RELATÓRIO DE ATIVIDADE DE CAMPO DA DISCIPLINA DE ESTRATIGRAFIA

UNIVERSIDADE FEDERAL DE RORAIMA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS - IGEO
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
EZEQUIAS NOGUEIRA GUIMARÃES
VICTOR BRUNNO MONTEIRO ALEM
RELATÓRIO DE ATIVIDADE DE CAMPO DA DISCIPLINA DE ESTRATIGRAFIA
Boa Vista, RR.
2018.

EZEQUIAS NOGUEIRA GUIMARÃES
VICTOR BRUNNO MONTEIRO ALEM
RELATÓRIO DE ATIVIDADE DE CAMPO DA DISCIPLINA DE ESTRATIGRAFIA
Relatório de Campo apresentado à
disciplina Estratigrafia (GEO 500) do
departamento do curso de Bacharelado
em Geologia, Instituto de Geociências
da Universidade Federal de Roraima
ministrada pelo doutor Fabio Luiz
Wankler como requisito para obtenção
de nota.
Boa Vista, RR.
2018.

LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 1: Mapa de Localização do município de Bonfim. .........................................................9
Figura 2: Mapa de Localização do município de Amajari. ........................................................9
Figura 3: Mapa Geológico da região do Bonfim. .....................................................................10
Figura 4: Mapa Geológico da região do Tepequém. ................................................................10
Figura 5: Modelo de compartimentação litoestrutural do estado de Roraima. .........................12
Figura 6: (A) Domínios estruturais do Estado de Roraima e (B) mapa geológico simplificado
da região Norte do Estado de Roraima com destaque para a Serra do Tepequém. ..................13
Figura 7: Seção esquemática da Formação Tepequém na Serra homônima. ...........................14
Figura 8: Compartimentação geométrica esquemática do rifte Tacutu. Estruturas em Flor
Positiva .....................................................................................................................................17
Figura 9: Seção estratigráfica esquemática da bacia do Tacutu. ..............................................18
Figura 10: Carta estratigráfica da Bacia do Tacutu. .................................................................19
Figura 11: Divisão dos compartimentos geomorfológicos do Estado segundo Beserra Neta &
Tavares Júnior (2004). ..............................................................................................................26

SUMÁRIO
1. INTRODUÇÃO.....................................................................................................................6
2. OBJETIVOS .........................................................................................................................7
2.1. OBJETIVOS ESPECÍFICOS...........................................................................................7
3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO.......................................................................8
4. CONTEXTO GEOLÓGICO E GEOMORFOLÓGICO REGIONAL.........................11
4.1. GEOLOGIA REGIONAL .............................................................................................11
4.1.2. Tepequém ................................................................................................................12
4.1.3. Grupo Arai...............................................................................................................15
4.1.4. Formação Igarapé do Funil......................................................................................15
4.1.5. Formação Cabo Sobral ............................................................................................15
4.1.6. Formação Igarapé do Paiva .....................................................................................15
4.1.7. Grupo Suapi.............................................................................................................16
4.2.1. Bacia do Tacutu.......................................................................................................16
4.2.2. Formação Apoteri....................................................................................................21
4.2.3. Formação Manari.....................................................................................................22
4.2.4. Formação Pirara.......................................................................................................22
4.2.5. Formação Tacutu.....................................................................................................23
4.2.6. Formação Serra do Tucano......................................................................................23
4.2.7. Formação Boa Vista ................................................................................................24
4.2.8. Formação Areias Brancas........................................................................................24
4.2.9. Depósitos Recentes..................................................................................................25
4.2. GEOMORFOLOGIA REGIONAL ...............................................................................25
4.2.1. Planalto Sedimentar Roraima (1) ............................................................................26
4.2.2. Planalto do Interflúvio Amazonas (2) – Orenoco....................................................27
4.2.3. Superfícies Pediplanadas Intramontanas (3) ...........................................................27
4.2.4. Planalto Dissecado Norte da Amazônia (4).............................................................27
4.2.5. Pediplano Rio Branco (5) – Rio Negro ...................................................................27
4.2.6. Relevos Residuais (inselbergs) (6) ..........................................................................28
5. MATERIAIS E MÉTODOS ..............................................................................................29
6. RESULTADOS E DISCUSSÃO........................................................................................30
6.1. Ponto 1 ...........................................................................................................................30
6.2. Ponto 2 ...........................................................................................................................33
6.3. Ponto 3 ...........................................................................................................................40

5
6.4. Ponto 4 ...........................................................................................................................46
6.5. Ponto 5 ...........................................................................................................................48
6.6. Ponto 6 ...........................................................................................................................50
6.7. Ponto 7 ...........................................................................................................................58
6.8. Ponto 8 ...........................................................................................................................59
6.9. Ponto 9 ...........................................................................................................................61
6.10. Ponto 10 .......................................................................................................................62
6.11. Ponto 11 .......................................................................................................................71
6.12. Ponto 12 .......................................................................................................................75
7. CONSIDERAÇÕES FINAIS .............................................................................................77
REFERÊNCIAS......................................................................................................................78

6
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 seccionado 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 Amazonas e a sudeste
com o Pará.
Do ponto de vista geológico ocupa a porção central do escudo das Guianas, inserido ao
norte do Cráton Amazonas (SANTOS, 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 Uatumã-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.

7
2. OBJETIVOS
Análise, empilhamento e interpretação das relações estratigráficas entre as camadas
sedimentares nos municípios de Bonfim e Amajari, norte do estado de Roraima.
2.1. OBJETIVOS ESPECÍFICOS
 Aplicação dos princípios estratigráficos visto em sala de aula.
 Interpretar e apresentar um modelo de empilhamento de camadas, propondo assim, um
modelo de sucessão de camadas.

8
3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
O município de Bonfim fica localizado no extremo leste do estado de Roraima, sendo o
núcleo urbano localizado próximo à fronteira com a Guiana, seu acesso a partir do município
de Boa Vista é dado pela RR-401 (figura 1).
O acesso para a Serra do Tepequém a partir de Boa Vista é feito 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. Está inserida na área da Reserva Ecológica da Ilha de Maracá, em uma região entre
as reservas indígenas de São Marcos, a leste, e a Ianomâmi, a oeste (figura 2).
No município de Bonfim as áreas de estudo possuem acesso relativamente fácil aos
afloramentos, pelo fato de serem locais próximos às margens das estradas. Em Amajari o
afloramento é acessível pela Trilha do Pilim, trilha essa, que pode ser encontrada em um
entroncamento que dá acesso a Cachoeira do Funil.
Os pontos visitados compreenderam diversas unidades litoestratigráficas, como a
Formação Boa Vista, Formação Tucano no município do Bonfim e Formação Tepequém,
Membro Funil. As figuras 3 e 4 correspondem aos mapas que representam a contextualização
geológica da Bacia do Tacutu e Serra do Tepequém, respectivamente.

9
Figura 1: Mapa de Localização do município de Bonfim.
Fonte: Autoria própria.
Figura 2: Mapa de Localização do município de Amajari.

10
Figura 3: Mapa Geológico da região do Bonfim.
Figura 4: Mapa Geológico da região do Tepequém.

11
4. CONTEXTO GEOLÓGICO E GEOMORFOLÓGICO REGIONAL
4.1. GEOLOGIA 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, 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 (2000). 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.
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 isso, por um lado Hasui et al. (1984), Hasui & Almeida (1985) e Costa & Hasui
(1997), 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 & 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

12
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).
4.1.2. Tepequém
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 Uraricoera; Domínio Guiana Central; e Domínio Uatumã-Anauá.
A região estudada no norte do Estado de Roraima compreende rochas da base do
Supergrupo Roraima, localizada na porção centro-norte do Escudo das Guianas, no domínio
litoestrutural Uraricoera (REIS et al. 2003) caracterizado pelos depósitos do Supergrupo
Roraima. 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-SEconforme a figura
6.

13
Figura 6: (A) Domínios estruturais do Estado de Roraima e (B) mapa geológico simplificado da região Norte do
Estado de Roraima com destaque para a Serra do Tepequém.
Fonte: FERNANDES FILHO (2012) modificado de Fraga et al. (1999).
O domínio Uraricoera é representado principalmente por terrenos vulcânicos plutônicos
sedimentares com lineamentos estruturados na direção de E-W a WNW-ESSE. 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; KINOSHITA, 1987).
Na região oeste-noroeste de Roraima, encontra-se o domínio Parima, um terreno
granito-greenstone estruturado preferencialmente por lineamentos na direção NW-SE.
Finalmente, o domínio Anauá-Jatapú (ou Domínio Uatumã-Anauá), encontra-se na porção
sudeste do estado, marcado pela abrangência de terrenos granito-gnaissícos, estruturados
preferencialmente nas direções NW-SE, NE-SW e N-S (REIS et al., 2003). O magmatismo

14
sensu lato Uatumã corresponde ao evento vulcano-plutônico paleoproterozoico ocorrido no
Craton Amazonico, caracterizado por manifestações vulcanicas efusivas e explosivas de
composição intermediaria a ácida (LAGLER, 2011).
A serra, particularmente, representa um testemunho de rochas paleoproterozoicas do
Supergrupo Roraima, assentadas discordantemente sobre as rochas vulcânicas do Grupo
Surumu. Estas são constituídas por riólitos, riodacitos, ignimbritos e piroclásticas ácidas.
Litótipos intermediários, tais como andesitos e latitos afloram nas porções sul e sudeste da área.
Uma discordância litológica e erosiva é sugestiva entre a unida de sedimentar basal e as
vulcânicas Surumu. As rochas da sucessão sedimentar da serra são correlatas aos depósitos dos
grupos Arai e Suapi, unidades basais do Supergrupo Roraima, e encontram-se parcialmente
deformadas (FERNANDES FILHO, 1990; TRUCKENBRODT et al., 2008).
A espessura do pacote sedimentar foi estimada em 210 m e seus membros são
concordantes. Borges & D'Antona (1988) interpretam o pacote como resultante da deposição
em leques aluviais, dunas e sistema fluvial entrelaçado, mas sugere-se que o Membro Funil
represente uma fácies lacustre. Encontra-se representada por arenitos finos, siltitos e argilitos,
via de regra laminados (FERNANDES FILHO, 2012) (figura 7).
Figura 7: Seção esquemática da Formação Tepequém na Serra homônima.
Fonte: FERNANDES FILHO (2012), adaptada da descrição de Borges & D'Antona (1988).

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4.1.3. 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. As rochas
sedimentares presentes na serra Tepequém foram reunidas por Borges e D’Antona (1988) na
então formação Arai, tendo sido subdividida em três principais membros, a partir de critérios
puramente litológicos. Essa divisão da base para o topo constitui os membros Paiva, Funil e
Cabo Sobral (FERNANDES FILHO, 1990).
4.1.4. Formação Igarapé do Funil
Os principais litotipos 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). Os depósitos desta unidade afloram
preferencialmente em áreas mais arrasadas como voçorocas. As exposições são descontínuas,
porém mais extensas, geralmente apresentam-se basculadas com ângulos baixos de mergulho,
entretanto exposições com mergulho alto e horizontalizadas também são encontradas
(FERNANDES FILHO, 2010).
4.1.5. Formação Cabo Sobral
Compreende arenitos grossos conglomeráticos com intercalações de conglomerados
(FERNANDES FILHO, 2012).
4.1.6. Formação Igarapé do Paiva
Os principais litotipos 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. As
camadas apresentam atitude entre N35-65°E e mergulhos de 5-25° para NW ou SE. Uma
discordância litológica e erosiva é sugerida para o contato entre a unidade sedimentar basal e
as rochas vulcânicas Surumu (FERNANDES FILHO, 2012). Os depósitos afloram geralmente
de maneira descontínua, geralmente basculados, alcançando espessuras de aproximadamente
100 m. e 50 m na cachoeira do funil.

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4.1.7. Grupo Suapi
O Grupo Suapi recobre discordantemente a Formação Arai, encontrando-se subdividido
nas formações Uiramutã (base), Verde, Pauré, Cuquenán e Quinô (topo). Estas unidades
caracterizam os diversos processos progradacionais e retrogradacionais que assinalam a
presença e desenvolvimento de um sistema transicional (ambiente flúvio-deltaico) ou de
plataforma/litorâneo a marinho raso (FERNANDES FILHO, 2012).
4.2.1. Bacia do Tacutu
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 &
BARRON, 1993). Sua largura média varia entre 30 a 50 km e seus limites vêm sendo
estabelecidos por levantamentos de aeromagnetometria, sísmica de subsuperfície e, mais
recentemente, interpretação fotogeológica a partir de produtos de sensores ópticos e radares
(FALCÃO, 2007; HAHN et al., 2012; SILAS et al., 2012). 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 & KINOSHITA, 1998; REIS; NUNES; PINHEIRO, 1994). A bacia
registra conteúdo fossilífero do período Cretáceo nas Formações Serra do Tucano, Manari e
Tacutu, sendo estes mais bem representados pelos icnofósseis, impressões de plantas e lenhos
(HOLANDA et al, 2011; SCARAMUZZA, 2015; SOUZA et al., 2007; 2009). Ademais, há
registro de estudos palinológicos desde a década de 60, com relatos de fósseis marinhos e não
marinhos (HAMMEM & BURGUER, 1966).
As propostas de evolução crustal apresentadas na bibliografia consultada (SZATMARI,
1983; EIRAS & KINOSHITA, 1988; 1994; GIBBS & 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-SE
e 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. De acordo com Costa et al. (1991) na evolução do
rifte do Tacutu houve uma componente oblíqua sinistral no evento distensivo com direção de
NW-SE que foram descritas através de dois momentos. No primeiro, formam-se as falhas de
borda e as secundárias sintéticas (NW) e antitéticas (NE) durante o regime distensivo. As falhas

17
sintéticas são ligadas a um plano de descolamento que atinge a zona de transição rúptil-dúctil e
seu mergulho diminui em direção ao centro da bacia (por exemplo a falha de Lethem), ao passo
que falhas compartimentais dividem geometricamente a bacia. Associado às falhas normais de
borda, registrou-se uma estrutura antiforme (roll over), por onde houve a acomodação e rotação
dos blocos secundários. No segundo momento, observou-se um movimento transcorrente
sinistral que formou dobras en echelon com direção NW-SE e estruturas em flor positiva
(Figura 8).
Figura 8: Compartimentação geométrica esquemática do rifte Tacutu.Estruturas em Flor Positiva
Fonte: Costa et al. 1991.
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. 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 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. Por conseguinte, depositaram-se os
estratos vermelhos da Formação Tacutu seguidos dos arenitos da Formação Tucano. A fase pós-

18
rifte evidencia um evento de tectônica transcorrente resultante da colisão entre a placa
continental da América do Sul com as placas de Nazca e Caribe, com isso houve uma
restruturação do meio gráben configurando a atual paisagem (Figura 9).
Figura 9: Seção estratigráfica esquemática da bacia do Tacutu.
Fonte: Eiras & Kinoshita, 1988.
A bacia do Tacutu comporta 7 unidades litoestratigráficas, porém as Formações Boa
Vista e Areias Brancas do Pleistoceno e do Holoceno respectivamente, são camadas
relativamente pouco espessas e não tiveram tanta influência na formação do hemigráben. As
demais são ilustradas na carta estratigráfica publicada por Vaz et al. (2007) de acordo com a
figura 10.

19
Figura 10: Carta estratigráfica da Bacia do Tacutu.
.
Fonte: Vaz et al., 2007.

20
Para Reis et al. (1994) o conjunto vulcano-sedimentar mesozoico do Gráben do Tacutu
está recoberto discordantemente por uma vasta cobertura cenozoica, que caracteriza o relevo
plano dentro do gráben. Em termos litológicos a bacia é constituída por folhelhos, siltitos e
arenitos finos, sendo parte da sedimentação em território brasileiro produto de gradação da
sequência greenstones, aliada ao fato da existência de níveis de folhelhos cinza-escuros e pretos,
com presença de pirita que é tipicamente de ambiente redutor.
O hemigráben foi preenchido no Mesozoico por basaltos toleíticos e diabásios reunidos
no Complexo Vulcânico Apoteri (Jurássico-Cretáceo) (REIS et al., 2001) e arenitos finos a
conglomeráticos e subordinados siltitos que constituem a Formação Serra do Tucano (Cretáceo
Superior) (REIS et al., 1999), sendo nesta unidade onde ocorrem a maioria dos afloramentos de
lateritos dentro do hemigráben Tacutu.
O embasamento da Bacia do Tacutu é constituído por metagrauvacas, metacherts
ferríferos (REIS et el., 2003) reunidos no Grupo Cauarane, gnaisse kinzigíticos, calcissilicáticas
e metacherts pertencentes a Suíte Metamórfica Murupu (LUZARDO & REIS, 2001),
ortognaisses (FRAGA et al.,1999a, FRAGA & ARAÚJO 1999b, REIS et al., 2006) da Suíte
metamórfica Rio Urubu e charnockitos reunidos na Suíte Intrusiva Serra da Prata (ALMEIDA
2006, FRAGA et al., 2009).
Segundo Vaz et al. (2007), a sequência pelítica aflorante ao longo do rio Tacutu
(Formação Tacutu), nas proximidades de Bonfim, 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. O ambiente deposicional é interpretado
como lacustre raso e a idade foi obtida através de estudos palinológicos (HAMMEN, 1966).
De acordo com Reis et al. (2001), a Formação Boa Vista foi formada em uma bacia rasa
de aproximadamente 15 m de espessura com profundidades variáveis conforme o
embasamento. Essa formação desenvolve perfis lateríticos imaturos com solos podzólicos e
hidromórficos. A sucessão superior é composta de arenitos tabulares de médio a grosso, arenito
conglomeráticos, arenitos ferruginosos, arenitos síliticos e argilitos mosqueados. A sucessão
inferior, que aflora no nordeste e sudoeste da capital Boa Vista, dispõe de arenitos arcoseanos
a levemente conglomeráticos, róseos a esbranquiçados e ligeiramente friáveis. A área da
Formação Boa Vista está relacionada ao limite norte do Domínio Guiana Central, no
prolongamento da Bacia Tacutu, pertencente a Formação Boa Vista (Neógeno) como uma
ampla área de sedimentação cenozoica onde depósitos detrito-lateríticos (Paleógeno) aparecem
no limite entre os domínios Urariquera e Guiana Central e registram reativações neotectônicas

21
após a estabilização do Hemigráben Tacutu no final do Mesozoico, com desenvolvimento a
partir do Terciário Inferior (Paleoceno- Eoceno).
Conforme Reis et al. (2001), falhamentos e reativações de falhas no Neógeno estão
refletidas pela presença de zonas de concreções lateríticas em diferentes níveis topográficos
relacionados às diferenças de profundidade do embasamento. As modificações climáticas
regionais no período Mioceno-Holoceno, estabelecendo um quadro semiárido, levaram à
formação de campos de dunas eólicas (CARNEIRO FILHO, 2003).
Levaremos em consideração a estratigrafia da bacia conforme proposto por Vaz,
Wanderley Filho e Bueno (2007), com a justificativa de ser o trabalho mais recente acerca da
Bacia do Tacutu como um todo. Os mesmos propõem o estabelecimento de seis sequências para
os depósitos vulcânicos e sedimentares da bacia, onde estas se encontram distribuídas nas fases
pré-rifte, rifte e de sinéclise recente.
4.2.2. Formação Apoteri
Esta unidade foi inicialmente definida por McConnellet et al. (1969), onde outras
hierarquias estratigráficas como Suíte Básica e Complexo Vulcânico também foram
empregadas por Melo et al. (1978) e CPRM (1999) respectivamente. 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.
Já na porção Guianense da bacia, ocorre em degraus de falha ao longo da falha Kanuku, nas
margens e leitos dos rios Rupununi e Rewa e nas proximidades da cidade de Apoteri,
relacionadas às Colinas Toucan e ao Rio Essequibo (EIRAS & KINOSHITA, 1990).
Constitui-se principalmente por basaltos, onde Berrangé & Dearnley (1975), ao
analisar petrograficamente estas rochas atestam uma composição dos tipos toleítica a olivina-
toleítica. Apresentam 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 & KINOSHITA, 1990). Evidenciam aspecto conchoidal quando
fraturados, além de juntas de padrão ortogonal. Localmente observam-se ainda estruturas em
almofadas (pillows) (VAZ; WANDERLEY FILHO; BUENO,2007).
Segundo CPRM (1999), a composição mineralógica destas rochas é representada por
plagioclásio, augita, hornblenda, biotita e, mais raramente, olivina, cabendo ressaltar que
microscopicamente é possível ainda a visualização de cristais de carbonato, zeólitas e minerais

22
opacos preenchendo as amígdalas citadas anteriormente. Estes basaltos juntamente com
diferenciados tipos andesíticos constituem a associação mais comum de derrames na unidade
Apoteri, estando recobertos pelas rochas sedimentares pelíticas da unidade sobrejacente. Ainda
segundo este trabalho, nas adjacências do Morro do Redondo e do Rio Arraia, esses derrames
apresentam contato do tipo tectônicocom as rochas sedimentares areníticas da Formação Serra
do Tucano, através da falha de Lethem.
4.2.3. Formação Manari
A Formação Manari foi denominada informalmente por Crawford; Szelewski; Alvey
(1984), e segundo Eiras & Kinoshita (1990) esta denominação entra em choque, por
homonímia, com a unidade pertencente à Bacia do Araripe, ressaltando que este nome pode não
resistir a uma revisão estratigráfica mais severa, mesmo que o termo esteja caindo em desuso
na bacia nordestina. Ainda segundo estes autores, algumas interpretações levam à conclusão de
que, ao contrário do que se pensava anteriormente, a Formação Manari também ocorre em
superfície e está preservada em degraus de falhas escalonadas na borda sudeste e exposta ao
longo do Rio Tacutu por cerca de 20 km a montante de Lethem.
Compõem-se 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 & 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.
4.2.4. Formação Pirara
Esta unidade foi denominada por Crawford; Szelewski; Alvey (1984), sendo
identificada pela primeira vez através da perfuração de poços realizados pela PETROBRAS, já
que a mesma não é aflorante.
A Formação Pirara 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 & KINOSHITA, 1990).

23
4.2.5. Formação Tacutu
Essa denominação foi utilizada para designar as camadas vermelhas aflorantes nos
leitos de vários rios do Distrito de Rupununi, na Guiana, por Barron & Dujardin em relatório
não publicado (1955), apud Eiras & Kinoshita (1990). 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. Na Guiana ocorrem no leito dos Rios Rupununi, Rewa e
Essequibo e outros menores (EIRAS & 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 laminação planoparalelaou de baixo ângulo. Subordinadamente
ocorrem arenitos creme claro a acastanhado, muito fino a fino, calcífero, argiloso e semicoeso;
calcarenito creme avermelhado a castanhado, fino e bioclástico; e folhelhos castanho
avermelhado e calcífero (COSTA & LIMA, 1981, apud EIRAS & KINOSHITA, 1990).
4.2.6. Formação Serra do Tucano
Foi inicialmente referida como Arenito Tucano por pesquisadores como Carneiro et
al. (1968) apud Eiras & Kinoshita (1990), onde passou a ser denominada informalmente de
Formação Tucano por Eiras & Kinoshita (1987), sendo finalmente atribuído a designação
Formação Serra do Tucano por Reis et al. (1994), com a justificativa de homonímia com
unidade da estratigrafia do Recôncavo-Tucano. Segundo Eiras & 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.
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;

24
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. Ressaltam ainda formas botroidais alongadas e arredondadas, incorporadas
invariavelmente no topo desta fácies.
4.2.7. Formação Boa Vista
A Formação Boa Vista foi definida por Ramos (1956) apud Vaz, Wanderley Filho e
Bueno (2007). Ocorre restritamente ao gráben doTacutu 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, sendo que sua melhor exposição foi verificada na bacia do igarapé Bacadal
(afluente esquerdo do rio Mucajaí), a sudoeste da fazenda Pau-Rainha.
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 Urariquera, apresentando localmente perfis lateríticos imaturos com desenvolvimento
de solos podzólico e hidromórfico (REIS et al., 2001). CPRM (2004) e Eiras & Kinoshita (1990)
incluem ainda a ocorrência de siltitos e argilitos respectivamente. Os últimos atentam para a
ocorrência de silcretes, e não lateritas propriamente ditas na região de Bonfim, sendo estes
formados através da silicificação de sedimentos e de rochas preexistentes, relacionadas por De
Ros (1987) apud Eiras & Kinoshita (1990) aos basaltos da Formação Apoteri.
4.2.8. Formação Areias Brancas
É uma subdivisão proposta por Reis et al. (2001) (em consonância com a Areias
Brancas de Melo et al. (1978) dos depósitos neógenos da Bacia do Tacutu, correspondendo ao
intervalo superior, cujos depósitos ultrapassam os limites do gráben e recobrem as rochas pré-
cambrianas circunvizinhas. Carneiro Filho; Tatumi & Yee (2003) 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).

25
4.2.9. 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).
4.2. 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 adotou-se a nomenclatura das unidades propostas por
Beserra Neta & Tavares Júnior (2004), 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. De maneira geral a figura 10
apresenta os limites geográficos de cada região, com seus respectivos compartimentos
geomorfológicos.

26
Figura 11: Divisão dos compartimentos geomorfológicos do Estado segundo Beserra Neta & Tavares Júnior
(2004).
Fonte: BESERRA NETA, TAV
ARES JÚNIOR (2004).
A área de estudo deste relatório está compreendida dentro dos limites norte (Serra do
Tepequém) e central (Bacia do Tacutu) segundo a classificação adotada.
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 paisagemsuavemente 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, 2004).
4.2.1. Planalto Sedimentar Roraima
Caracteriza-se por formas tabulares de topos irregularmente aplainados, escarpas
abruptas representando recuo de planos de falhas normais, com vertentes de declividade muito

27
alta (superior a 30º). Correspondem as maiores altitudes da área, com cotas atingindo valores
entre 575 a 1100m. A Serra do Tepequém está situada dentro desse compartimento, elaborada
sobre rochas sedimentares do Paleoproterozoico relacionadas à Formação Tepequém (CPRM,
1999). Segundo Costa (2005) trata-se de um relevo francamente em processo de dissecação
tendo como principais características uma grande densidade de incisões resultantes da atuação
da erosão pluvial resultando em enxame de ravinas. O autor também classifica esse
compartimento relevo como de aplainamento. Beserra Neta et al. (2007) destacam que o topo
da serra do Tepequém apresenta desníveis de até 500 metros de altitude, tais características o
diferem de feições com superfície tabular.
4.2.2. Planalto do Interflúvio Amazonas – Orenoco
Constitui um conjunto de serras e colinas com altitudes entre 600 a 1500 m, com topos
na forma de cristas e pontões, orientadas na direção NE-SW e elaboradas em rochas graníticas
e vulcânicas ácidas. Costa (2005) classifica este compartimento de relevo como de
aplainamento. O relevo montanhoso fronteiriço com a Venezuela é sustentado por sequências
vulcanossedimentares e granitoides recobertos por densa cobertura vegetal. Em termos
morfológicos caracteriza-se por formas dissecadas em cristas e colinas com vertentes ravinadas
de forte declive e vales encaixados, resultantes, em grande parte, do controle tectono – estrutural
de zonas de cisalhamento transcorrentes e fraturamentos.
4.2.3. Superfícies Pediplanadas Intramontanas
É formada por áreas aplainadas e rebaixadas em relação aos relevos dos planaltos do
Interflúvio Amazonas – Orenoco e Dissecado Norte da Amazônia. Apresentam orientação geral
E-W, localmente mostram uma dissecação em cristas geralmente orientadas principalmente em
colinas elaboradas nas rochas do Grupo Surumu.
4.2.4. Planalto Dissecado Norte da Amazônia
É representada por colinas com vales encaixados e encostas ravinadas associadas a
cristas ou pontões, alcançando altitudes de até 900 m e sustentadas por rochas de composição
granítica e vulcânicas ácidas a básicas paleoproterozoicas. Corresponde a maior parte do relevo
da região.
4.2.5. Pediplano Rio Branco – Rio Negro
Caracteriza-se por uma superfície de aplainamento, constituída em sua grande parte por
sedimentos pouco consolidados. Corresponde ao nível altimétrico mais baixo da área, com cotas

28
não superiores a 160 m. Geomorfologicamente, esse compartimento inclui relevo suave,
representando cotas regionais baixas, com altitudes variando de 87 metros, nas drenagens mais
expressivas, a 140 m às proximidades das grandes elevações. Segundo Costa (2005) a mesma
recorta litologias pré-cambrianas e fanerozoicas, sendo interrompida principalmente pelos
Planaltos Residuais de Roraima.
4.2.6. Relevos Residuais (inselbergs)
A maior parte das ocorrências constituem formas isoladas com cristas e vertentes de
forte declividade, que interrompem a monotonia do aplainamento do Pediplano Rio Branco.
Em geral, são elevações de 250 a 700 m, sustentadas por rochas vulcânicas ácidas e granitos de
tendência mais alcalina de idade pré-cambriana, com topos convexos e encostas ravinadas.

29
5. MATERIAIS E MÉTODOS
A atividade realizada entre os dias 20 e 23 de abril de 2018 surge como análise prática
dos conteúdos ministrados na disciplina de Estratigrafia sobre os princípios estratigráficos e
empilhamento das camadas. A atividade de campo desenvolveu-se através de observações,
descrições e discussões fazendo a correlação estratigráfica das diferentes camadas de rocha
encontradas.
Em cada ponto foi obtido às coordenadas geográficas em UTM (Universal Transversa
de Mercatos) com o GPS (Global Positioning System) da marca Garmin com média de erro de
3 metros, quando necessário utilizou-se a bússola tipo Brunton, escalas de bolso e martelos
geológicos. Junto à caderneta de campo foram feitas anotações de informações relevantes e
além do uso de celulares e máquinas fotográficas que serviram para fotografar os afloramentos
estudados.
A última análise foi interpretativa e de pesquisa embasada na literatura disponível e se
propôs a caracterizar os pontos visitados em campo, através da descrição e contextualização
para o refinamento da pesquisa e elaboração dos croquis, perfis e mapas finais em escala de
detalhe com os dados obtidos nos afloramentos.

30
6. RESULTADOS E DISCUSSÃO
6.1. Ponto 1
O afloramento está localizado na margem esquerda do rio Tacutu próximo a ponte do
Tacutu, numa localizada conhecida como Conceição do Maú com via de acesso a BR-401 no
município de Bonfim. As coordenadas do ponto são X: 179345 e Y: 394370, com cota de 55
metros. Essa é uma região de confluência dos rios Tacutu e Maú em uma área da Falha de
Lethem e Pirara.
A feição geológica é um banco de solapamento bastante recoberto pelo intemperismo
das próprias rochas (laterização) e inúmeros matacões rolados do bloco e depositados nas
margens do rio. O deslocamento do bloco é resultado de uma falha lístrica formada pela
movimentação gravitacional devido as cheias do rio Tacutu. Acredita-se que se tratando de uma
falha do tipo lístrica, o bloco rochoso rotacionou 90º em direção ao canal. A base do substrato
por onde o bloco se movimentou é a Formação Tacutu sendo o próprio bloco da Formação Boa
Vista, portanto de sedimentação datada do Neogeno (Vaz et al. 2007). Essa queda acontece
principalmente na época de cheia, por conta do seu funcionamento como barreira.
Há uma mudança bem visível de granulometria dos sedimentos que aponta para no
mínimo duas camadas, sendo uma de 4,58 metros e a outro mais ao topo de 1,7 metros. O bloco
tem continuidade lateral de cerca de 40 metros, sendo caracterizado como um perfil
granocrescente com marcas de bioturbação no topo. As camadas possuem gradação normal e
inversa com espessuras que variam de 30 a 60 centímetros. Essa gradação possivelmente é
resultado dos fluxos de maior ou menor energia do rio. Esse afloramento é um ótimo exemplo
da utilização da Lei de Steno sobre a horizontalidade original, por conta das repetições destas
mesmas características em outros blocos na margem do rio.
O perfil descrito para o afloramento ficou da seguinte maneira:

31
Topo: Areia fina a média de cor amarelo pálido e composição majoritariamente de quartzo e
argilominerais.
Camada 2: Areia média a grossa com predominância de minerais de coloração mais clara que
a camada sobreposta. A composição de toda a camada muito se assemelha a um caulim com
bastante conteúdo quartzo formando as areias.
Base: Conglomerado de grãos de cascalhosos na extremidade inferior, e grãos menores e mais
arredondados no limite com a camada 2. O quartzo é o mineral mais abundante pois compõem
os seixos. Os outros minerais provavelmente são resultantes do intemperismo sobre a camada
que converteu a mineralogia em minerais de goethita, óxidos e hidróxidos de Fe e caulinita.

33
6.2. Ponto 2
O segundo afloramento é uma “caixa de empréstimo” denominação dada a escavações
de onde retiram piçarra para a pavimentação da BR-401. Por conta do baixo declive da área
formou-se um lago artificial. As coordenadas de localização do ponto são X: 178903 e Y:
394591 na margem esquerda da BR-401, sentido Boa Vista com cota altimétrica de 66 metros.
Neste afloramento foram identificados quatro perfis diferentes:
Perfil A

34
Topo: Pelito com bastante ferro sendo lixiviado.
Base: Conglomerado formado com fragmentos de rochas pelíticas, sendo dessa forma um
conglomerado intraformado.
O perfil varia bastante lateralmente principalmente por conta do retrabalhamento da
Formação Tacutu. Nesse ponto é visível a discordância entre a Formação Tacutu e Boa Vista,
sendo que a Formação Boa Vista está erodindo a Formação Tacutu, além disso é observado que
os fragmentos incluídos na Formação Boa Vista são justificados pelo princípio da inclusão de
fragmentos.
Perfil B

35
Topo: Areia com variação de granulometria fina a média.
Camada 2: Seixos mais grossos em contato reto com o topo.
Base: Conglomerado com matriz arenítica e presença de litoclastos.

36
No afloramento nota-se manchas brancas verticalmente espalhas, provavelmente por
conta da percolação de água. Nesse perfil é possível observar a discordância entre o Neogeno
e Cretáceo, ou seja, entre a Formação Boa Vista e Formação Tacutu.
A camada 2, por se tratar de seixos com argila, é um possível sinal de retrabalhamento
e dessa forma é correlacionada com a Formação Tacutu. A camada do topo apesar de ser mais
fina foi capaz de erodir a camada sobreposta, indicando possível reativação do fluxo.
Perfil C

37
O perfil é coberto por material retrabalhado proveniente da atividade humana. A base é
formada por fragmentos de rochas pelíticas, caracterizando-a como um conglomerado de seixos

38
angulosos e bastante intemperizados. No topo dessa camada aparecem quartzos arredondados
e alguns seixos como incrustação. Também é possível observar a erosão deposicional.
Perfil D
Topo: Conglomerado.
Base: Pelito conglomerático com presença de quartzo e arenito laterizado.
O contato entre as duas camadas é abrupto, com superfície de truncamento no perfil
indica a perda de registro. Além disso os contatos de superfície são sinuosos com grãos de
quartzo imbricados na direção 110°SE, estes grãos também apresentam fragmentos de rochas
vulcânicas incluídos. A origem destes grãos ainda é desconhecida, mas possivelmente foram
trazidos do embasamento.

40
6.3. Ponto 3
O afloramento está localizado nas coordenadas X: 173552 e Y: 380512 na margem
direita da RR-401 sentido Bonfim com cota altimétrica de 92 metros. A litologia principal é de
um arenito grosso estratificado. Esse ponto reflete principalmente a variação lateral de
profundidade da Formação Boa Vista, afim de visualizar melhor essas diferenças foram
realizados 3 perfis diferentes.
Perfil A
Topo: Areia fina.
Camada 2: Conglomerado (base mais grossa) com grãos levemente imbricados.
Base: Os grãos angulosos são principalmente fragmentos incluídos da Serra do Tucano. O
contato com o topo é brusco, sugerindo no passado a existência de vários pequenos canais.
Estrutura acanalada

42
Conglomerado mais fino na base e mais grosso no topo por conta do fluxo. O embasamento é
principalmente retrabalhado na Serra do Tucano.

44
Topo: Areia fina de aproximadamente 14 centímetros de espessura. O contato com a camada
sotoposta é do tipo erosivo.
Camada 2: Conglomerado grosseiro com orientação suave e 26 centímetros de espessura.
Base: Conglomerado, porém mais fino e com espessura de 2,8 metros.

46
6.4. Ponto 4
Apelidado de “Alto do Tombo” o afloramento está localizado nas coordenadas X:
172691 e Y: 369251 com cota altimétrica de 78 metros. Situado na margem direita da RR-401
sentido Bonfim, é um afloramento do tipo corte de estrada, considerado nos mapas da CPRM
(2004) como pertencente a unidade estratigráfica lateritos e gossans.
O perfil é rico em concreções de goethita, e alto teor de ferro, que aponta para rochas
vulcânica originalmente da Formação Apoteri que não possuem quartzo, outra característica
observada no afloramento. A origem do morro aponta para um possível soerguimento, onde o
centro está mais próximo da rocha parental e conforme se afasta os perfis ficam mais
desenvolvidos, uma espécie de disjunção esferoidal em larga escala devido à alteração do
basalto.
Outro questionamento levantado foi com base na relação de truncamento inferir que o
topo corresponde a Formação Boa Vista. O solo residual apresenta clara formação de caulinita,
sendo a mineralogia da área principalmente de oxi-hidróxidos de Fe e Al remanescente da
decomposição do basalto.
Os alinhamentos do morro são 340° N-NW, sendo muito semelhante ao ponto 1,
inclusive com padrão de falha também semelhante.

48
6.5. Ponto 5
O afloramento é localizado no próprio Rio Arraia nas coordenadas X: 177328 e Y:
371315 com cota altimétrica de 67 metros. As rochas analisadas compõem o leito do rio, sendo
basaltos com significativa quantidade de Ca, indício da presença de organismo de carapaça
calcificada. As rochas dessa localidade pertencem a Formação Apoteri.

50
6.6. Ponto 6
O afloramento está localizado nas coordenadas X: 185630 e Y: 371433, com cota
altimétrica de 59 metros, situado na margem brasileira do Rio Tacutu. Neste ponto foram
descritos 5 perfis:
Perfil A
O perfil A é composto inteiramente por um siltito laminado normal com marcas
ondulantes e bioturbação realizadas por gastrópodes recentes. As camadas são distinguidas por
diferentes níveis que variam de um tom mais claro a um mais escuro, estando principalmente
na forma de lentes inclinadas 90°.
De maneira geral são sucessões de camadas bastante dobradas, principalmente por se
tratar de uma rocha dúctil que dobra de maneira mais fácil. São fácies de ritmitos de frente
deltaica, mais especificamente turbiditos.

52
Camadas
A simetria caracteriza o fluxo unidirecional, com direção 100º, Mergulho 10º, ângulo
de mergulho 47° NW-SE. Geometria tabuliformes. Mergulho das camadas (CL 10/47)
As medidas das dobras e fraturas a partir da bússola Clarck indicam:
010/ 30
14/ 50
A fratura possui 128º/85º vertical e 214º/60º horizontal.
214/ 60
128/ 85

53
Perfil B
A rocha encontra-se bastante fraturada, decorrente de movimento lateral (transcorrente
destral), perceptível pela zona de catáclase. Por conta do indicador cinemático pode-se inferir
que trata-se de uma catáclase com dobra paralela fechada em ângulo de 70 a 30°. A
granulometria é areia fina, já bastante intemperizada.

55
O perfil tem 3,20 metros de comprimentos e representa afloramentos da Unidade 3 e 4
da caixa de empréstimo do ponto 4. Configura-se como uma sequência de granodecrescência
ascendente.
Topo: Perfil mosqueado de composição silte e argila (pintalgado) com nódulos carbonáticos e
espessura de 2,79 metros.
Camada 3: Matacões laterizados com espessura de 15 cm.
Camada 2: Areia fina a média com espessura de 9 cm.
Base: Conglomerado fino com estrutura gradacional normal.
Perfil D

57
São camadas laminadas de silte com película de argila. A coloração mais amarelada é a
argila enquanto a cor mais marrom é o silte. Esse mesmo silte mais escuro apresenta finas
películas de um silte mais claro em seu interior.
As camadas de composição silte/argila foram distinguidas a partir da granulometria e a
textura. A argila é mais maciça enquanto o silte é mais laminado. Esse perfil apresenta um nível
conglomerático idêntico ao perfil anterior.
Uma conformidade angular entre o silte e a argila foi descrita nesse perfil, baseada em
fósseis de ambiente lacustre (informação Oral). A camada argilosa é paralela e embaixo
dobrada. A argila foi descrita como uma camada nova embaixo da Unidade 3, sendo por isso
de ocorrência local, representando um depósito lacustre da Formação Boa Vista (flúvio-
lacustre).
Formação tucano tcc da Camila
Perfil E
Representa um bloco relativamente horizontal (inclinação de cerca de 10°) repleto de
marcas de ondulação. Nesse perfil a desconformidade angular anteriormente citada entre o silte
e a argila volta a aparecer, onde é possível observar que a camada de silte sofreu um deslize
(falha lístrica) em direção ao Rio Tacutu. São observadas pequenas espiculas nas camadas de
chert. Dessa forma, o topo é representado pelo chert e na base ocorre o siltito.

58
6.7. Ponto 7
O afloramento está localizado nas coordenadas X: 819770 e Y: 377212, com cota
altimétrica de 79 metros. A partir desse ponto já estamos na folha 20N. A região é uma
depressão, formando uma área plana de solo hidromófico branco na denominada Formação
Areias Brancas. As áreas alagadiças apesar da baixa precipitação pluviométrica possuem uma
película de argila, que com a chuva forma uma lama propícia para o surgimento de vegetação
rasteira, típica de lavrado.
Os sedimentos possuem granulometria uniforme e bem selecionada, provavelmente
proveniente dos solos desnudados da Formação Boa Vista que acabam caracterizando a área
como uma bacia de deposição sedimentar. Essa mesma sedimentação é responsável por formar
dunas, que em datações realizadas na Guyana revelam idades entre 12 e 15 milhões de anos.

59
6.8. Ponto 8
Localizada nas coordenadas X: 817.899 e Y: 363.517 e cota altimétrica de 76 metros, o
afloramento faz parte de um barranco à beira do Igarapé do Mel cercado por mata ciliar.
O rio também retrabalha várias formações pertencentes a Bacia do Tacutu. Rio corre em
direção 248 graus.
O perfil é representado por uma base argilosa de 1,1 metros, em seguida uma pequena
linha de pedra de 8 centímetros, uma camada de cascalhos de 1, metros e no topo uma camada
de argila de 2,2 metros.

61
6.9. Ponto 9
O afloramento está localizado na Serra do Tucano, nas coordenadas X: 817899 e Y:
363517 com cota altimétrica de 162 metros. Não foi possível visitar o afloramento por conta da
chuva. Na literatura consta que é formado por um arenito na base e pelito/siltito no topo com
presença de fósseis.
Correlacionar com o ponto anterior

62
6.10. Ponto 10
O afloramento está localizado na margem esquerda da BR-401 (sentido Boa Vista),
próxima a antiga sede da fazenda Arizona. É um morro de maior altura registrando 2,35 metros
perpassado por um corte de estrada. As coordenas são X: 794729 e Y: 340577, com cota
altimétrica de 110 metros. O afloramento de maneira geral se apresenta como uma intercalação
de arenitos e pelitos com variáveis níveis de seixo, sendo exemplo da sucessão representativa
da Serra do Tucano, com clara evidência de ciclos por fluxo de transbordamento.
A base é referida como sendo de idade cretácea, que no passado geológico ficou exposta
e se formou em ambiente talús, assim sendo recoberto por sedimentação fina. As relações de
contato (e fácies) para correlação com a Serra do Tucano e os dados bioestratigráficos (nível
específico de monocotiledôneas) são uteis para correlacionar ambas a unidades apesar da
distância. Para melhorar a compreensão do afloramento este foi dividido em 5 perfis:
Perfil A

63
Base: Areia fina a silte.
Perfil B

64
Topo: Areia fina a silte (base do perfil A).
Base: Conglomerado de matriz argilosa. O conglomerado é formado por cascalhos que incluem
fragmentos de rochas do tipo arenitos e siltitos. Estes fragmentos são mais jovens que a
Formação Serra do Tucano. O contato entre as camadas é do tipo truncado.

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Topo: Areia fina a silte (topo do perfil B).
Camada 2: Conglomerado de matriz argilosa. O conglomerado é formado por cascalhos que
incluem fragmentos de rochas do tipo arenitos e siltitos. Estes fragmentos são mais jovens que
a Formação Serra do Tucano (base do perfil B).
Base: Silte.
Essa seção do perfil apresenta litologias com presença de manchas escuras geradas a
partir do processo de carbonização.

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Perfil D
Topo: Conglomerado com fragmentos líticos da Formação Serra do Tucano.

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Camada 3: Silte com camadas de areia fina. Esta areia é mais porosa, e por conta disso foi capaz
de absorver o ferro disponível do intemperismo da rocha mãe e endurecer (topo do perfil C).
Camada 2: Conglomerado de matriz argilosa. O conglomerado é formado por cascalhos que
incluem fragmentos de rochas do tipo arenitos e siltitos. Estes fragmentos são mais jovens que
a Serra do Tucano (camada 2 do perfil C)
Base: Silte (base do perfil C).
Essa seção do perfil apresenta litologias com presença de manchas escuras geradas a
partir do processo de carbonização. Contato erosivo das rochas do perfil C. A rocha de baixo já
estava consolidado.
Perfil E

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Topo: Areia média a grossa misturada com material de origem antropogênica.
Camada 3: Silte fossilífero.
Camada 2: Arenito grosso.
Base: Conglomerado da Formação Serra do Tucano.
Descrição da esquerda para a direita do afloramento.
Topo: Blocos inclinados de siltito com direção 118° e ângulo de mergulho de 34°.
Camada 4: Conglomerado granocrescente.
Camada 3: Apresenta camadas inclinadas de silte sotoposto ao conglomerado descrito
anteriormente.
Camada 2: Conglomerado matriz suportado em cima da argila e cascalho com clastos de siltito
e presença de fosseis (Charco) arenitos da Serra do Tucano.
Base: Areia fina na base e silte argiloso em cima.
Há ciclos.

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Direção 231
Mergulho 323°
Ângulo de mergulho: 54°

71
6.11. Ponto 11
O afloramento está situado na Cachoeira do Funil nas coordenadas X: 637550 e Y:
419530 com cota altimétrica de 553 metros. É rodeado por mata ciliar e foram feitos dois perfis
diferentes. O perfil A foi feito em um paredão próximo a queda d’água atual enquanto o perfil
B no lajedo próximo a antiga queda d’água (mirante).
Perfil A
De maneira geral o perfil apresenta marcas de fluxo aquoso e seixos espalhado em toda
a extensão. As camadas possuem espessuras de aproximadamente 80 centímetros, medidas a
partir do método da régua de Jacó, já que as mesmas estão inclinadas com um mergulho de 95°
e ângulo de mergulho de 9°. O piso lembra seções colunares, onde ocorre um aumento no
tamanho dos grãos de seixo da base para o topo (gradação normal) provavelmente de ambiente
subaquoso.

72
Topo: seixos.
Base: arenito anguloso hialino e bem litificados de granulometria média a grossa.
É observável estratificações cruzada acanalada desde a base até próximo a metade do
paredão. Todos os ciclos são granodecrescentes, sendo que começam com um nível
conglomerado e evoluem para níveis mais areníticos com esterificação cruzada.
Ângulo da parede
Direção 67° NE/SW
Sentido do mergulho 160°
Ângulo de mergulho: 62º

73
Perfil B
Provavelmente trata-se de uma sequência progradante, com o nível de água subindo aos
poucos, e conforme aumenta essa energia de fluxo acontece a deposição das partículas mais
grossas enquanto há acumulo de sedimentos mais finos quando esse fluxo de energia diminui.
A diminuição do fluxo de energia também reflete no abaixamento do nível de água e
consequente empoçamento.
A superfície do lajedo apresenta gretas de contração indicando se tratar do topo dos
ciclos, que ao todo foram identificados como sendo 5. Utilizando o método da régua de Jacó

74
foi estimada uma altura de 6 metros para o perfil. A paleocorrente aponta para um sentido de
62° NE/SW.

75
6.12. Ponto 12
O afloramento é um lajedo nas coordenadas X: 638171 e Y: 419862 com cota altimétrica
de 607 metros e que funcionava como uma antiga estrada para o garimpo do Funil. O lajedo
por completo é formado por diversos níveis argilosos e silte/argila laminado ou maciço em
forma de lentes que variam de 40 a 60 centímetros. Essas camadas são intercaladas com
camadas de areia média que pode apresentar-se paralela ou acanalada.
De maneira geral, o perfil é uma intercalação de grãos finos, que aponta para um
ambiente dominado por forte sazonalidade dos ciclos em um ambiente distal ou ciclos de maré
de um sistema deltaico retrabalhando diversos sedimentos e em forte estado de oxidação. Os
ciclos de maré indicam que um aumento do nível do mar resultou em depósitos finos, ou seja,
ciclos de parassequência alternando deposição e erosão. A superfície de inundação é
representada sobretudo pelos grãos finos, que podem formar drups de argila ou até mesmo um
acamamento heterolítico.

76
A paleocorrente aponta direção de 60°, sentido do mergulho de 148 e ângulo de
mergulho de 32°.

77
7. CONSIDERAÇÕES FINAIS
A partir da atividade de campo em conjunto com as aulas teóricas da disciplina de
possível observar e descrever diversas
Os diferentes pontos visitados apresentam a ocorrência das unidades de
compartimentação do relevo
As rochas estudadas pertencem a diversas litologias sendo principalmente do
Atividade de campo foi útil na tentativa de correlacionar as unidades a fim de
desenvolver uma evolução geológica para a área.

78
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