metros, o afloramento tem extensão lateral de
pouco mais de 50 metros e mostra um grau de intemperismo bastante avançado (figura 29).
Figura 29: (A) Vista do afloramento (B) Croqui destacando diferentes camadas observadas.
Fonte: as autoras.
Litologicamente é formado principalmente por um arenito branco avermelhado com
geometria de lentes e plano paralela. Níveis milimétricos de minerais máficos segregados são
visualizados (figura 30). Coletou-se uma amostra em campo dos níveis de minerais máficos a
qual foi submetida a uma análise textural refinada realizada no Laboratório de Sedimentologia
do Núcleo de Pesquisas Energéticas/UFRR. A amostra continha grande quantidade de argila,

46
que foi separada por meio de bateamento. A amostra foi pesada enquanto úmida e
posteriormente secada em estufa própria a temperatura de 100ºC por duas horas. Após seca a
amostra foi pesada novamente para conferir a perda de líquido resultante da secagem e do
conteúdo de argila. Por último os minerais máficos foram descritos no Laboratório de Campo
com o uso da lupa estereoscópica, onde a mineralogia principal é formada por minerais com
magnetismo, sobretudo ilmenita.
Figura 30: Seção vertical idealizado para o afloramento. Níveis de minerais máficos são encontrados em
praticamente todas as camadas.
Fonte: as autoras.
A partir de medidas coletadas em campo (tabela 4) o acamamento indica direção
principal NE-SW, onde Fernandes Filho et al. (2012) compartilha da mesma direção de
acamadamento para os arenitos grossos da unidade, que ainda podem ter direção variando entre
NE-SW, E-W e NW-SE e mergulhos preferencialmente para SE e NW.

47
do mergulho).
CAMADA FEIÇÃO GEOLÓGICA MEDIDAS
LAMITO (CAMADA 2) ACAMAMENTO 72º/89º
LAMITO (CAMADA 3) ACAMAMENTO 67º/27°
LAMITO (CAMADA 3) PALEOCORRENTE 59º - 50º
ARENITO SILTOSO PALEOCORRENTE 70º - 65º - 81º
LAMITO (CAMADA 6) ACAMAMENTO 70º - 85º/39º
ARENITO ARGILOSO ACAMAMENTO 65º/40°
Fonte: as autoras.
O terceiro afloramento da unidade está situado na Cachoeira do Barata, afluente
esquerdo do igarapé Cabo Sobral, na porção centro-oeste da serra. Coordenadas N03.47064 e
W61.45042 (graus decimais) com cota altimétrica de 602 metros. A exposição é um lajedo,
levemente alterado, rodeado por mata ciliar, e está bastante fratura por conta da detonação de
dinamites no passado decorrente do garimpo na região (figura 31-A e B).
Figura 31: (A) Visão vertical do afloramento (B) Croqui indicando fraturamento na rocha.
Fonte: as autoras.

48
O lajedo é formado por areia de granulometria média a grossa onde predomina estrutura
plano paralela e/ou acanalada. Clastos de argilito avermelhados são comuns neste afloramento.
Conforme descrição CPRM (2010) e observado em campo, os arenitos do topo da unidade Cabo
Sobral são silicificados, formados principalmente por grãos de quartzo na fração areia média a
grossa. Todas as camadas possuem segregação de minerais máficos (figura 32). O topo da
exposição rochosa apresenta marcas de ondas simétricas migrando para oeste (figura 33).
Figura 32: Seção vertical idealizado para o afloramento. Níveis de minerais máficos são encontrados em
praticamente todas as camadas.
Fonte: as autoras.
A modelagem deposicional aliado aos estudos de pelocorrentes revelou que a sucessão
da Serra do Tepequém é composta de depósitos de dois sistemas fluviais entrelaçados que
migravam para SW, intercalado por um sistema influenciado por maré e onde, sugerindo a

49
existência de uma linha de costa orientada na direção NW-SE (Fernandes Filho et al., 2012).
Por conta da baixa quantidade de medidas de paleocorrente (tabela 5) não foi possível
estabelecer direção de paleocorrente.
do mergulho).
ARENITO MÉDIO FRATURAS 67º/51º – 65º/70º - 70º/69º
ARENITO MÉDIO PALEOCORRENTE 39º
ARENITO FINO PALEOCORRENTE 74° - 275º
Fonte: as autoras.
Figura 33: Bloco diagrama destacando marcas de migração de ondas no topo e clastos de rochas pelíticas.
Fonte: as autoras.

50
Uma amostra foi coletada no afloramento, e quando descrita em laboratório mostra grau
de dureza extremamente duro, possivelmente por conta de metamorfismo de baixo grau ou do
processo de silicificação das rochas desta unidade. Quando observado na lupa estereoscópica
não há indícios de recristalização, e o que se destaca é a presença de linhas compostas por
minerais pesados (figura 34-A, B e C). Por conta da textura extremamente compactada algumas
características texturais são difíceis de discernir, mas trata-se de uma rocha com granulometria
de areia fina, composta quase inteiramente por quartzo, sem presença de fósseis e de estrutura
maciça.
Figura 34: (A) Amostra de mão coletada em laboratório (B) Minerais máficos observados na lupa estereoscópica
(C) Croqui indicando localização de lineações de minerais máficos.
Fonte: as autoras.
A Formação Cabo Sobral reúne litologias areníticas a conglomeráticas de um sistema
fluvial entrelaçado e de elevada energia que marca o topo do Grupo Arai (CPRM, 2010). É
representado pelo arenito seixoso com estratificação cruzada acanalada, apresenta padrão
unimodal estreito com orientação preferencial para S-SW e classes secundárias nos setores S-
SE e W-NW. Este padrão registra a retomada do sistema fluvial entrelaçado sobre o sistema
influenciado pela maré, embora apresentando um padrão de transporte mais para sul.

51
6.4. FORMAÇÃO APOTERI
decimais) na Serra Nova Olinda. A entrada para a exposição rochosa está na RR-205 próximo
ao Anel Viário (km. 24). Corresponde a uma laje com cota altimétrica de 68 metros na base, e
quase 40 metros de comprimento. O corpo rochoso é circundado por vegetação de lavrado, e
um solo bem alaranjado, produto da pedogênese das rochas estudadas. A rocha está levemente
alterada, e os demais morros da região apresentam relevos de cuestas estruturalmente
controlado em alinhamento segundo leste-oeste.
A abordagem utilizada na área consistiu da confecção de uma seção geológica (figura
35), a qual foi possível estimar a altura máxima do morro e medidas estruturais, como veios
quartzosos com direção principal NW-SE (figura 36), os quais podem alcançar alguns metros
de comprimento, porém espessura milimétrica. Fraturas, muito presentes em toda a exposição
rochosa, possuem 3 famílias bem distintas (tabela 6). Inúmeras disjunções colunares estão
presentes no afloramento, algumas chegam a formar verdadeiros hexágonos (figura 36-A e B).
Vaz, Wanderley Filho e Bueno (2007) descrevem o mesmo padrão de juntas ortogonais para os
basaltos toleíticos da Formação Apoteri.
Apesar das direções obtidas no afloramento estas não coincidem a orientação do
segmento distensivo o qual a bacia está encaixa, com orientação NE-SW (REIS; NUNES;
PINHEIRO, 1994).
do mergulho).
VEIOS 340° - 334º - 335º - 333º/75º - 326º - 353º - 350º - 326º - 353º
FRATURAS 35°/51° - 317°/78°
Fonte: as autoras.

52
Figura 35: Seção geológica proposta para o morro visitado. Confeccionada a partir de 4 medidas altimétrica coletas em campo pela equipe. Medidas estruturais estão na notação
Clar.
Fonte: as autoras.
Col

53
Figura 36: Diagrama de roseta dos principais veios observados no afloramento. Conforme medidas coletas em
campo, a direção principal é NW-SE.
Fonte: as autoras.
Conforme descrição macroscópica, a rocha que origina o morro é extrusiva de textura
afanítica, criptocristalina, com cristais tão pequenos que quase não são identificáveis a olho nu
(figura 38-A). A mineralogia estimada é de piroxênios, anfibólios, olivinas e biotitas, minerais
máficos. O índice de cor é melanocrático, com coloração cinza-esverdeado. O grau de
cristalização é bastante fino, com grãos bem menores que 1 milímetro. A rocha analisada
corresponde ao topo da exposição rochosa, marcado por um aumento no número de vesículas,
por conta do escape de gases (figura 38-B), o que pode ser reconhecido como o topo do derrame,
enquanto as rochas representativas do centro do derrame diferenciam apenas por conta do
caráter mais maciço, sem a textura de escape de gás, e uma coloração mais cinza.
Figura 37: (A) Afloramento apresentando disjunção colunar, principalmente mais na base do morro (B) Destaque
em vermelho do formado das disjunções.
Fonte: as autoras.

54
Em conformidade com a descrição de Vaz, Wanderley Filho e Bueno (2007) quando
analisadas em lupa estereoscópica é possível observar várias amigdalas (figura 38-C). Segundo
Berrangé e Dearley (1975 apud Eiras; Kinoshita; Feijó, 1994) as amígdalas amplamente
distribuídas no basalto, localmente podem perfazer até 10% da rocha. São esféricas e
elipsoidais, com diâmetro de 1 e 10mm, estando preenchidas principalmente por clorita e
calcita.
Classificada como um basalto, é uma rocha básica, saturada em sílica. A origem das
rochas dessa unidade remonta ao Mesozoico quando o hemigráben foi preenchido por basaltos
toleíticos e diabásios reunidos no Complexo Vulcânico Apoteri (Jurássico-Cretáceo) (REIS et
al., 2001). As rochas vulcânicas da Formação Apoteri são tipicamente cinza escura ou
esverdeada. São de granulação muito fina, compactas e podem apresentar amigdalas,
principalmente de clorita (GIBBS e BARRON, 1993).
Segundo CPRM (1999), a formação é constituída sobretudo por basaltos de composição
mineralógica representada por plagioclásio, augita, hornblenda, biotita e, mais raramente,
olivina. Os basaltos desta unidade correspondem a fase efusiva pré-rifte da bacia, que aconteceu
na forma de fissuras, que servira de condutos para sucessivos derrames (Eiras et al., 1994).
Figura 38: (A) Amostra de mão do afloramento (B) Textura de escape de gases vista em lupa estereoscópica
(vesículas) (C) Bolha de gases solidificados com o resfriamento do magma (amigdalas).
Fonte: as autoras.

55
6.5. FORMAÇÃO TACUTU
decimais). A entrada para o afloramento localiza-se no fim da avenida principal da cidade de
Bonfim. A exposição rochosa encontra-se na forma de um barranco na margem esquerda do rio
Tacutu, margem brasileira do rio. A área possui cota altimétrica de 63 metros, e apresenta
rochas bastante alteradas e por vezes cobertas por mata ciliar.
A camada base do afloramento é formado por um siltito, o qual foi possível coleta
medidas de paleocorrente, acamamento e fraturas (tabela 7). As inúmeras fraturas (figura 39)
estão organizadas em duas famílias principais, uma com direção NE-SW e outra com direção
NW-SE (figura 40). Estruturas secundarias de fraturamento endurecidas pela precipitação de
ferro também são observadas nas pequenas aberturas entre as fraturas.
Figura 39: (A) Base do afloramento, formada por uma camada de silte (B) Destaque em vermelho das inúmeras
fraturas no siltito. As direções correspondema medidas em notação Clar.
Fonte: as autoras
do mergulho).
SILTITO
(BASE)
ACAMAMENTO 247°/5º
FRATURAS 273º - 268°/54° - 270°/51° – 302º - 33°/66° -
26º - 342º - 269º - 268º
PALEOCORRENTE 270°
Fonte: as autoras.

56
Figura 40: Diagrama de roseta das fraturas observados no afloramento. Conforme medidas coletas em campo, a
direção principal é E-W.
Fonte: as autoras.
A abordagem utilizada na área consistiu da confecção de um perfil colunar com altura
total de 5,60 m (figura 41). O perfil litoestratigráfico apresenta 4 camadas de sedimentação mais
pelítica na base, e posteriormente mais arenítica.
Figura 41: Seção vertical idealizado para o afloramento.
Fonte: as autoras.
A primeira camada tem por litologia siltito (figura 42-A), e possui grãos de tamanho
silte majoritariamente. É caracterizado por ser macroscopicamente acamadado e possui
estrutura interna plano não paralelo. Apresenta grau de dureza dura, cor vermelho moderado, e

57
contém pequenas raízes de plantas no interior. No seu topo são comuns marcas de gastrópodes
pequenas folhas recentes (figura 42-B).
Figura 42: (A) Amostra de siltito coletado no afloramento (B)Matéria orgânica bastante presente no topo da
camada. Detalhe em lupa estereoscópica.
Fonte: as autoras.
A segunda camada é há um ritmito com grãos variando o tamanho entre argila e silte
(figura 43-A). O grau de dureza é friável, sua cor varia entre rosa laranja acinzentado para a
argila e vermelho forte para o silte. O estrato tem é acamadada com intercalações entre silte e
argila. Há presença de raízes de plantas pequenas no interior da camada (figura 43-B).
Figura 43: (A) Amostra de argilito coletado no afloramento (B)Matéria orgânica (raízes) presente na camada.
Detalhe em lupa estereoscópica.
Fonte: as autoras.
A camada sobrejacente é composta por um chert coberto por um silte de coloração
branco acinzentado (figura 44-A) com estrutura plano paralela (figura 44-A). O silte é bastante

58
friável, facilitando a presença de pequenas raízes de plantas no interior. O contato desta camada
com a camada sobrejacente e subjacente é abrupto.
Figura 44: (A) Amostra chert coletado no afloramento (B) estrutura plano paralela observada no chert.
Fonte: as autoras.
A camada do topo é internamente representada por um contato gradual entre um
conglomerado suportado por matriz de areia (figura 45) é em direção ao topo do afloramento
começam a parecer estruturas colunares de lateritas. A coloração, no geral, é de um rosa pálido.
Esta camada é parcialmente friável considerando que a laterita tem grau de consolidação duro.
Por último, a camada de solo é formada por uma areia inconsolidada com presença de raízes.
Figura 45:Amostra de conglomerado coleta no afloramento.
Fonte: as autoras.
Segundo Vaz; Wanderley Filho; Bueno (2007), a sequência pelítica aflorante ao longo
do rio Tacutu, nas proximidades de Bonfim, corresponde a Formação Tacutu e consiste
basicamente de siltitos castanhos-escuros a vermelhos, argilosos, calcíferos, com laminação
plano-paralela ou de baixo ângulo. Também pode ocorrer arenitos, carbonatos e folhelhos. Estes
dados relacionam-se com uma deposição de ambiente lacustre raso (VAZ; WANDERLEY
FILHO; BUENO, 2007).

59
6.6. FORMAÇÃO SERRA DO TUCANO
O afloramento está localizado na Serra do Tucano, nas coordenadas N03.17056 e
W60.08226. O acesso é realizado por meio da vicinal BOM-170, margem esquerda sentido BR-
174. A cota altimétrica é de 169 metros, correspondente ao Afloramento Murici II. A exposição
rochosa é do tipo corte de estrada, em uma área de lavrado e bastante intemperizada (figura 46).
Figura 46: (A) Afloramento descrito correspondente a unidade Formação Serra do Tucano (B) Croqui destacando
diferentes camadas observadas.
Fonte: as autoras.
A sedimentação da área é majoritariamente argilosa, com diversas macroestruturas
indicando paleocorrentes (figura 47). O perfil litoestratigráfico tem quase quatro metros de
altura, é composto por 6 camadas, porém são apenas três litologias e suas características são
muito semelhantes. Medidas estruturais foram coletadas apenas da camada de arenito fino
(tabela 8).
do mergulho).
ARENITO FINO FRATURAS 276º/77º
Fonte: as autoras.

60
Fonte: as autoras.
A base do perfil é inteiramente formada por um argilito siltoso bastante friável. A
camada sobrejacente é composta por um arenito com granulometria fina e coloração rosa
moderado. Esta camada é caracterizada internamente por uma laminação plano paralela e possui
um grau de dureza duro (figura 49).
Figura 48: Amostra de arenito fino coletada no afloramento.
Fonte: as autoras.
A terceira camada corresponde a um silte arenoso também muito friável. Sobreposto a
esta camada, há um arenito com granulometria entre areia fina a média, coloração rosa
moderado e presença de partes brancas, sendo esta parte caulinita que foi formada pela
percolação da água na camada. É caracterizada internamente por uma estrutura maciça e possui
um grau de dureza duro (figura 48).

61
Figura 49: Amostra de arenito fino a médio coletada no afloramento.
Fonte: as autoras.
Os arenitos da Formação Serra do Tucano ocorrem em depósitos tabulares, fácies do
tipo crevasse splay, são fossilíferos e dominam a porção inferior do afloramento. A direção de
acamadamento é próxima de E-W. A granulometria se torna mais fina no topo, e a paleocorrente
obtida é quase direcionada a N-S.
As principais feições sedimentares relacionam-se a estratificações cruzadas acanaladas
de médio a grande porte a sets festonados (cujo vetor médio de direção de paleocorrente está
para SW / 208 graus) ciclos granodecrescentes ascendentes na forma de sequências regulares e
cíclicas no acúmulo de sedimentação, além de uma boa seleção de grãos; fácies de overbank
(planície de inundação), representada por uma sequência de arenitos finos, creme a amarelados,
e siltitos avermelhados via de regra oxidados, com estruturas de grandes fendas de
ressecamento, laminação plano paralela, tímidas marcas onduladas assimétricas e flaser (REIS;
NUNES; PINHEIRO, 1994).

62
6.7. FORMAÇÃO AREIAS BRANCAS
decimais). A entrada está na margem direita da BR-174, sentido Mucajaí-Boa Vista.
Corresponde a uma duna em uma área com cota altimétrica de 78 metros. A duna pode
apresentar até 8 metros de altura, e continuidade de mais de 90 metros. A região como um todo
é cercada por mata transicional e bastante gramíneas que inclusive funcionam como fixadoras
das areias a dunas, contribuindo para seu caráter estacionário (figura 50).
Figura 50: Localização das drenagens e posicionamento da duna.
Fonte: as autoras.
Os sedimentos coletados em campo foram submetidos a uma análise textural realizada
no Laboratório de Sedimentologia do Núcleo de Pesquisas Energéticas/UFRR. Duas amostras
foram coletadas, correspondendo ao topo e base da duna. As amostras foram pesadas
separadamente enquanto úmidas e posteriormente secadas em estufa própria a temperatura de
100ºC por duas horas. Após secas as amostras foram pesadas novamente para conferir a perda
de líquido resultante da secagem e separadas usando peneiras de separação granulométrica com
malha variando desde 2mm a 63μm. Dessa forma, obteve-se a quantidade especifica de cada
granulometria da amostra.
Por último cada intervalo de granulometria foi descrito no Laboratório de Campo com
o uso da lupa estereoscópica (tabela 9). Assim, com o auxílio da lupa, por possível obter mais
informações sobre os sedimentes e diante disso confeccionar dois gráficos que reproduzem o
tipo de granulometria encontrada no topo e na base da duna.

63
Tabela 9: Tabela com resultados da descrição a partir da separação dos grãos por granulometria. Mineralogia representada por Qz: quartzo; Lt: litoclastos; MM: minerais
máficos; Or: organoclastos.
CAMADA GRANULOMETRIA MINERALOGIA ANGULARIDADE ESFERICIDADE SELEÇÃO DE GRÃOS
T
O
P
O
2mm - - - -
1mm - - - -
500μm 98,5% Qz; 1% Lt; 0,5% MM Angular a subangular Baixa Pobremente selecionado
250μm 98,5% Qz; 1% Lt; 0,5% MM Angular a subangular Baixa Pobremente selecionado
125μm 99,5% Qz; 0,5% MM Angular a subangular Baixa Pobremente selecionado
63μm 96% Qz; 4% Lt Angular Baixa Pobremente selecionado
B
A
S
E
2mm - - - -
1mm - - - -
500μm 99% Qz; 0,5% Lt; 0,5% MM Angular Baixa Pobremente selecionado
250μm 99% Qz; 0,5% Lt; 0,5% MM Angular Baixa Pobremente selecionado
125μm 99% Qz; 1% MM Angular Baixa Pobremente selecionado
63μm - - - -
Fonte: as autoras.

64
Figura 51: Gráficos produzidos a partir de dados de separação granulométrica dos sedimentos coletados na duna (A) Base da duna (B) Topo da duna.
Fonte: as autoras.
Figura 52: Análise textural dos sedimentos da duna a luz da lupa estereoscópica. Mineralogia representada por Qz: quartzo; Lt: litoclastos; MM: minerais máficos; Or:
organoclastos.(A) Fração de areia fina da base da duna (B) Fração de areia média da base da duna (C) Fração de areia fina do topo da duna (D) Fração de areia muito fina do
topo da duna.
Fonte: as autoras.
A B C D
A B

65
Os sedimentos coletados da base da duna (figura 51-A) são representados por
proporções maiores de areia fina (250μm) (figura 52-A) e areia média (500μm) (figura 52-B),
enquanto os sedimentos coletados no topo da duna (figura 52-B) são representados por
proporções maiores de areia fina (250μm) (figura 51-C) e areia muito fina (125μm) (figura 52-
D). A partir de tais informações confeccionou-se a seção vertical para o afloramento, com
destaque para pequena mudança granulométrica entre o topo e a base do afloramento (figura
53).
Fonte: as autoras.
Conforme Reis et al. (2001) modificações climáticas regionais no período Mioceno-
Holoceno, estabeleceram um quadro semiárido, levaram à formação de campos de dunas, com
areais predominantemente eólicas, parte fluvial, sendo considerada o produto do
retrabalhamento da Formação Boa Vista.

66
6.8. DEPÓSITOS ALUVIAIS RECENTES
decimais) na Praia da Polar, bairro Caçari, cidade de Boa Vista. Com cota altimétrica de 40
metros (figura 54). O canal é do tipo meandrante com sentido principal para oeste. A planície
de inundação localiza-se na margem sul onde está a Praia da Polar. A área representa um
depósito coluvionar, onde as barras de pontais se sobrepõem. No contada das barras, as barras
mais novas possuem base mais fina e topo mais grosso, sendo que o oposto acontece com barras
mais antigas (figura 55).
Figura 54: (A) Vista do afloramento (B) Croqui do afloramento da margem erosiva da praia do Polar.
Fonte: as autoras.
Os sedimentos coletados em campo foram submetidos a uma análise textural realizada
no Laboratório de Sedimentologia do Núcleo de Pesquisas Energéticas/UFRR. Quatro amostras
foram coletadas, correspondendo a área de trabalho na Praia da Polar. As amostras foram
pesadas separadamente enquanto úmidas e posteriormente secadas em estufa própria a
temperatura de 100ºC por duas horas. Após secas as amostras foram pesadas novamente para
conferir a perda de líquido resultante da secagem e separadas usando peneiras de separação
granulométrica com malha variando desde 2mm a 63μm. Dessa forma, obteve-se a quantidade
especifica de cada granulometria da amostra. Por último cada intervalo de granulometria foi
descrito no Laboratório de Campo com o uso da lupa estereoscópica (tabela 10). Assim, com o
auxílio da lupa, por possível obter mais informações sobre os sedimentos e diante disso
confeccionar quatro gráficos que reproduzem o tipo de granulometria encontrada em diferentes
pontos de coleta na Praia da Polar.

67
Tabela 10: Tabela com resultados da descrição a partir da separação dos grãos por granulometria. Mineralogia representada por Qz: quartzo; Lt: litoclastos; MM: minerais
máficos; Or: organoclastos.
PONTO DE
COLETA
GRANULOMETRIA MINERALOGIA ANGULARIDADE ESFERI
CIDADE
SELEÇÃO DE GRÃOS
A
2mm 96% Qz; 0,5% Lt; 0,5% MM Angular a subangular Baixa Pobremente selecionado
1mm 98,5% Qz; 0,5% Lt; 0,5% Or; 0,5% MM Angular a subangular Baixa Pobremente selecionado
500μm 99% Qz; ; 0,5% MM Angular a subangular Baixa Pobremente selecionado
250μm 99% Qz; 1% MM Angular a subangular Baixa Pobremente selecionado
63μm 90% Qz;10% MM Angular a subangular Baixa Pobremente selecionado
B
2mm 96% Qz; 3% Lt; 1% MM Angular a subangular Baixa Pobremente selecionado
1mm 97,5% Qz; 0,5% Lt; 0,5% Or; 0,5% MM Angular a subangular Baixa Pobremente selecionado
500μm 98% Qz; 1% Lt; 1% MM Angular a subangular Baixa Pobremente selecionado
2mm - - - -

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