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UNIVERSIDADE FEDERAL DE RORAIMA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS - IGEO
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
AVALIAÇÃO DE EXTRAORDINÁRIO APROVEITAMENTO DE ESTUDOS
EZEQUIAS NOGUEIRA GUIMARÃES
RELATÓRIO TÉCNICO REFERENTE À AVALIAÇÃO DE EXTRAORDINÁRIO
APROVEITAMENTO DE ESTUDOS DAS DISCIPLINAS DE ESTÁGIO DE CAMPO
II (GEO801) E ESTÁGIO DE CAMPO III (GEO1000)
Boa Vista, RR.
2021
EZEQUIAS NOGUEIRA GUIMARÃES
RELATÓRIO TÉCNICO REFERENTE À AVALIAÇÃO DE EXTRAORDINÁRIO
APROVEITAMENTO DE ESTUDOS DAS DISCIPLINAS DE ESTÁGIO DE CAMPO
II (GEO801) E ESTÁGIO DE CAMPO III (GEO1000)
Relatório técnico de campo referente às
disciplinas de Estágio de Campo II
(GEO801) e Estágio de Campo III
(GEO1000) do departamento do curso de
Bacharelado em Geologia, Instituto de
Geociências da Universidade Federal de
Roraima.
Boa Vista, RR.
2021
LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 1: Mapa de localização..................................................................................................12
Figura 2: Mapa de afloramentos visitados................................................................................13
Figura 3: Roraima segmentado de acordo com as Unidades Morfoestruturais. Destaque em
vermelho para o município do Cantá........................................................................................16
Figura 4: Mapa de Unidades Morfoesculturais em Roraima. Destaque em vermelho para o
município do Bonfim................................................................................................................17
Figura 5: Principais feições geotectônicas da América do Sul.................................................19
Figura 6: Cráton Amazonas e sua subdivisão em províncias. Limites de idades de acordo com
os dados disponíveis no princípio de 2006...............................................................................20
Figura 7: Províncias gecronológicas do Cráton Amazônico e domínios tectônicos. ...............21
Figura 8: Domínios litoestruturais do Estado de Roraima de acordo com Reis e Fraga (1998,
2000). Destaque em vermelho para a localização da área de estudo. Traços preto representam
os altos estruturais do embasamento. .......................................................................................22
Figura 9: Províncias Geocronológicas do Cráton Amazônico segundo a concepção de Tassinari
e Macambira (2004) e compartimentação em domínios estruturais (Reis et al., 2003, 2006). 23
Figura 10: Seção estratigráfica esquemática da bacia do Tacutu. ............................................29
Figura 11: Carta estratigráfica da Bacia do Tacutu. .................................................................30
Figura 12: Mapa geológico esquemático da região estudada...................................................36
Figura 13: Rochas da unidade Grupo Cauarane. Afloramento P5: A) Quartizitos afloram na
forma de blocos rolados.; B) Aspectos macroscópico dos quartzitos, quase inteiramente
formados por quartzo leitoso e muito fraturados.; C) Cristais de quartzo, em uma matriz de
composição indefinida (Gravauca?).; D) Afloramento P6 (morro à direita) e P7 (morro à
esquerda).; E) Afloramento P7 e P7 afloram em forma de lajedos. .........................................38
Figura 14: Rochas da unidade Formação Apoteri. A) Afloramento P4, Morro do Redondo.; B)
Aspectos macroscópicos dos basaltos repletos de cavidades. ..................................................39
Figura 15: Rochas da unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P1: A) O relevo nesta
região possui um padrão cuestiforme.; B) Arenito com estratificação cruzada, plano horizontal.;
C) Arenito com acamamento.; D) Vestígio fóssil do tipo impressão vegetal, provavelmente de
um tronco..................................................................................................................................40
Figura 16: Unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P2: A) Visão geral do afloramento
(visada SE-NW).; B) Croqui destacando diferentes camadas observadas. ..............................41
Figura 17: Unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P2: A) Visão geral do afloramento
(visada SE-NW).; B) Croqui destacando diferentes camadas observadas. Escala: 1,7 m........42
Figura 18: Perfil litológico do afloramento P2........................................................................43
Figura 19: Unidade Formação Areias Brancas. A) Afloramento descrito como correspondente
a unidade Formação Serra do Tucano.; B) Fragmento de rocha de granulometria muito fica.; C)
Arenito médio a grosso laterizado............................................................................................44
Figura 20: Rochas do embasamento paleoproterozóico. Afloramento P5: A) Amostra P5A1:
quartzito.; B) Amostra P6A2: metachert.; C) Amostra P6A3: brecha metamórfica. ...............45
Figura 21: Rochas do embasamento paleoproterozóico. Afloramento P6: A) Amostra P6A1:
gnaisse bandado. Foliação S conferida pela orientação preferencial de forma dos agregados
máficos e félsicos.; B) Amostra P6A2: gnaisse com feldspato potássico com feição oscelar.; C)
Amostra P6A2: maior quantidade de feldspato alcalino.; Afloramento P7: D) Rocha
enriquecida em granada (granada-gnaisse?).; E) Migmatito?. F) Minerais de granada na cor
castanho avermelhado, com comprimento entre 1 e 2 cm........................................................47
Figura 22: Fotomicrografia da lâmina SST197: A) Foliação S1 marcada pela orientação
preferencial de agregados de biotita, de grãos de quartzo e de grãos e agregados de feldspatos.;
B) Fenocristal de feldspato potássico, e grãos de quartzo alongados.; C) Intercrescimento
mimerquitico em cristal de plagioclásio.; D) Intercrescimento mimerquitico em cristal de
plagioclásio a nicóis cruzados. .................................................................................................49
Figura 23: Fotomicrografia da lâmina SST198: A) Plagioclásio mostrando contato
extremamente irregular, embaiando feldspato alcalino.; B) Grãos de biotita em forma de
lamelas.; C) Fibras de sillimanita substituindo grão de biotita.; D) Grão de feldspato potássico
com inclusão.............................................................................................................................50
Figura 24: Fotomicrografia da lâmina SST199: A) Grãos de feldspato alcalino com limites
irregulares; B) Grão de feldspato potássico com pertitas. C) Grão de granada, com inclusões de
mineral alterado.; D) Agregados de biotita marrom.; E) Sillimanita em fibras.; F) Grão de
quartzo com inclusão.;..............................................................................................................52
Figura 25: Fotomicrografia da lâmina SST200: A) Feldspato potássico com pertitas.; B)
Fenocristal de granada com inclusão de mineral alterado.; C) Grãos de feldspato alcalino com
junção tríplice e limites corroídos.; D) Agregados de biotita.; E) Biotita anédrica, intersticial e
sillimanita fibrosa. ....................................................................................................................53
Figura 26: Características macroscópicas das rochas da Formação Apoteri. A) Amostra P4A1.
Basalto de textura afanítica.; B) Amostra P4A2. Basalto com amigdalas preenchidas
principalmente por calcita e clorita. .........................................................................................55
Figura 27: Fotomicrografia da lâmina SST195: A) Destaque para a granulometria, muito fina,
minerais opacos e minerais de alteração.; B) Minerais a nicóis cruzados, com grande presença
de cristais em forma de ripas....................................................................................................56
Figura 28: Fotomicrografia da lâmina SST196: A) Grão de calcita em meio a matriz de
granulação muito fina.; B) Calcita preenchendo vesícula no centro, e plagioclásio alterado nas
bordas. ......................................................................................................................................57
Figura 29: Descrição macroscópica das rochas da unidade Formação Serra do Tucano.
Afloramento P1: A) Amostra P1A1: arenito fino.; B) Amostra P1A2: de arenito fino.; C)
Amostra P1A3: arenito fino médio...........................................................................................58
Figura 30: Descrição macroscópica das rochas da unidade Formação Serra do Tucano.
Aforamento P2: A) Amostra P2A1: arenito fino, friável e rico em caulinita.; B) Amostra P2A2:
arenito oxidado.; C) Amostra P2A3: lamito com laminação plano paralela.; D) Amostra P2A4:
argilito maciço.; F) Argilito maciço, detalhe para processo secundário de laterização. ..........59
Figura 31: A) Aspectos estruturais das rochas do Grupo Cauarane. Afloramento P5: A) Veios
de quartzo extensionais.; B) Rocha fraturada e com incipiente acamamento. .........................60
Figura 32: Aspectos estruturais das rochas do Grupo Cauarane. Aforamento P6: A) veio de
quartzo subparalelo a foliação.; B) Veio de quartzo cortando a foliação. C) Gnaisse com
foliação S1 muito bem desenvolvida.; D) Gnaisse fraturado....................................................60
Figura 33: Aspectos estruturais das rochas do Grupo Cauarane. Afloramento P7.; A) Gnaisse
foliado.; B) Megacristais de granada (até 3 cm) e filmes descontínuos de minerais máficos.
Foliação S1 conferida pela orientação preferencial de forma dos agregados máficos e félsicos.;
C) Gnaisse mais fino, com foliação muito penetrativa.; D) Granada-Gnaisse fraturado.; E)
Dobras locais, sem raiz e veio quartzo-feldspático dobrado. ...................................................61
Figura 34: Aspectos estruturais das rochas da Formação Serra do Tucano. Afloramento P1: A)
Estratificação cruzada, cortada por uma fratura.; B) Arenito acamadado.; C) Fraturas no topo
da camada 3. .............................................................................................................................63
Figura 35: Aspectos estruturais das rochas da Formação Serra do Tucano. Afloramento P2: A)
Arenito fino com acamamento plano paralelo.; B) Arenito fraturado......................................63
Figura 36: Mapa geológico.......................................................................................................75
Figura 37: Mapa da rede de drenagem. ....................................................................................76
Figura 38: Mapa de feiçoes lineares da rede de drenagem.......................................................76
Figura 39: Mapa de alinhamentos de drenagem.......................................................................77
Figura 40: Mapa de quebras positivas e negativas de relevo ...................................................77
Figura 41: Mapa de zonas homólogas......................................................................................78
Figura 42: Mapa fotogeológico com transectos para os campos..............................................78
9
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO ERRO!
INDICADOR NÃO DEFINIDO.
1.1 APRESENTAÇÃO Erro!
Indicador não definido.
1.2 OBJETIVOS Erro!
Indicador não definido.
1.2.1 Objetivos Específicos Erro!
Indicador não definido.
1.3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO Erro!
Indicador não definido.
1.4 MATERIAIS E METÓDOS Erro!
Indicador não definido.
1.4.1 Materiais utilizados Erro! Indicador não definido.
1.4.2 Métodos Erro! Indicador não definido.
1.5 ASPECTOS GEOGRÁFICOS Erro! Indicador não definido.
1.5.1 Planalto Dissecado Norte da Amazônia Erro! Indicador não definido.
1.5.2 Depressão Marginal Norte do Amazonas Erro! Indicador não definido.
1.5.3 Depressão Boa Vista Erro! Indicador não definido.
1.6 POTENCIALIDADE GEOECONÔMICA Erro! Indicador não definido.
2 GEOLOGIA REGIONAL ERRO! INDICADOR NÃO DEFINIDO.
2.1 CONTEXTO GEOTECTÔNICOErro! Indicador não definido.
2.1.1 Evolução Geotectônica Erro! Indicador não definido.
2.2 LITOESTRATIGRAFIA Erro! Indicador não definido.
2.2.1 Grupo Cauarane - 2235 ± 19 Ma, Pb/Pb em zircão Erro! Indicador não
definido.
2.2.2 Suíte Metamórfica Murupu Erro! Indicador não definido.
2.2.3 Suíte Metamórfica Rio Urubu - 1966 ± 37 Ma, Pb-Pb em zircão Erro! Indicador
não definido.
2.2.4 Suíte Serra da Prata- 1934 Ma, Pb-Pb; 1740 Ma, U-Pb Erro! Indicador não definido.
2.2.5 Formação Apoteri - 135 Ma Ar-Ar Erro! Indicador não definido.
2.2.6 Formação Serra do Tucano Erro! Indicador não definido.
2.2.7 Formação Boa Vista Erro! Indicador não definido.
2.2.8 Formação Areias Brancas Erro! Indicador não definido.
2.2.9 Depósitos Recentes Erro! Indicador não definido.
3 RESULTADOS/ GEOLOGIA LOCAL ERRO! INDICADOR NÃO DEFINIDO.
3.1 INTRODUÇÃO Erro! Indicador não definido.
3.2 UNIDADES LITOLÓGICAS Erro! Indicador não definido.
3.2.1 Aspectos de Campo Erro! Indicador não definido.
3.2.1.1 Grupo Cauarane Erro! Indicador não definido.
3.2.1.2 Formação Apoteri Erro! Indicador não definido.
3.2.1.3 Formação Serra do Tucano Erro! Indicador não definido.
3.2.1.4 Formação Areias Brancas Erro! Indicador não definido.
3.2.2 Petrografia (macro e microscópica) Erro! Indicador não definido.
3.2.2.1 Grupo Cauarane Erro! Indicador não definido.
3.2.2.2 Formação Apoteri Erro! Indicador não definido.
3.2.2.3 Formação Serra do Tucano Erro! Indicador não definido.
10
3.3 GEOLOGIA ESTRUTURAL Erro! Indicador não definido.
3.3.1 Grupo Cauarane Erro! Indicador não definido.
3.3.2 Formação Serra do Tucano Erro! Indicador não definido.
4 DISCUSSÕES E EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA ERRO! INDICADOR NÃO
DEFINIDO.
5 CONCLUSÕES ERRO! INDICADOR NÃO DEFINIDO.
REFERÊNCIAS ERRO! INDICADOR NÃO DEFINIDO.
11
1 INTRODUÇÃO
1.1 APRESENTAÇÃO
Roraima é o estado mais setentrional do Brasil, possui área territorial de 225.116,10 km²
e tem Boa Vista como capital (IBGE, 2021). É seccionada pela linha imaginária do Equador,
sendo Boa Vista a única capital brasileira completamente 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 et al., 2006). A região desempenha papel importante no
entendimento da evolução do Cráton e das principais características geotectônicas do escudo das
Guianas, sendo considerada uma região bem diversificada em domínios litoestruturais e, por
conseguinte em tipos litológicos - motivos suficientes para despertar o interesse de estudo de
geólogos do Brasil inteiro para a região (REIS et al., 2003).
Contudo, os primeiros levantamentos geológicos sistemáticos ocorreram somente por
volta da década de 70. Em 1975 realizou-se Projeto Radar na Amazônia (RADAM) que utilizou
imagens aéreas de radares de aviões para fins de mapeamentos de toda a região, estendendo-se
para todo Brasil através do RADAMBRASIL, os quais contêm inúmeras descrições de material
geológico. Além disso, diversos estudos atuais mais refinados têm contribuído para o
entendimento geodinâmico de sua evolução crustal (REIS et al., 2003).
Do convênio entre o DNPM/CPRM e projeto RADAM Brasil surgiu 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 et al, 2003).
Ainda assim, a geologia do estado de Roraima carece de estudos mais minuciosos, afim
de melhor definir os limites das unidades e descrever melhor seus termos litológicos. Trabalhos
pioneiros como de Fraga (2002) já elencavam unidades tais qual a Suíte Metamórfica Rio Urubu
para estudos futuros, devido à pouca quantidade de informações disponíveis. Anos depois,
inúmeros ainda são os trabalhos que apontam para essa necessidade, como Almeida e
Nascimento (2020) que classificam a localidade como uma das regiões do Brasil menos
12
conhecidas geologicamente. Além disso, escassos são os trabalhos que abordam a Bacia do
Tacutu e seu embasamento cristalino em escala de detalhe.
Portanto, com esta atividade de mapeamento espera-se contribuir, ainda que de maneira
modesta, a um melhor entendimento da geologia da Bacia do Tacutu e demais locais visitados.
Diante da importância das bacias sedimentares para exploração de recursos naturais, sobretudo
petróleo e gás, com este trabalho espera-se agregar conhecimento acerca da geologia do estado
de Roraima. A comunidade geológica poderá se beneficiar de dados preliminares acerca dos
diversos afloramentos descritos, que poderão futuramente serem detalhados à minucias, enquanto
a população local será favorecida com uma investigação geológica do município, além da
contribuição para popularização da ciência.
1.2 OBJETIVOS
Realizar um mapeamento geológico na região nordeste do estado de Roraima, mais
precisamente no munícipio do Bonfim, utilizando uma escala de mapeamento de 1:125.000,
abrangendo domínios litológicos formados por rochas sedimentares e cristalinas
1.2.1 Objetivos Específicos
i. Revisar a geologia da porção nordeste de Roraima e com foco no município do Bonfim;
ii. Refinar em uma escala menor, principalmente a partir do geoprocessamento a porção
norte do município do Bonfim;
iii. Reconhecer as unidades litoestratigráficas da Bacia do Tacutu e seu embasamento
cristalino;
iv. Classificar macroscopicamente e microscopicamente as rochas dos diversos afloramentos
visitados;
v. Contribuir para o entendimento da geologia de Roraima.
1.3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO
O município de Bonfim localiza-se no extremo leste do estado de Roraima, sendo o
núcleo urbano próximo à fronteira com a Guiana. A cidade é limitada ao norte com município
de Normandia; ao sul com o município de Caracaraí; ao leste com a República da Guiana e a
oeste com os municípios de Boa Vista e Cantá.
13
O acesso a sede do município de Bonfim dá-se a partir da capital Boa Vista pela BR-
401 (Figura 1), distando cerca de 125 km. A área especifíca desta pesquisa está distante 80 km
de Boa Vista, e 39 km cerca de Bonfim. Situada a 79 metros de altitude, a Serra do Tucano
com desnível médio de 150 m em relação à planície, e ponto mais elevado com cota de 320 m
(FALCÃO, 2007), é um conhecido ponto turistico do municipio.
Figura 1: Mapa de localização.
Fonte: o autor.
No município de Bonfim as áreas de estudo possuem acesso relativamente fácil aos
afloramentos, pelo fato de serem rotas ususais para atividades prácias de campo do curso de
Geologia, além de alguns afloramentos acessíveis por meio de trilhas e pela vicinal BOM-170.
A excursão à campo aconteceu durante os dias 21 e 23 de julho, nos quais foram
visitados um total de 7 afloramentos. No primeiro ponto aconteceu a descrição de três perfis
litológicos na Serra do Tucano, e posteriormente foi descrito os termos litológicos da Formaçao
Apoteri. No segundo dia visitou-se três serras que correspondem ao Grupo Cauarane e, no
entanto, não foi possível visitar os afloramentos correspondentes à Suíte Metamórfica Rio
14
Urubu, por se tratar de uma propriedade privada sem possibilade de acesso (figura 2).
Figura 2: Mapa de afloramentos visitados.
Fonte: o autor
1.4 MATERIAIS E METÓDOS
1.4.1 Materiais utilizados
A primeira etapa deste estudo contou principalmente de um levantamento bibliográfico.
Para tanto, realizou-se pesquisa documental por meio de artigos, relatórios de empresas,
dissertações de mestrado, teses de doutorado, etc., relacionados a geologia da área abrangendo
geomorfologia, hidrologia, e seu aspecto social e econômico, além da obtenção de dados de
sensoriamento remoto.
Para a etapa de excursão a área de trabalho utilizou-se ferramentas como martelos de
geólogo (petrográfico e estratigráfico) com porta-martelo, marretas e cinzeis e sacos plásticos
para guardar as amostras. Posteriormente, na etapa pós-campo, aconteceu a confecção de 6
lâminas delgadas, no Laboratório de Laminação - LABLAM, sendo 2 lâminas para a Formação
Apoteri e 4 lâminas para o Grupo Cauarane. A descrição em nível microscópico aconteceu no
15
Laboratório de Petrologia - LABPETRO, onde se utilizou o microscópico de luz polarizada da
marca Nickon.
Para coleta de informações de campo se fez uso do GPS da marca Garmin, e para coletar
dados estruturais a bússola de geólogo (Brunton ou Clar) com estojo. Na descrição macroscópica
se utilizou a lupa binocular marca Opton, com aumento de 10x a 20x e cordão de amarração,
canivete múltiplas funções (suíço ou similar), caderneta de campo, de capa dura, com porta-
caderneta, lápis / grafite, borracha, régua pequena, transparente, milimetrada, imã, placa de
porcelana branca, fosca (para teste de traço), ácido clorídrico diluído (10%), em frasco, câmera
fotográfica, estojo, escala fotográfica padronizada, trena de bolso (5 a 10 m), mapas topográficos
e geológicos, fita crepe (para identificar amostras), pincel, óculos de proteção contra impacto de
fragmentos / lascas. As cores descritas para as amostras seguiram a classificação segundo a escala
de Munsell.
1.4.2 Métodos
Revisão bibliográfica sobre a geologia da região desde uma escala continental até um
nível mais específico no qual corresponde ao Domínio Guiana Central, porção leste do estado de
Roraima, destacando seu posicionamento geotectônico, geocronológico e litoestratigráfico.
Os dados de sensoriamento remoto, referentes as imagens ópticas do satélite LANDSAT
8, sensor OLI nas bandas espectrais de 2 a 8, dia 03/01/20230, na órbita ponto 232/58 com
resolução espacial de 30m e 15m após processamento em softwares de sistema de informação
geográfica (SIG), os quais foram fornecidos gratuitamente pelo site Serviço Geológico dos
Estados Unidos (United States Geological Survey- Earth Explorer). Em seguida adquiriu-se o
SRTM (Shuttle Radar Topography Mission), para gerar o Modelo de Elevação Digital (MDE) e
base cartográfica disponibilizada pelo Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE) e
geológica pela Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM).
Os referidos dados foram tratados e integrados em ambiente de sistema de informação
geográfica, através do software ArcGis 10.5 (ESRI - Instituto de Pesquisa de Sistemas
Ambientais e SPRING (Sistema de Informação de Informações Georreferenciadas), que
permitiram a elaboração de mapas diversos, como por exemplo, localização da área de estudo,
drenagem (anexos B, C e D), relevo (anexo E), zonas homólogas (anexo F) e o principal deles, o
mapa fotogeológico com os transectos realizados em campo (anexo G).
16
1.5 ASPECTOS GEOGRÁFICOS
A área de estudo localiza-se no leste do estado de Roraima, no município de Bonfim.
Abrange uma superfície de 8.095,319 km² inserida no bioma Amazônia, com a maior parte do
território composto por vegetação do tipo savana parque (lavrado) e o restante pertencente a
espécies típicas da floresta ombrófila (MORAIS; CARVALHO, 2015).
A área possui relevo plano, elevações isoladas e fortemente onduladas. O maior rio que
banha o munícipio é o Tacutu, maior da fronteira entre Brasil e Guiana. O clima é definido em
dois períodos: das chuvas, que vai de abril a setembro, e verão, que vai de outubro a março
(CPRM, 2014).
Roraima tem alta diversidade geomorfológica, com terrenos que variam de superfícies
muito baixas a extremamente alta, como o monte Roraima, ou terrenos planos, localizados ao
sul. Em razão da diversidade, há uma classificação proposta pela CPRM (2014) que se baseia em
Unidades Morfoestruturais e Morfoesculturais. No estado há duas Unidades Morfoestruturais:
Terrenos Proterozoicos do Escudo das Guianas e Domínio das Coberturas Sedimentares
Fanerozoicas. Conforme figura 3 o município de Bonfim está posicionado quase inteiramente na
poção que corresponde quase inteiramente as Coberturas Sedimentares Fanerozoicas.
Por sua vez, os Terrenos Proterozoicos do Escudos das Guianas são divididos em sete
Unidades Morfoesculturais, e de acordo com a figura 4, três destas estão presentes no município
de Bonfim, a Depressão de Boa Vista, Depressão Marginal Norte do Amazonas e Planalto
Dissecado Norte da Amazônia.
1.5.1 Planalto Dissecado Norte da Amazônia
O planalto tem contato com Planalto do Interflúvio Amazonas-Orenoco, Planaltos
Residuais de Roraima e Depressão Marginal Norte da Amazônia. É entalhado em rochas ígneas
e metamórficas, exibem vários tipos de dissecação: superfícies aplainadas retocadas ou
degradadas, colinas amplas e suaves, colinas dissecadas e morros baixos. Localiza-se no centro-
oeste do estado, nos rios Urariquera e Mucajaí. O relevo é constituído por colinas dissecadas e
morros baixos, com vales inseridos (CPRM, 2014).
A serra do Tucano, esculpida sobre rochas sedimentares da Formação Serra do Tucano, é
uma representante desta unidade. Sua gênese remonta a eventos transpressionais e transtensionais
relacionados à formação do Gráben do Tacutu. Sua direção preferencial é NE-SW e o relevo foi
17
classificado como morros e serras baixas. Na serra nascem igarapés contribuintes da bacia do
Tacutu, como o Javari e o do Mel (CPRM, 2014).
Figura 3: Roraima segmentado de acordo com as Unidades Morfoestruturais. Destaque em vermelho para o
município do Cantá.
Fonte: CPRM (2014), modificado pelo autor.
1.5.2 Depressão Marginal Norte do Amazonas
A Depressão Marginal Norte do Amazonas é a maior Unidade Morfoescultural
identificada em Roraima, ocupando cerca de 31% da superfície do estado. Constituído por
superfície aplainada com terrenos conservados, exibem lagos e relevos ondulados com distintos
graus de dissecação. Apresentam altitudes de 80 a 160 metros, sendo o compartimento com mais
baixa altitude (CPRM, 2014).
18
1.5.3 Depressão Boa Vista
A Depressão de Boa Vista ocorre no nordeste de Roraima e está totalmente cercada pela
superfície de aplainamento da Depressão Marginal Norte do Amazonas, estabelecendo uma única
e extensa superfície aplainada que corta o estado de norte a sul. Essa grande área plana é resultado
de um fenômeno de pediplanação plio-pleistocênica que atuou regionalmente sobre os
sedimentos da bacia sedimentar do Tacutu (CPRM, 2014).
Ocupa cerca de 7% da superfície do estado, abrangendo parcialmente os municípios de
Boa Vista, Alto Alegre, Pacaraima, Normandia e Bonfim. Suas altitudes oscilam entre 100 e 130
metros. A monotonia do relevo é interrompida restritamente por remanescentes residuais, sendo
as s serras Murupu, da Moça, do Flechal, do Urubu e do Marauaí exemplos de inselbergs (CPRM,
2014).
Figura 4: Mapa de Unidades Morfoesculturais em Roraima. Destaque em vermelho para o município do Bonfim.
Fonte: CPRM (2014), modificado pelo autor.
19
1.6 POTENCIALIDADE GEOECONÔMICA
Segundo dados do IBGE (2021) o município de Bonfim faz parte do bioma Amazônia, as
principais culturas são: arroz, milho, mandioca e abóbora, sendo o principal produtor de arroz
irrigado de Roraima, com perspectivas de expansão da cultura.
Ainda com relação à agricultura, o município possui um grande potencial para a soja (na
região do Tucano) e para outras culturas de ciclo curto, a exemplo da melancia, da acerola e do
maracujá. Na área da pecuária, a vocação é para pecuária de corte de caráter tradicional, com
baixos rendimentos IBGE (2021).
O recurso hídrico é utilizado para o ecoturismo, irrigação, navegação e abastecimento
populacional. No município utiliza-se majoritariamente água subterrânea dos poços sob controle
da CAER (Companhia de Águas e Esgoto de Roraima) (MORAES; JORDÃO, 2002).
Nos igarapés próximos dos corpos granitoides da Suíte Metamórfica Rio Urubu encontra-
se o mineral zirconita com alta concentração (CPRM, 1999), no entanto ainda sem uso
econômico. A extração de rochas ornamentais é um comércio bem comum, onde se dão ênfase
para os biotita-hornblenda monzograníticos porfiríticos da Suíte Metamórfica Rio Urubu.
Charnockitos da Suíte Serra da Prata ainda não são aproveitados no município, embora
apresentem alto potencial para uso na construção civil (CPRM, 2008).
Por último, Reis et al. (2003) indicam que no município de Bonfim os principais recursos
econômicos são insumos para agricultura, recursos e rochas industriais, metais não ferrosos e
semimetais, material de uso na construção civil, gemas e metais nobres. Os autores novamente
apontam a ocorrência de rocha ornamental associada a Suíte Metamórfica Rio Urubu mais
especificamente na localidade do Igarapé Arraia.
20
2 GEOLOGIA REGIONAL
2.1 CONTEXTO GEOTECTÔNICO
O estado de Roraima ocupa a porção central do Escudo das Guianas, inserido ao norte do
Cráton Amazonas. O Cráton por sua vez é definido como uma porção continental estável da placa
Sul-Americana e uma das maiores do mundo, com seus quase 4.500.000 km2
segundo Almeida
et al. (2000).
Conforme figura 5, O Cráton Amazonas é coberto por bacias fanerozoicas no nordeste
(Maranhão), central (Amazônia), sul (Xingu - Alto Tapajós), sudoeste (Parecis) e oeste
(Solimões) e limitado a oeste pelo Cinturão Orogênico dos Andes, e a leste e sudeste pelo
Cinturão de dobramento Neoproterozoico do Araguaia (SANTOS et al., 2000).
Figura 5: Principais feições geotectônicas da América do Sul.
Fonte: Almeida e Hasui (1984) modificado por Fraga (2002).
Através dos anos diversos pesquisadores somaram esforços na tentativa de propor um
modelo evolutivo para o Cráton Amazonas. Por um lado, Hasui et al. (1984), e Costa e Hasui
(1997), entre outros fixistas, elaboraram modelos de evolução que foram baseados em dados
estruturais, geofísicos e geocronológicos (métodos K-Ar e Rb-Sr). Alternativamente, os
21
mobilistas (CORDANI et al., 1979; TASSINARI; MACAMBIRA, 1999, 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.
A fim de melhor compreender essa evolução cratônica, o mesmo é dividido em 6
principais províncias geocronológicas: Amazônia Central, Maroni-Itacaiunas; Rio Negro –
Juruna, Ventuari – Tapajós, Rondoniano – San Ignácio e Sunsás por Tassinari e Macambira
(1999) enquanto Santos et al. (2000) reconhecem 7 províncias geocronológicas principais e uma
faixa de cisalhamento para o Cráton Amazonas: Carajás - Imataca - 3,10-2,53 Ga, juvenil;
Transamazônico (Guianas) - 2,25-2,00 Ga, juvenil; Tapajós - Parima- 2.10-1.87 Ga, juvenil;
Amazônia Central - 1,88-1,70 Ga, reciclagem crustal; Rio Negro- 1,86-1,52 Ga, colisional;
Rondônia - Juruena - 1,76-1,47 Ga, juvenil; e Sunsás - 1,33-0,99 Ga, colisional (incluindo o
Cinturão de Cisalhamento K'Mudku - 1,10-1,33 Ga) (figura 6).
Figura 6: Cráton Amazonas e sua subdivisão em províncias. Limites de idades de acordo com os dados disponíveis
no princípio de 2006.
Fonte: Santos et al. (2006).
Logo, o modelo de Tassinari e Macambira (1999) difere do de Santos et al. (2000) em
números de províncias geocronológicas, nas suas idades isotópicas e nos métodos utilizados,
gerando duas possíveis hipóteses para a evolução. Para Tassinari e Macambira (2004), as
províncias Ventuari - Tapajós, Rio Negro - Juruena e parte das províncias Maroni - Itacaiúnas e
22
Rondoniana - San Ignácio evoluíram através de sucessivos arcos magmáticos produzindo
acreções continentais a partir de magmas derivados do manto superior. Por outro lado, a evolução
da Província Sunsás e de parte das províncias Rondoniana - San Ignácio e Maroni - Itacaiúnas
parece estar associada principalmente a processos de colisão continental (figura 7).
Figura 7: Províncias gecronológicas do Cráton Amazônico e domínios tectônicos.
Fonte: Tassinari e Macambira (2004) modificado por Fraga et al. (2020).
Apesar da existência de dois modelos geocronológicos amplamente difundidos, para uma
melhor integração dos dados geológicos do estado de Roraima, Reis et al. (2003) propõem uma
divisão em domínios tectonoestratigráficos. Com base em critérios litológicos e estruturais o
arcabouço geológico do estado é dividido em domínios litoestruturais (figura 8).
Nessa divisão, Reis et al. (2003), apresentam 4 domínios principais: a) Urariquera
(WNW-ESE a E-W), terreno vulcano-plutônico-sedimentar em 1,98-1,78 Ga; b) Guiana Central
(NE-SW), cinturão de alto grau em 1,94-1,93 Ga e Associação AMG (1,5 Ga); c) Parima (NW-
SE a E-W), terreno granito greenstone em 1,97-1,94 Ga e d) Anauá - Jatapu (NW-SE, NE-SW e
N-S), terreno granito-gnáissico em 2,03-1,81 Ga. Os dois últimos domínios foram posteriormente
renomeados como domínios Surumu e Uatumã-Anauá.
23
Figura 8: Domínios litoestruturais do Estado de Roraima de acordo com Reis e Fraga (1998, 2000). Destaque em
vermelho para a localização da área de estudo. Traços preto representam os altos estruturais do embasamento.
Fonte: REIS; FRAGA (2000).
Conforme figura 9, é possível visualizar uma comparação com as províncias
geocronológicas de Tassinari e Macambira (2004), onde o Domínio Guiana Central está
geocronologicamente inserido na província Ventuari-Tapajós, apesar da proximidade geográfica
com a província Maroni-Itacaiúnas. Além do mais, conforme Fraga et al. (2020) e a definição de
novos cinturões tectônicos, considera que o Domínio Guiana Central é produto do Cinturão
Cauarane-Curuni e Cinturão Rio Urubu, à medida que o Domínio Surumu corresponde ao
Cinturão Ígneo Orocaima (figura 7). No modelo geocronológico/geotectônico de Santos et al.
(2000), o Domínio Guiana Central é incluído na Província K’Mudku.
A Província Maroni - Itacaiúnas contorna a Província Amazônia Central, definindo uma
larga faixa na borda norte- nordeste do Cráton Amazonas com evolução principal ocorrida no
intervalo de 2,2 a 1,95 Ga (i.e., Ciclo Transamazônico). Após a abertura oceânica e formação de
uma crosta juvenil entre 2,26 e 2,20 Ga, seguiram-se movimentos convergentes em ambiente de
arco de ilha, gerando magmatismo dominantemente tonalítico (TTG) e sequências greenstone no
intervalo de 2,18 a 2,13 Ga. Com o fechamento da bacia de arco e de evolução para movimentos
24
sinistrais, produziram-se magmas graníticos e bacias preenchidas com detritos a cerca de 2,10
Ga (TASSINARI; MACAMBIRA, 2004).
Figura 9: Províncias Geocronológicas do Cráton Amazônico segundo a concepção de Tassinari e Macambira (2004)
e compartimentação em domínios estruturais (Reis et al., 2003, 2006).
Fonte: Almeida e Nascimento, 2020.
Dita província, mostra maior aderência com a geologia da parte central do Escudo das
Guianas. Porém grandes áreas dos cinturões Cauarane-Curuni, Orocaima e Rio Urubu, que
mostram uma evolução dentro do referido intervalo, extrapolam a Província Maroni-Itacaiúnas
(FRAGA et al., 2020) e correspondem a Província Ventuari-Tapajós (ALMEIDA;
NASCIMENTO; 2020). Nesta província se situam geocronologicamente o Domínio Surumu, no
nordeste do estado; parte do Domínio Parima, no noroeste; e parte Domínio Guiana Central, no
centro do estado, intrudido por uma associação AMG (anortosito/gabro-mangerito-granito-
rapakivi) e afetado por cisalhamento de cerca de 1,2 Ga (Evento K’Mudku) e Domínio Uatumã-
Anauá, no sudeste (TASSINARI; MACAMBIRA, 2004).
Enquanto a Província Ventuari-Tapajós trunca o segmento NE-SW do cinturão Maroni-
Itacaiúnas, sendo que os limites geográficos com este cinturão não são claramente definidos, pois
o contato entre essas duas províncias parece ser transicional, através de uma interdigitação
tectônica com as idades das rochas se tornando menores à medida que se passa do cinturão
granulítico para esse domínio (TASSINARI; MACAMBIRA, 2004).
25
Geologicamente, essa província contrasta fortemente com a Maroni-Itacaiúnas, que
possui predomínio de granulitos e rochas metavulcano-sedimentares. Na Província Ventuari-
Tapajós predominam granitos gnáissicos de composição quartzo-diorítica a granodiorítica,
formados entre 1,95 e 1,8 Ga, a partir de processos de diferenciação mantélica ocorridos pouco
tempo antes da formação das rochas, caracterizando a atuação de um arco magmático. Estas
rochas apresentam predominantemente trends estruturais NW-SE e N-S e, em geral, estão
afetadas por metamorfismo da fácies anfibolito (TASSINARI; MACAMBIRA, 2004).
Assim, a porção centro-norte de Roraima com prolongamento através da Guiana e
Suriname é denominada de Domínio Guiana Central. Assinala lineamentos estruturais NE-SW,
impressos em unidades litológicas do Paleo e Mesoproterozoico. Seus limites ao norte e sul estão
em grande parte encobertos por sedimentos cenozoicos ou obliterados por intrusões graníticas
(REIS et al., 2003). O domínio possui embasamento ortoderivado composto essencialmente por
(meta)granitoides, gnaisses, milonitos (Complexo Rio Urubu), granulitos e charnockitos
deformados (Suíte Serra da Prata). Restos de sucessões de rochas metavulcanossedimentares de
alto grau também são descritas (Grupo Cauarane) (ALMEIDA; NASCIMENTO, 2020).
O Domínio Surumu ocupa o quadrante nor-nordeste de Roraima e revela um importante
arranjo de lineamentos estruturados em E-W a WNW-ESE e NW-SE, onde predominam granitos
e vulcanitos em corpos alongados, bem como extensa cobertura sedimentar junto à fronteira com
a Guiana e Venezuela. A su-sudoeste do domínio ocorrem rochas metassedimentares (REIS et
al., 2003).
O Domínio Parima recobre a porção oeste de Roraima e revela uma forte estruturação
NW-SE a E-W (mesopotâmia Mucajaí - Urariquera). O arcabouço estrutural E-W, mais a leste
do domínio é similar àquele do Domínio Surumu e sugere sua integração em um arranjo de zonas
de cisalhamento em um quadro de esforços transpressivos (REIS et al., 2003).
Por último, o Domínio Uatumã-Anauá recobre o quadrante sudeste de Roraima e articula-
se em um arranjo de lineamentos com direções NW-SE e NE-SW, com duas principais áreas de
ocorrência de granitos neste domínio: o Terreno Martins Pereira–Anauá, localizado na parte norte
e nordeste, e unidades com idades entre 2,03 Ga (Complexo Metamórfico Anauá) a 1,96 Ga
(Grupo Uai-Uai, Granito Serra Dourada e Suíte Intrusiva Martins Pereira) e; Terreno Igarapé
Azul - Água Branca na porção sudoeste do Domínio Uatumã-Anauá, caracterizado por granitos
calci-alcalinos com idades situadas no intervalo 1,88 a 1,90 Ga (granitos Igarapé Azul e Água
Branca) (REIS et al., 2003).
26
2.1.1. Evolução Geotectônica
O estado de Roraima contém as principais feições geotectônicas do Escudo das Guianas,
sendo que a maior parte dos limites entre esses domínios encontra-se encoberta por sedimentos
cenozoicos – que por vezes registram reativações neotectônicas - ou obliterados por intrusões
graníticas (REIS et al., 2003).
Os terrenos que correspondem ao Cráton Amazonas – e que foram por muito tempo
considerados principalmente de idade arqueana – apresentam uma história em Roraima com
expressivas articulações tectono-estruturais moldadas ao longo do Orosiriano (2,05-1,80 Ga),
Ectasiano/ Esteniano (1,30-1,20 Ga) e Sinemuriano (200 Ma), assumindo assim idades
paleoproterozoicas e mesoproterozoica e com características principalmente acrescionárias
(FRAGA et al., 2020).
O Cinturão Guiana Central é uma feição que atravessa o Escudo das Guianas, no extremo
norte da América do Sul, desde as proximidades da cidade de Paramaribo no Suriname, passando
pela Guiana e pelos estados de Roraima e Amazonas, no Brasil. No estado de Roraima o limite
sul do CGC é muito bem demarcado pela Falha do Itã (FRAGA, 2002). Enquanto o Domínio
Guiana Central, conforme proposto por Reis et al. (2003), ou Cinturão de Cisalhamento
K’Mudku (SANTOS et al., 2000) ocupa a porção centro-norte de Roraima e mantém
correspondência com o Cinturão Guiana Central ou Faixa K’Mudku (ALMEIDA;
NASCIMENTO, 2020).
Na parte central do Escudo das Guianas, um cinturão de rochas supracrustais de alto grau
metamórfico com forma sinuosa, denominado Cinturão Cauarane-Coeroeni (“Curuni”) se
destaca como a principal feição tectônica (FRAGA et al., 2020). Este cinturão supracrustal é
limitado ao norte por um cinturão de caráter essencialmente vulcano-plutônico – o Cinturão
Ígneo Orocaima – com idades de 1,99-1,96 Ga e, ao sul, por granitoides e gnaisses com idades
de 1,96-1,92 Ga do Cinturão Rio Urubu (FRAGA et al., 2020).
De acordo com Almeida e Nascimento (2020), o Domínio Guiana Central corresponde
aos domínios Cauarane-Curuni e Urubu (respectivamente, domínios 22 e 24 na figura 8),
enquanto Fraga et al. (2009), inclui o domínio no cinturão Cauarane-Curuni. Neste domínio
ocorrem lineamentos estruturais dominantemente NE-SW a ENE-WNW, coincidentes com a
direção da Faixa K’Mudku.
A linearidade expressa pelo CGC resulta então da recorrência de processos de formação
de rocha, deformação e metamorfismo em diferentes fases de evolução do Escudo das Guianas
ao longo desta marcante direção de fraqueza, que esteve ativa pelo menos até o Mesozoico com
27
a instalação do Graben do Tacutu. Dessa forma, as feições estruturais mais antigas de cada
segmento do CGC evoluíram, da mesma forma, durante eventos deformacionais distintos, e sob
diferentes condições de temperatura (FRAGA, 2002).
O conjunto mais antigo de feições no DGC, que caracteriza um evento denominado D1,
está restrito às unidades paleoproterozoicas e inclui feições deformacionais dúcteis
desenvolvidas sob temperaturas muito altas a partir de 600o
-650o
C (FRAGA, 2002). As idades
se concentram no intervalo de 1,96-1,92 Ga, com um máximo em 1,95-1,93 Ga e registram um
período importante de magmatismo e metamorfismo na região a sul do Cinturão Cauarane-
Curuni (FRAGA et al., 2020).
Contrastando com o magmatismo de nível crustal raso bem preservado ao norte do
Cinturão Cauarane-Curuni ao longo do Cinturão Ígneo Orocaima, o Cinturão Rio Urubu é
composto por granitoides e gnaisses foliados e migmatitos, incluindo lentes de granulito
(FRAGA et al., 2020).
No Brasil, o Cinturão Rio Urubu compreende granitoides e gnaisses do tipo A das
unidades Igarapé Branco e Igarapé Miracelha, rochas charnockíticas da Suíte Serra da Prata,
corpos gabroicos deformados, granitos do tipo S da unidade Curuxuim e granulitos da unidade
Barauana, além de granitoides e gnaisses do Cinturão Rio Urubu, ainda pobremente caracterizado
(FRAGA et al., 2020).
As idades obtidas para os gnaisses Igarapé Branco e Igarapé Miracelha e rochas
charnockíticas da Suíte Intrusiva Serra da Prata são bastante concordantes entre si, e
geologicamente coerentes. Os valores, interpretados como idades de cristalização dos diversos
protólitos ígneos, concentram-se em um intervalo de 10 Ma, entre 1.933 ± 1 Ma e 1.943 ± 5 Ma
caracterizando um importante período de magmatismo na porção central do Cinturão Guiana
Central (CGC) (FRAGA, 2002).
Fraga et al. (1998) e Fraga (2000) propuseram a colocação de granitoides da Suíte
Metamórfica Rio Urubu no CGC, após o metamorfismo de alto grau e deformação polifásica
registrados pelas supracrustais (Kanuku e Cauarane). Estes granitoides foram posteriormente
deformados sob temperaturas das fácies anfibolito, durante um evento deformacional então
denominado Guiana Central (FRAGA, 2000).
Os gnaisses da Suíte Metamórfica Rio Urubu dispõem idades em 1.943 ± 7 Ma, possuem
geoquímica comparável àquela de granitos do tipo I, onde é sugerido o retrabalhamento de fontes
crustais com assinatura de subducção na geração magmática, sendo improvável uma
correspondência com suítes calcialcalinas expandidas de arcos magmáticos modernos (REIS et
al., 2003).
28
No interior do DGC, charnockitos com textura ígnea preservada ocorrem junto com tipos
metamórficos com bandamento e também a ortognaisses sendo interpretadas como um arco
magmático, cuja evolução envolve a formação de rochas em ambiente orogênico relacionado à
subducção. Charnockitos com idades na faixa 1.89 – 1.82 Ga mantêm correspondência com
magmatismos charnockito Jaburu do Domínio Anauá – Jatapu. Mais de um magmatismo
charnockítico ocorre na região das serras Prata e Mucajaí, cuja idade em 1,56 Ga deve ser
relacionada a fácies mangerítica identificada na Suíte Intrusiva Mucajaí, que engloba ainda
granitos rapakivi (REIS et al., 2003).
Um segundo conjunto, relacionado ao evento D2 afeta tanto as unidades paleo- como as
mesoproterozoicas e envolve feições estruturais registrando temperaturas moderadas a baixas,
em torno de 400o
-450o
C, em ambiente rúptil-dúctil (FRAGA, 2002). Idades K-Ar, Rb-Sr e 40Ar-
39Ar em muscovita e biotita com valores entre 1,24 e 1,08 Ga foram obtidas para a porção norte
e central do escudo e refletem o rejuvenescimento isotópico e aquecimento regional durante o
Episódio K’Mudku (FRAGA et al., 2020), portanto as idades do Evento Deformacional D2 é
semelhante ao Episódio K’Mudku.
No Escudo das Guianas, o Episódio K’Mudku foi responsável pelo desenvolvimento de
zonas de milonitos, sob temperaturas moderadas a baixas (400o
-450o
C), reativando as principais
feições tectônicas da parte central e norte do Escudo das Guianas, resultando em uma rede de
zonas de cisalhamento NE-SW, E-W, NW-SE e NNW-SSE que concentraram a deformação
(FRAGA et al., 2020).
A Província K’Mudku forma um cinturão milonítico relacionado a uma colisão
continental em torno de 1,20 Ga. A foliação milonítica revela acentuado mergulho para NW,
onde associa-se uma lineação de estiramento mineral de alto rake e cinemática reversa,
interpretada como de transpressão. As feições microestruturais registram a atuação de um evento
deformacional cisalhante, na transição rúptil – dúctil, em condições de baixa temperatura e
pressão, na fácies xisto verde (REIS et al., 2003).
Além disso, o complexo AMG de Mucajaí representa um magmatismo mesoproterozóico,
anorogênico, encaixado ao longo do Cinturão Guiana Central, aproximadamente 400 milhões de
anos após o último evento de geração de rochas ígneas deste setor crustal, representado pelo
magmatismo em torno de 1,94 Ga. A colocação da associação AMG na região de Mucajaí, foi
acompanhada pela intrusão de diversos corpos de granitoides rapakivi (e rochas básicas), na
porção oeste do escudo, devendo refletir um processo extensional regional (FRAGA, 2002). Na
região de Mucajaí, corpos de granitóides tipo A e tipo C foram colocados, sincinematicamente
em um período de aproximadamente 10 Ma (FRAGA, 2002).
29
Finalmente, um terceiro conjunto na porção nordeste da área, estruturas NW-SE engloba
feições rúpteis geradas durante a instalação, mesozóica do Graben do Tacutu (FRAGA, 2002).
A Bacia do Tacutu representa uma reativação mesozoica extensional em unidades litológicas do
Paleo e Mesoproterozoico. A abertura do rifte que originou a Bacia no Domínio Guiana Central
também resultou em um enxame de diques com direções NE-SW e E-W que secionam as
unidades precedentes do Domínio Urariquera. As idades Ar-Ar disponíveis para estes diques
apontam valores na faixa de 197,4 ± 1,9 Ma e 201,1 ± 0,7 Ma, período Jurássico (Sinemuriano)
(REIS et al., 2003).
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, 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 (EIRAS; KINOSHITA,
1998).
As propostas de evolução crustal apresentadas sugerem evidências nos escudos das
Guianas e do Oeste Africano, na forma de lineamentos permanentes e ativos no manto,
servindo de padrão de deslocamento da crosta associado à ruptura da porção sul do Atlântico
Norte (VAZ; WANDERLEY FILHO; BUENO, 2007). Conforme descrito em Eiras e
Kinoshita (1998), 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, conforme
figura 10.
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, aconteceram as primeiras deposições de calcários
lacustres e folhelhos da Formação Manari (EIRAS; KINOSHITA, 1998).
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
(EIRAS; KINOSHITA, 1998). Por conseguinte, depositaram-se os estratos vermelhos da
FormaçãoTacutu seguidos dos arenitos da Formação Tucano.
30
Figura 10: Seção estratigráfica esquemática da bacia do Tacutu.
Fonte: EIRAS; KINOSHITA (1998.
A fase pós-rifte evidencia um evento de tectônica transcorrente resultado da colisão
entre a placa continental da América do Sul e as placas de Nazca e Caribe, com isso houve
uma restruturação do gráben configurando a atual paisagem (EIRAS; KINOSHITA, 1998).
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; Wanderley Filho; Bueno (2007)
de acordo com a figura 11.
Por fim, o embasamento da Bacia do Tacutu é constituído por metagrauvacas, metacherts
ferríferos reunidos no Grupo Cauarane e gnaisse kinzigíticos, calcissilicáticas e metacherts
pertencentes a Suíte Metamórfica Murupu, ortognaisses da Suíte metamórfica Rio Urubu e
charnockitos reunidos na Suíte Intrusiva Serra da Prata (VAZ; WANDERLEY FILHO; BUENO,
2007).
31
.
Figura 11: Carta estratigráfica da Bacia do Tacutu.
Fonte: Vaz; Wanderley Filho; Bueno (2007), modificado por Cruz (2019).
2.2 LITOESTRATIGRAFIA
2.2.1 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.
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).
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
(CPRM, 2010).
32
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). Demonstram aspecto vítreo, e
ocorrem em pequenas proporções (CPRM, 2010).
Já as rochas cálcissilicáticas, anfibolitos e metacherts apresentam cores variadas de cinza
esverdeado a escuro, e sua granulação varia de fina a média, 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).
2.2.2 Suíte Metamórfica Murupu
A unidade, no que corresponde ao Domínio Guiana Central é caracterizada por gnaisses
kinzigíticos, calcissilicáticos e metacherts na fácies granulito. As rochas exibem-se localmente
migmatizadas e milonitizadas, cujas zonas espelham um efeito de retrometamorfismo na fácies
xisto verde (REIS et al., 2003).
Ocorrem ainda como xenólitos ou megaenclaves nos ortognaisses e (meta)granitóides da
suíte Rio Urubu. A foliação e/ou bandamento metamórfico não exibe continuidade na encaixante
e registra o prévio fechamento e deformação da bacia à colocação das rochas Rio Urubu
(FRAGA, 1999). Essas feições estruturais têm sido relacionadas pela autora a um evento
deformacional compressivo, heterogêneo e sob condições de temperatura da fácies anfibolito.
2.2.3 Suíte Metamórfica Rio Urubu - 1966 ± 37 Ma, Pb-Pb em zircão
Abrange um conjunto de biotita gnaisses e biotita-hornblenda-gnaisse, ortognaisse e
metagranitóides, com subordinadas lentes de quartzo mangerito e quartzo-jotunitos gnáissicos e
leucognaisses. Exibem foliações gerada sob condições de temperatura de fáceis anfibolito
(CPRM, 1999; FRAGA, 2002). Os minerais essenciais são: quartzo, feldspato alcalino,
plagioclásio, biotita e hornblenda (CPRM, 1999).
33
Os ortognaisses apresentam-se na região norte e sul da área; a região sul localiza-se no
contato tectônico, falha de Itã, e; a região norte, localiza-se no Domínio Guiana Central. Próximo
do rio Branco, o contato oeste ocorre com as rochas da Serra da Prata (CPRM, 2000).
Biotita gnaisses e biotita-hornblenda gnaisses caracterizam-se por ter coloração cinza,
granulação média grossa e feições magmáticas. Metagranitóides são porfiríticos e tem baixa
presença de foliação (CPRM, 1999).
2.2.4 Suíte Serra da Prata- 1934 Ma, Pb-Pb; 1740 Ma, U-Pb
Localiza-se na parte central de Roraima, constituída por charnockitos com associação ao
Granito tipo A e rochas máficas. O granito tipo A é representado pelas unidades informais
Granito Igarapé Branco e Granito Igarapé Miracelha. As rochas máficas são pequenos corpos de
gabronoritos inclusa na suíte e nas unidades informais com presença de enclaves (FRAGA,
2002).
A suíte abrange charnockitos (sienograníticos a monzograníticos), alcalifeldspato-
charnockitos, hiperstênio-quartzo-sienitos, quartzo-mangeritos e quartzo junitos caracterizados
por coloração cinza-amarronzada a cinza-esverdeado, com texturas variando entre
hipidiomórfica a alotriomórfica, granular a inequigranular, granulação média a grossa e presença
de megacristais de feldspatos. Essas rochas têm como encaixante a Suíte Metamórfica Rio Urubu
(FRAGA, 2002).
No aspecto petrográfico caracteriza-se pela assembleia de minerais: álcalis feldspato,
quartzo, plagioclásio e ortopiroxênio. Os minerais acessórios são zircão, minerais opacos e
apatita. Textura rapakivi e antirapakivi são observadas ao olho nu, e o plagioclásio apresenta
antipertiticos (FRAGA, 2002).
A Suíte Serra da Prata é dividida em três corpos: Serra da Prata, Igarapé Grande e Igarapé
Roxinho, sendo distinguidos pela sua composição. O corpo Serra da Prata é caracterizado por
rochas deformadas, constituídas por minerais máficos hidratados, anfibólio e biotita, enquanto o
corpo Igarapé Grande é constituído por charnockitos, clinopiroxênio granito e hornblenda biotita
granito subordinados. Estes últimos exibem texturas rapakivi e antirapakivi. O corpo Igarapé
Roxinho é constituído por (clinopiroxênio)-(hornblenda)-biotita granitos, e ausência de
ortopiroxênio (FRAGA, 2002).
34
2.2.5 Formação Apoteri - 135 Ma Ar-Ar
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, KINOSHITA, 1990).
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, 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.
2.2.6 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.
Em trabalho detalhado nesta unidade, Reis; Nunes; Pinheiro (1994) determinaram duas
fácies sedimentares inter-relacionadas: fácies de canal (barras de granulometria 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). E a fácies de planície de inundação, representada por uma sequência
de arenitos finos, creme a amarelados e siltitos avermelhados via de regra oxidados, com estrutura
de grandes fendas de ressecamento e laminação plano paralela. Ocorrem ainda pelitos e
conglomerados (WANKLER, 2016).
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).
35
Dentre as formações que correspondem à bacia do Tacutu,e que possuem afloramentos,
apenas a Formação Serra do Tucano e Formação Tacutu possuem registro fóssil. O primeiro
achado fóssil (icnofósseis) data do ano de 2007 (SOUZA; SAMPAIO, 2007) e diz respeito a
Formação Serra do Tucano, em seguida no ano de 2009 verificou-se a ocorrência de lenhos
fósseis (SOUZA et al., 2009) correspondente a Formação Tacutu. Posteriormente em 2011,
comprovou-se a ocorrência de icnofósseis e impressões carbonosas em ambas as formações
(LOPES; SOUZA; HOLANDA, 2011).
Na Formação Serra do Tucano, na fácies arenítica com estratificação cruzada, são
encontrados escavações e tubos (paleotocas); já na fácies pelítica de depósitos de planície de
inundação foram encontrados e coletados icnofósseis, tipo bioturbações, e impressões carbonosas
de plantas (MELO et al., 2012).
Cerca de de 10 anos depois uma série de novos achados contribuiram para um melhor
entendimento da evolução da paisagem de Roraima a partir de dados paleontológicos. Até o
momento foram encontrados registros fósseis de do tipo icnofósseis, troncos, impressões de
plantas, charcoal (carvão vegetal) e fragmentos de lenhos silicificados (SANTOS, 2015).
2.2.7 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, apresentando localmente perfis lateríticos imaturos com desenvolvimento
de solos podzólico e hidromórfico (REIS et al., 2001). CPRM (2004) inclui ainda a ocorrência
secundária de siltitos e argilitos.
2.2.8 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.
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
36
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).
2.2.9 Depósitos Recentes
Ao longo do Holoceno dispõem- se terraços aluviais sub- recentes e aluviões (areais,
cascalhos e, menos frequentemente, argilas) distribuem-se nos leitos e terraços dos principais
cursos d’água que drenam a região (MONTALVÃO et al., 1975). Configuram grande expressão
nas principais redes de drenagem, como em grande parte do curso dos rios Branco, Urariquera,
Mucajaí, Tacutu, Maú, Amajari, Surumu, Parimé e afluentes maiores. Os sedimentos ativos de
calha dos rios geralmente afloram sob a forma de praias, ficando, no entanto, submersos na maior
parte do período de cheia (REIS et al., 2003).
37
3 RESULTADOS/ GEOLOGIA LOCAL
3.1 INTRODUÇÃO
Esta pesquisa aconteceu no município do Bonfim, previamente mapeado pela CPRM
(2004), e afim de evitar a proliferação de termos, optou-se por utilizar os mesmos publicados
anteriormente.
Na região estudada foram individualizadas unidades litológicas paleoproterozoicas e
mesozoicas, além de uma extensa cobertura cenozoica. As unidades investigadas foram o Grupo
Cauarane, Formação Serra do Tucano, Formação Boa Vista e Formação Areias Brancas (figura
12).
Figura 12: Mapa geológico esquemático da região estudada.
Fonte: CPRM (2004).
38
As unidades paleoproterozóicas correspondem a diversos tipos de rochas paraderivadas e
gnaisses foliados; englobados no Grupo Cauarane. As unidades paleoproterozoicas distribuem-
se segundo a estruturação regional NE-SW a E-W, e constituem o embasamento da Bacia do
Tacutu, de idade mesozoica.
As observações de campo dos cerca de 8 afloramentos visitados, integradas às descrições
prévias de projetos como CPRM (1999), possibilitaram a documentação de ao menos um evento
deformacional ocorrido na história geológica da região. Em adição, o estudo petrográfico de 6
lâminas delgadas permitiu a caracterização textural e mineralógica das unidades mapeadas.
3.2 UNIDADES LITOLÓGICAS
3.2.1 Aspectos de Campo
3.2.1.1 Grupo Cauarane
As rochas dessa unidade afloram em diversos morros isolados pela cobertura sedimentar
cenozoica a noroeste da Serra do Tucano. Excelentes exposições não foram encontradas na
região. As rochas variam de levemente a moderadamente alteradas, entretanto a unidade é
constituída de diferentes tipos texturais.
A localidade onde está o primeiro afloramento P5 corresponde a Fazenda Esmeralda do
Norte, coordenadas N08.19758 e W03.55482, cota altimétrica de 129 metros (figura 13-A). A
encosta do morro é coberta por blocos rolados, centimétricos, com os maiores alcançando 70 cm.
À parte da colina inteiramente formada por estes blocos, não há material in situ. A vegetação é
típica de lavrado, com vegetação rasteira e raras árvores de médio porte.
As rochas estão bastante escurecidas em razão do intemperismo, mas quando retirada a
capa de alteração é revelada uma coloração esbranquiçada, variando desde um tom mais rosado
até uma tonalidade acinzentada. Desde a base do morro até seu topo o material rochoso está
bastante fraturado (figura 13-B). A mineralogia principal é de quartzo, reconhecível pela cor
leitosa, e a fratura conchoidal. Além disso, aparece um incipiente acamamento em diversos
blocos (figura 13-C).
No afloramento P6, coordenadas N08.229457 e W03.54407, cota altimétrica de 148 m,
novamente trata-se da vertente de um morro, com vegetação muito semelhante ao afloramento
P5, à exceção da maior presença de arbusto de médio e baixo porte (figura 13-D). A rocha sã
apresenta coloração cinza escura, granulação média e um bandamento perceptível por conta da
distinção entre minerais máficos e félsicos.
39
Figura 13: Rochas da unidade Grupo Cauarane. Afloramento P5: A) Quartizitos afloram na forma de blocos rolados.;
B) Aspectos macroscópico dos quartzitos, quase inteiramente formados por quartzo leitoso e muito fraturados.; C)
Cristais de quartzo, em uma matriz de composição indefinida (Gravauca?).; D) Afloramento P6 (morro à direita) e
P7 (morro à esquerda).; E) Afloramento P7 e P7 afloram em forma de lajedos.
Fonte: o autor.
Um terceiro afloramento, P7, ocorre em outro morro, coordenadas N08.24084 e
W03.54107, cota altimétrica 160 m. Trata-se de um lajedo em uma região de lavrado (figura 13-
E), com espaçadas árvores de médio porte. Comum a todos as exposições da região, o
A
D
B
C
E
40
intemperismo confere uma coloração escura as rochas. A mineralogia é marcada por uma grande
quantidade de minerais de granada, que chegam a perfazer até 2% do volume da rocha. Ditos
minerais alcançam até 3 cm, de coloração castanho-avermelhada, e forma irregular, variando
entre elipsoides e círculos.
3.2.1.2 Formação Apoteri
Aflora especificamente no Morro do Redondo (figura 14-A). A localidade possui
coordenadas N08.15101 e W03.54309 e cota altimétrica de 164 metros. O relevo é sobretudo
plano, e se encontrava alagado em razão das recentes chuvas, ainda assim foi possível ter uma
boa observação do afloramento.
As exposições rochosas na encosta do morro correspondem a blocos rolados e matacões,
altamente alterados. Estes podem alcançar até 30 cm, e possuem forma bastante irregular e
angular. Diversas rochas apresentam grande quantidade de pequenas cavidades, descritas como
vesículas ou amígdalas em função da forma e do tipo de mineral que as preenchem (figura 14-
B). Em menor número estão os lajedos. Os blocos maiores encontram-se visivelmente fraturados,
no entanto optou por não realizar a coleta de dados estruturais, em razão de se tratarem de
material alóctone.
Figura 14: Rochas da unidade Formação Apoteri. A) Afloramento P4, Morro do Redondo.; B) Aspectos
macroscópicos dos basaltos repletos de cavidades.
Fonte: o autor.
A B
41
3.2.1.3 Formação Serra do Tucano
O afloramento P1 corresponde ao Morro da Antena, uma elevação de cerca de 150 metros
localizado nas coordenadas N03.58288 e W 08.17985 (figura 15-A). A descrição litológica
aconteceu especificamente em um paredão com cerca de 1.6 metros de altura, muito próximo à
sede da fazenda, e de um pequeno curso d’água (figura 15-B). Esta é uma excelente exposição
rochosa, com muitas das estruturas ainda bem preservadas.
A caminho do paredão o solo se encontra repleto de fragmentos rochosos rolados, e de
granulometria mais fina, representada possivelmente por siltitos e lamitos completamente
alterados. Outros blocos maiores formam lajedos onde é possível observar que o intemperismo
realça as principais estruturas da rocha, resultando em cavidades preenchidas por matéria vegetal.
O arenito fino possui inúmeras camadas bioturbardas, e claras estratificações cruzadas (figura
15-C) além da presença de impressões que aparentam ser de lenhos fósseis (figura 15-D).
Figura 15: Rochas da unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P1: A) O relevo nesta região possui um
padrão cuestiforme.; B) Arenito com estratificação cruzada, plano horizontal.; C) Arenito com acamamento.; D)
Vestígio fóssil do tipo impressão vegetal, provavelmente de um tronco.
Fonte: o autor.
A B
C D
42
Toda a exposição rochosa está moderadamente alterada, onde a base (camada 1) é
formada por um arenito fino, matriz ferruginosa, grãos subarrendados e esfericidade baixa e cor
vermelho escuro. Tem espessuras de aproximadamente 60 cm, representada pela amostra P1A1
(figura 16).
A camada 2 trata-se novamente de um arenito fino com predominância de minerais de
coloração mais clara (possivelmente caulinita) que a camada sobreposta. Grãos subarrendados a
arredondado e baixa esfericidade. Nesta camada se encontra a impressão de um lenho fóssil
(figura 16). Tem espessura de cerca de 30 cm, representada pela amostra P1A2.
Por último (camada 3), o topo corresponde a um arenito médio de cor amarelo pálido e
composição majoritariamente de quartzo e argilominerais. Apresenta grânulos com tamanho de
0,8 mm e grãos subarrendados, e de esfericidade baixa, com pequenas cavidades nas superfícies
e bastante sujo. A camada possui estratificação cruzada (figura 16), e algumas vezes cruzada
acanalada. O topo da camada se encontra bastante fraturado. Tem espessura de aproximadamente
70 cm, representada pela amostra P1A3.
Figura 16: Unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P2: A) Visão geral do afloramento (visada SE-NW).;
B) Croqui destacando diferentes camadas observadas.
Fonte: o autor.
Enquanto o afloramento P2 está localizado nas coordenadas N03.17906 e W60.63524. O
acesso é realizado por meio da vicinal BOM-170, margem esquerda sentido BR-401. A cota
altimétrica é de 185 metros, correspondente ao afloramento comumente conhecido como Murici
II. A exposição rochosa é do tipo corte de estrada, altamente alterado, e acontece de ambos os
lados da vicinal em uma área de lavrado (figura 17).
43
O perfil litoestratigráfico tem pouco mais de cinco metros de altura, composto por 5
camadas (figura 17), mais uma espessa camada de solo e material retrabalhado pela ação
antrópica. Apenas três litologias foram identificadas, com características muito semelhantes,
sendo esta majoritariamente argilosa. As camadas são distinguidas por diferentes níveis que
variam entre as cores amarelo, laranja e vermelho, com tons mais claros ou mais escuros. O
bloco tem continuidade lateral de cerca de 40 metros, sendo caracterizado como um perfil
granocrescente, e de camadas que possuem gradação normal, porém entre a camada 4 e o topo o
contato é do tipo é brusco.
Figura 17: Unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P2: A) Visão geral do afloramento (visada SE-NW).;
B) Croqui destacando diferentes camadas observadas. Escala: 1,7 m.
Fonte: o autor.
A base do perfil (camada 1) é inteiramente formada por um arenito bastante friável. A
camada é composta por grãos com granulometria fina a média e coloração amarelo moderado.
Esta camada é caracterizada internamente por uma laminação plano paralela e um sistema de
fraturas. Possui grãos angulosos a subangulosos, de baixa esfericidade e pobremente
selecionados. Tem espessura de cerca de 1,5 m, representada pela amostra P1A2 (figura 18).
A camada 2 corresponde a um silte arenoso também muito friável. Possui coloração
branco amarelada. Apresenta granulometria de silte grosso a areia fina, com grãos angulosos a
subangulosos e seleção moderada. Tem espessura de cerca de 80 cm, representada pela amostra
P1A2 (figura 18).
Sobreposto a esta camada, a camada 3 trata-se de um arenito com granulometria entre
areia fina a média, coloração amarelo pálido e presença de manchas esbranquiçadas,
possivelmente caulinita. É caracterizada internamente por uma estrutura majoritariamente
maciça, apesar de também apresentar uma estrutura de estratificação acanalada
incipiente. Tem espessura de cerca de 2 m, representada pela amostra P1A3 (figura 18).
44
Sobreposto a esta camada, a camada 4 tem 1,5 m de espessura e coloração amarelo pálido,
novamente com porções vermelhas esbranquiçadas. Esta camada apresenta granulometria areia
fina a média, com grãos angulosos a subangulosos, baixa esfericidade e pobremente
selecionados. Novamente há presença de manchas esbranquiçadas, possivelmente caulinita e
óxidos e hidróxidos de ferro. É caracterizada internamente por uma estrutura maciça. Tem
espessura de cerca de 2 m, representada pela amostra P1A4 (figura 18).
Figura 18: Perfil litológico do afloramento P2.
Fonte: o autor.
O topo (camada 5) trata-se de um conglomerado, onde os grãos são formados por
fragmentos rochoso (litoclastos). É a única camada discordante das demais, registrando um
contato abruto com a camada subjacente (figura 18). Tem espessura de cerca de 30 cm.
45
3.2.1.4 Formação Areias Brancas
O afloramento P3 está localizado nas coordenadas N03.43803 e W59.93784 na margem
direita da RR-401 sentido Bonfim com cota altimétrica de 85 metros. A localidade é uma “caixa
de empréstimo” denominação dada a escavações de onde retiram piçarra para a pavimentação da
vicinal (figura 19-A).
Figura 19: Unidade Formação Areias Brancas. A) Afloramento descrito como correspondente a unidade Formação
Serra do Tucano.; B) Fragmento de rocha de granulometria muito fica.; C) Arenito médio a grosso laterizado.
Fonte: o autor.
Corresponde a um arenito médio a grosso, completamente alterado. Por conta da umidade,
as cores variavam de um laranja pálido gradando para um laranja forte, com destaque para os
fragmentos rochosos de coloração mais avermelhada (figura 19-B). Os blocos maiores
apresentam grandes quantidades de fragmentos rochosos incorporados, de composição mais fina,
possivelmente siltitos (figura 19-C). Não foi possível coletar dados estruturais como acamamento
ou paleocorrente, em razão da natureza alóctone do material.
A
B
C
46
3.2.2 Petrografia (macro e microscópica)
3.2.2.1 Grupo Cauarane
As variedades texturais identificadas no âmbito do afloramento P5 exibem rochas de
composição quase inteiramente formadas por quartzo leitoso ou chert. O quartzo corresponde ao
principal mineral, desde uma variedade mais hialina até sua versão mais fumê. Para nenhuma das
amostras coletadas no afloramento P5 confeccionou-se lâmina delgada.
No afloramento P5, a amostra P5A1 diz respeito a um quartzito (figura 20-A), rocha de
granulação fina, textura granoblástica e cor rosa esbranquiçado. Composição quase inteiramente
formado por quartzo. Em algumas porções da rocha é possível observar uma incipiente fratura
conchoidal. Alguns poucos minerais de coloração avermelhada podem se tratar de óxidos e de
hidróxidos de ferro ou sericita. Quanto ao bandamento, a rocha é majoritariamente não foliada
(rocha maciça), embora seja possível descrever uma foliação milimétrica, menor que 1 cm, do
tipo estratificação sedimentar, em função dos minerais de cor cinza (argilominerais?).
Figura 20: Rochas do embasamento paleoproterozóico. Afloramento P5: A) Amostra P5A1: quartzito.; B) Amostra
P6A2: metachert.; C) Amostra P6A3: brecha metamórfica.
Fonte: o autor.
A B
C
47
Ainda do mesmo afloramento, a amostra P5A2 diz respeito a um metachert (figura 20-
B), rocha de granulação fina, textura granoblástica e cor cinza esverdeado. Trata-se de uma rocha
maciça, de composição quartzo fumê e quartzo hialino, chert, e possivelmente calcedônia. Em
algumas porções é possível observar minerais completamente oxidados (hematita?), além de um
mineral de cor escura, brilhoso, que pode se tratar possivelmente de uma biotita.
A amostra P5A3 é possivelmente uma brecha metamórfica (figura 20-C). Possui textura
granoblástica, granulação média, e cor vermelho esbranquiçado. Minerais de quartzo hialino
preenchem cavidades formando pequenas drusas (entre 1 e 3 cm), além de fragmentos rochosos,
como por exemplo uma fina de camada de menos de 1 cm, que aparenta se tratar de uma rocha
sedimentar de granulometria muito fina.
No afloramento P6 ocorrem gnaisses foliados (figura 21-A), cinza a vermelho enegrecido.
A amostra P6A1 possui textura granoblástica, com pórfiros de feldspato alcalino. Apresenta
bandamento contínuo, e com a espessura milimétrica. A foliação S1 é conferida pela orientação
preferencial de agregados máficos e agregados de feldspatos, com cristais de feição ocelar de
aproximadamente 1 cm, destacando-se do restante da granulação fina. A mineralogia é de
minerais de coloração clara, quartzo branco e feldspatos alaranjados, além de ripas de
plagioclásio, intercalados com leitos de minerais mais escuros (máficas), como biotita e
anfibólio.
Com respeito a amostra P6A2 (figura 21-B), esta é muito semelhante a amostra P6A1, e
possui cinza a vermelho enegrecido, textura granoblástica, com pórfiros de feldspato alcalino.
Apresenta bandamento contínuo, e, no entanto, difere quanto a espessura das bandas, que podem
alcançar até 1 cm, e a granulação média. Quanto a composição, a amostra P6A2 apresenta maior
quantidade de feldspato alcalino (figura 21-C), seguido por minerais de coloração clara, quartzo
branco e plagioclásio, intercalados com leitos de minerais mais escuros (máficas), como biotita
e anfibólio. Os minerais de feldspato potássico de cor alaranjada possuem hábito prismático e
clivagem bem definida, alguns em forma oscelar maiores que 1 cm.
A amostra P7A1, afloramento P7, trata-se possivelmente de um migmatito, textura
granoblástica, com pórfiros de granada, granulação grossa (figura 21-D), cor cinza enegrecido.
Composta por minerais de coloração clara, quartzo branco e feldspatos alaranjados, plagioclásio,
lamelas de biotita e anfibólio, granada e possivelmente clorita. Minerais de feldspato potássico
bem formados, minerais de granada com até 1 cm, de forma circular, e em concentração de até
2% na rocha e secundariamente grandes minerais de biotita e plagioclásio.
48
Figura 21: Rochas do embasamento paleoproterozóico. Afloramento P6: A) Amostra P6A1: gnaisse bandado.
Foliação S conferida pela orientação preferencial de forma dos agregados máficos e félsicos.; B) Amostra P6A2:
gnaisse com feldspato potássico com feição oscelar.; C) Amostra P6A2: maior quantidade de feldspato alcalino.;
Afloramento P7: D) Rocha enriquecida em granada (granada-gnaisse?).; E) Migmatito?. F) Minerais de granada na
cor castanho avermelhado, com comprimento entre 1 e 2 cm.
Fonte: o autor.
As rochas do afloramento P6, amostra P6A2 (figura 21-E), correspondem a granada-
gnaisses e biotita como minerais máficos mais abundantes. Possui textura granoblástica, com
pórfiros de granada, estrutura foliada. Minerais de coloração clara, quartzo branco e feldspatos
alaranjados, plagioclásio, lamelas de biotita e anfibólio, granada e possivelmente clorita.
A B
C D
E F
49
Minerais de feldspato potássico bem formado, minerais de granada com até 1 cm, de forma
circular, e em concentração de até 2% (figura 21-F) na rocha e em menor quantidade pórfiros de
biotita e plagioclásio.
Para a localidade do afloramento P7, foram selecionadas duas amostras representativas
para a confecção Lâminas delgadas. A amostra P7A1 corresponde a lâmina polida SST197, e diz
respeito a um a gnaisse com biotita e granada como minerais máficos mais abundantes. Minerais
opacos, também ocorrem em quantidades acessórias. Apresenta granulação fina, com alguns
fenocristais. A foliação é contínua, suave e dividida em dois domínios, cada qual com cerca de 3
mm (figura 22-A). Assim, duas bandas são diferenciadas a partir da mineralogia, onde uma banda
é rica em biotita e outra rica em feldspato.
O primeiro bandamento tem textura nematoblástica, com minerais prismáticos
orientados. Grandes fenocristais de feldspato alcalino alcançam mais de 10 mm, em meio a
cristais bem menores (figura 22-B). O feldspato alcalino contém inclusões de quartzo e presenta,
assim como o plagioclásio, extinção ondulante. Ocorrem intercrescimentos mirmequíticos nos
grãos de plagioclásio (figura 21-C/D).
Os minerais de quartzo aparecem bastante fraturados, com fraturas em diferentes
direções. Não apresentam contato visível, com bordas cominuídas, estando circundado com uma
espécie de matriz cor alaranjada, possivelmente de alteração (oxidação?). Grãos de granada
aparem de tamanho diminuto, menor que 1 mm, bastante fraturados e de forma circular.
Um segundo bandamento tem textura lepdoblástica, com minerais máficos orientados.
Biotita algo alterada, aparece de forma anédrica, completamente irregular e fraturada. Estão
presentes também cristais de forma alongada, enquanto em menor quantidade os minerais de
anfibólio (hornblenda) apresentam formas mais euédricas.
A parte dos fenocristais, os grãos são muito pequenos, totalizando até 15% da lâmina, e,
portanto, difíceis de identificar as características individuais.
Minerais Essenciais: Feldspato potássico (35%), quartzo (20%) plagioclásio (10%), biotita
(10%), hornblenda (10%) e granada (5%),
Minerais Acessórios: minerais opacos (5%).
Minerais e Processos de Alteração: alteração do feldspato potássico (sericitização) (5%).
Nome da Rocha: biotita hornblenda gnaisse foliado.
50
Figura 22: Fotomicrografia da lâmina SST197: A) Foliação S1 marcada pela orientação preferencial de agregados
de biotita, de grãos de quartzo e de grãos e agregados de feldspatos.; B) Fenocristal de feldspato potássico, e grãos
de quartzo alongados.; C) Intercrescimento mimerquitico em cristal de plagioclásio.; D) Intercrescimento
mimerquitico em cristal de plagioclásio a nicóis cruzados.
Fonte: o autor.
A amostra P6A2 corresponde a lâmina polida SST198, e apresenta minerais de
granulação média, principalmente fenocristais de feldspato potássico. Estes se apresentam quase
euédricos, apesar de bastante fraturados. As fraturas são por vezes preenchidas com minerais de
alteração (figura 23-A).
A amostra é muito semelhante a lâmina STT198, com variações quanto ao tamanho dos
grãos, sobretudo os de feldspato alcalino que alcançam maiores dimensões, e a foliação. A
amostra apresenta foliação, porém pouco contínua. Tem textura granoblástica, e secundariamente
lepdoblástica. A foliação S1 é marcada por cristais de quartzo, e uma matriz muito fina - grãos de
0,5 mm - de material cominuído (quartzo, feldspato, epídoto e sericita).
Grandes fenocristais de biotitas, em forma de lamelas, por vezes alteradas (figura 23-B),
apresentam fios de sillimanita (figura 23-C). Biotita aparece com entrada penetrativa no mineral
hospedeiro, possivelmente alterada.
A B
1 mm
1 mm
mq
D
1 mm
1 mm
51
Feldspatos mostram avançado grau de alteração, e inclusão de outros minerais (figura 23-
D). E plagioclásios, anédricos, também exibem quartzo no interstício. Plagioclásios com macla
polissintética, alguns alongados, enquanto outros são tão pequenos que impossibilita uma
descrição mais precisa, reconhecíveis apenas pela extinção típica.
Listras de minerais opacos também são abundantes. Devido ao estado do metamorfismo
muitos grãos pequenos são indeterminados, e com formas arredondadas.
Figura 23: Fotomicrografia da lâmina SST198: A) Plagioclásio mostrando contato extremamente
irregular, embaiando feldspato alcalino.; B) Grãos de biotita em forma de lamelas.; C) Fibras de sillimanita
substituindo grão de biotita.; D) Grão de feldspato potássico com inclusão.
Fonte: o autor.
Minerais Essenciais: Feldspato potássico (40%), quartzo (10%) plagioclásio (10%), biotita
(10%), hornblenda (5%).
Minerais Acessórios: Minerais opacos, epidoto (10%), sillimanita (5%).
Minerais e Processos de Alteração: Sericitização no feldspato potássico e cloritização da biotita
(10%).
Nome da Rocha: biotita gnaisse.
A B
C 1 mm
1 mm 1 mm
D
1 mm 1 mm
52
Para o afloramento P7 selecionou-se as amostras P7A1 e P7A2 para confecção de lâminas
delgadas. A lâmina SST199, oriunda da amostra P7A1 possui granulação fina a média, o tamanho
dos grãos varia sem qualquer padrão, porém sempre com feições anédricas.
Grãos de feldspato potássico são por vezes maiores que 10 mm, e ocorrem na lâmina
quase que por completo. São fenocristais fraturados, anédricos, e de bordas irregular (figura 24-
A). O feldspato potássico está pouco alterado e possui intercrescimento (pertitas?) (figura 24-B).
Plagioclásio alongados algumas vezes exibem maclas, porém possuem tamanhos menores que 3
mm, e não formam cristais prismáticos.
Abundantes grãos de granada, incolores a nicóis cruzados, e de relevo médio a alto,
apresenta-se bastante fraturados, e por vezes com inclusões de quartzo. São de formato mais ou
menos circular, e podem alcançar até 8 mm (figura 24-C).
A biotita é encontrada em porções específicas da lâmina, na forma de agregados,
coloração marrom, e feição mais ou menos tabular (figura 24-D). Minerais de cor verde claro na
luz polarizada e a nicóis cruzados, sem forma definida, trata-se de biotita alterando para clorita e
anfibólios igualmente alterados.
Cristais de quartzo surgem em menor tamanho, entre 2 e 3 mm, geralmente cercados por
feldspato potássico. Cristais de maior tamanho apresentam inclusões (figura 24-E).
Grande quantidade de anfibólios (hornblenda marrom) apresentam margens corroídas,
com forte pleocroísmo para a cor marrom. Tais minerais possuem formato bastante irregular,
Entre os minerais acessórios predominam a titanita e sillimanita. Sillimanita aprece na
forma de fibras, com cor de interferência bastante intensa, desde um forte azul até uma rosa
marcante (figura 24-F). Poucos minerais opacos são observados. Cristais de titanita possuem
tamanho entre 6 e 8 mm, de forma irregular.
Minerais Essenciais: Feldspato potássico (35%), quartzo (20%), plagioclásio (10%), granada
(10%), hornblenda (5%) e biotita (5%).
Minerais Acessórios: Minerais opacos, titanita e sillimanita (10%).
Minerais e Processos de Alteração: Cloritização da biotita (5%).
Nome da Rocha: granada gnaisse.
53
Figura 24: Fotomicrografia da lâmina SST199: A) Grãos de feldspato alcalino com limites irregulares; B) Grão de
feldspato potássico com pertitas. C) Grão de granada, com inclusões de mineral alterado.; D) Agregados de biotita
marrom.; E) Sillimanita em fibras.; F) Grão de quartzo com inclusão.;
Fonte: o autor.
Por último, a lâmina SST200 corresponde a amostra P7A2. A amostra exibe textura
porfiroblástica, com bastante fenocristais de feldspato potássico. Estes geralmente mostram
tamanhos entre 7 e 10 mm, ocasionalmente fraturados. Também ocorre muitos plagioclásios com
contatos extremamente irregulares com feldspato alcalino. Pode ocorrer muito alterado por
A B
C D
E F
1 mm 1 mm
1 mm
1 mm
1 mm 1 mm
54
sericitização e apresentar intercrescimento mirmequítico no contato com plagioclásio (figura 25-
A).
Figura 25: Fotomicrografia da lâmina SST200: A) Feldspato potássico com pertitas.; B) Fenocristal de granada com
inclusão de mineral alterado.; C) Grãos de feldspato alcalino com junção tríplice e limites corroídos.; D) Agregados
de biotita.; E) Biotita anédrica, intersticial e sillimanita fibrosa.
Fonte: o autor.
A B
C D
E
1 mm
1 mm
1 mm
1 mm
1 mm
55
Fenocristais de granada se distribuem pontualmente por toda a lâmina. Apresentam
formato circular, bastante fratura, com fraturas em várias direções. As grandes quantidades dos
cristais de granada apresentam diminutas inclusões de quartzo (figura 25-B).
O plagioclásio, com maclas muito apagadas ou ausentes está comumente sericitizado.
Grãos de quartzo apresentam junção tríplice, porém com bordas corroídas (figura 25-C). Outros
pequenos cristais de quartzo se espalham caoticamente pela lâmina.
Cristais de biotita, menores que 2 mm, na forma de ripas se distribuem de forma caótica
em toda a lâmina (figura 24-D). Sillimanita ocupa fraturas nas biotitas, além de possivelmente
outros minerais resultado da alteração (figura 24-E).
Muito anfibólio marrom a avermelhado, tabular. Poucos minerais podem mostrar limites
retilíneos, sendo principalmente os minerais opacos. Sericita é o mineral de alteração mais
comum e cloritização da biotita.
Minerais Essenciais: Feldspato potássico (30%), quartzo, (15%) plagioclásio (10%), biotita
(10%), granada (10%) e hornblenda (5%).
Minerais Acessórios: Minerais opacos (5%), sillimanita (5%).
Minerais e Processos de Alteração: Sericitização no feldspato potássico e cloritização da biotita
(10%).
Nome da Rocha: biotita granada gnaisse.
3.2.2.2 Formação Apoteri
A rocha sã corresponde a amostra P4A1, a qual possui coloração cinza-azulado,
granulação fina a afanítica, provavelmente se tratando de um basalto toleítico. Conforme
descrição macroscópica, a rocha que origina o morro é extrusiva de textura, holocristalina, com
cristais tão pequenos que quase não são identificáveis sem auxílio do microscópio. A mineralogia
estimada é de minerias máficos, como piroxênios, anfibólios, olivinas e biotitas. O índice de cor
é melanocrático. O grau de cristalização é bastante fino, com grãos bem menores que 1 milímetro
(figura 26-A).
56
Figura 26: Características macroscópicas das rochas da Formação Apoteri. A) Amostra P4A1. Basalto de textura
afanítica.; B) Amostra P4A2. Basalto com amigdalas preenchidas principalmente por calcita e clorita.
Fonte: o autor.
Quanto a amostra P4A2, trata-se de uma rocha com textura afanítica, holocristalina.
equigranular e melanocrática. Esta se apresenta repleta de pequenas cavidades. Alguns blocos
podem ter o volume formado em até 30% de cavidades e 70% de rocha (figura 26-B). Quanto as
cavidades, estas são principalmente amígdalas, de formato elipsoidal, e por vezes mais circulares.
As rochas que contêm cavidades, são as que apresentam mais pronunciado processo de alteração.
As amígdalas no geral não ultrapassam 1 cm de comprimento, apesar apresentarem
coalescência. O preenchimento é sobretudo de calcita, mineral identificado pela baixa dureza,
clivagem proeminente em três direções e a rápida reação ao ácido clorídrico. Outros minerais
que as preenchem são a clorita e o quartzo. As vesículas apresentam tamanhos que variam de 0,2
mm a 1 mm, de formato irregular e por vezes arredondados.
Foram selecionadas as amostras P4A1 e P4A2 respectivamente representativas do basalto
e do basalto vesicular para confecção de lâmina delgada. A amostra P4A1, lâmina SST195
corresponde a uma rocha afanítica, de granulação muito fina, o que torna impossível a
A B
C
1 cm
57
individualização da maior parte dos minerais. É majoritariamente composta por matriz, menor
que 1 mm, e grande quantidade de minerais opacos (magnetita?).
O contato entre os grãos acontece por meio da matriz, sendo, portanto, uma rocha
hipocristalina e inequigranular. A nicóis descruzados há uma grande quantidade de minerais de
cor verde, menores que 2 mm, relevo baixo e anédricos, possivelmente se tratando de minerais
de alteração (figura 27-A).
Alguns minerais de piroxênio podem ser individualizados. Possuem distribuição caótica,
e são menores que 2 mm. São cristais finos, incolores a amarelo, e sem clivagem. Outros minerais
em forma de ripa são os plagioclásios, de tamanhos entre 1 e 2 mm (figura 27-B).
No geral, os minerais que podem ser descritos de forma individual não ultrapassam 1%
do volume da amostra. Logo, trata-se de uma rocha vulcânica, provavelmente um basalto.
Figura 27: Fotomicrografia da lâmina SST195: A) Destaque para a granulometria, muito fina, minerais opacos e
minerais de alteração.; B) Minerais a nicóis cruzados, com grande presença de cristais em forma de ripas.
Fonte: o autor.
Quanto a amostra P4A2, A amostra P4A1, lâmina SST196 é uma rocha afanítica, de
granulação muito fina, o que torna impossível a individualização de muitos dos minerais
presentes.
É principalmente composta por matriz, menor que 1 mm, e grande quantidade de minerais
opacos extremamente pequenos (magnetita?). O contato entre os grãos acontece por meio da
matriz, sendo, portanto, uma rocha hipocristalina.
A textura é do tipo inequigranular. A nicóis descruzados se destacam alguns fenocristais
de piroxênio e são os únicos que podem ser individualizados. Possuem distribuição caótica, e são
menores que 3 mm. São cristais anédricos, alguns de forma alongada.
A rocha possui inúmeras vesículas, a maioria de forma irregular, quase circular. Tal
feição perfaz até 10 % da amostra. O conteúdo das vesículas é principalmente de calcita incolor,
A B
1 mm 1 mm
58
que se destaque pelo tamanho em meio a uma matriz formada por minerais consideravelmente
menores (figura 28-A).
Algumas vesículas se apresentam preenchidas por camadas, sobretudo as vesículas
maiores. A borda é preenchida por plagioclásios já alterados, e mais ao centro trata-se unicamente
de calcita. Outros minerais em forma de ripa são pequenos plagioclásios, com macla bem
formada, que além de se cristalizar nas paredes das vesículas, apresentam distribuição menor que
1% na lâmina (figura 28-B).
Figura 28: Fotomicrografia da lâmina SST196: A) Grão de calcita em meio a matriz de granulação muito fina.; B)
Calcita preenchendo vesícula no centro, e plagioclásio alterado nas bordas.
Fonte: o autor.
3.2.2.3 Formação Serra do Tucano
No afloramento P1 afloram arenitos de granulometria fina, com mineralogia principal de
quartzo, e secundariamente óxidos de ferro e possivelmente caulinita, incipiente laminação plano
paralela, cor variando de um laranja pálido a vermelho amarronzado. Três amostras foram
coletadas, no entanto não apresentam marcantes diferenças texturais, com exceção da amostra
P1A3 que apresenta grão também do tamanho areia média. Estes se encontram bastante alterados
por conta do intemperismo (figura 29).
A B
1 mm 1 mm
59
Figura 29: Descrição macroscópica das rochas da unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P1: A) Amostra
P1A1: arenito fino.; B) Amostra P1A2: de arenito fino.; C) Amostra P1A3: arenito fino médio.
Fonte: o autor.
Quanto ao afloramento P2, a amostra P2A1 trata-se de um arenito muito semelhante ao
relatado no afloramento P1. Um arenito fino, de cor laranja pálido e composto de quartzo e
argilominerais (possivelmente caulinita) (figura 30-A). Com relação a amostra P2A2 tem-se um
arenito muito fino, e de composição quartzo, argilominerais e óxidos de ferro (minerais
possivelmente pesados). Cor laranja amarronzado e mais litificado (figura 30-B).
A amostra P2A3 trata-se de um lamito, composto por silte e argila de grãos muito fino, e
mineralogia principal de argilominerais dentre ele possivelmente caulinita e baixa concentração
de quartzo (figura 30-C). Por último a amostra P2A4 é um argilito branco com manchas
vermelhas, composto por argilominerais dentre eles possivelmente a caulinita, e de estrutura
maciça, com processo secundário de laterização semelhante a amostra P2A3 (figura 30-D).
A B
C
60
Figura 30: Descrição macroscópica das rochas da unidade Formação Serra do Tucano. Aforamento P2: A) Amostra
P2A1: arenito fino, friável e rico em caulinita.; B) Amostra P2A2: arenito oxidado.; C) Amostra P2A3: lamito com
laminação plano paralela.; D) Amostra P2A4: argilito maciço.; F) Argilito maciço, detalhe para processo secundário
de laterização.
Fonte: o autor.
3.3 GEOLOGIA ESTRUTURAL
3.3.1 Grupo Cauarane
O Grupo Cauarane foi estudado a partir de três afloramentos. No afloramento P5 não foi
possível obter medidas estruturais, pois se tratava de blocos rolados. Entretanto, observou-se que
além do intenso fraturamento das rochas, muitas ainda apresentam um acamamento bem
preservado (figura 31-A). Outra feição que merece destaque são os inúmeros veios de quartzo
(figura 31-B), que aparecem subconcordantes ao acamamento de algumas rochas.
A B
C D
61
Figura 31: A) Aspectos estruturais das rochas do Grupo Cauarane. Afloramento P5: A) Veios de quartzo
extensionais.; B) Rocha fraturada e com incipiente acamamento.
Fonte: o autor.
O afloramento P6 também apresenta grande quantidade de veios de quartzo, ora
concordante a foliação S1 (figura 32-A), ou cortando a foliação a baixo grau (figura 32-B).
Figura 32: Aspectos estruturais das rochas do Grupo Cauarane. Aforamento P6: A) veio de quartzo subparalelo a
foliação.; B) Veio de quartzo cortando a foliação. C) Gnaisse com foliação S1 muito bem desenvolvida.; D) Gnaisse
fraturado.
Fonte: o autor.
A B
A B
C D
62
As rochas mostram bandamento, do tipo gnáissico. As bandas são milimétricas, além da
presença constante da foliação S1 penetrativa e definida pela orientação preferencial da forma de
lâminas de agregados de feldspatos e de agregados máficoa (figura 32-C). Constantemente a
rocha se apresenta fraturada (figura 32-D), no entanto nenhum tipo de medida estrutural foi coleta
por entender que o material não estava in situ.
No afloramento P7 surgem bandas mais espessas de feldspato alcalino, sem forma
definida. O maior dos blocos, este com mais de 4 m, possivelmente o único autóctone, a foliação
S1 está a N48/25º SE, com as demais em paralelo em com ângulos muito próximos (figura 33-
A). A foliação é muito bem penetrativa (figura 33-B).
Figura 33: Aspectos estruturais das rochas do Grupo Cauarane. Afloramento P7.; A) Gnaisse foliado.; B)
Megacristais de granada (até 3 cm) e filmes descontínuos de minerais máficos. Foliação S1 conferida pela orientação
preferencial de forma dos agregados máficos e félsicos.; C) Gnaisse mais fino, com foliação muito penetrativa.; D)
Granada-Gnaisse fraturado.; E) Dobras locais, sem raiz e veio quartzo-feldspático dobrado.
Fonte: o autor.
A B
C D E
GEOLOGIA DE RORAIMA
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  • 1. UNIVERSIDADE FEDERAL DE RORAIMA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS - IGEO DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA AVALIAÇÃO DE EXTRAORDINÁRIO APROVEITAMENTO DE ESTUDOS EZEQUIAS NOGUEIRA GUIMARÃES RELATÓRIO TÉCNICO REFERENTE À AVALIAÇÃO DE EXTRAORDINÁRIO APROVEITAMENTO DE ESTUDOS DAS DISCIPLINAS DE ESTÁGIO DE CAMPO II (GEO801) E ESTÁGIO DE CAMPO III (GEO1000) Boa Vista, RR. 2021
  • 2. EZEQUIAS NOGUEIRA GUIMARÃES RELATÓRIO TÉCNICO REFERENTE À AVALIAÇÃO DE EXTRAORDINÁRIO APROVEITAMENTO DE ESTUDOS DAS DISCIPLINAS DE ESTÁGIO DE CAMPO II (GEO801) E ESTÁGIO DE CAMPO III (GEO1000) Relatório técnico de campo referente às disciplinas de Estágio de Campo II (GEO801) e Estágio de Campo III (GEO1000) do departamento do curso de Bacharelado em Geologia, Instituto de Geociências da Universidade Federal de Roraima. Boa Vista, RR. 2021
  • 3. LISTA DE ILUSTRAÇÕES Figura 1: Mapa de localização..................................................................................................12 Figura 2: Mapa de afloramentos visitados................................................................................13 Figura 3: Roraima segmentado de acordo com as Unidades Morfoestruturais. Destaque em vermelho para o município do Cantá........................................................................................16 Figura 4: Mapa de Unidades Morfoesculturais em Roraima. Destaque em vermelho para o município do Bonfim................................................................................................................17 Figura 5: Principais feições geotectônicas da América do Sul.................................................19 Figura 6: Cráton Amazonas e sua subdivisão em províncias. Limites de idades de acordo com os dados disponíveis no princípio de 2006...............................................................................20 Figura 7: Províncias gecronológicas do Cráton Amazônico e domínios tectônicos. ...............21 Figura 8: Domínios litoestruturais do Estado de Roraima de acordo com Reis e Fraga (1998, 2000). Destaque em vermelho para a localização da área de estudo. Traços preto representam os altos estruturais do embasamento. .......................................................................................22 Figura 9: Províncias Geocronológicas do Cráton Amazônico segundo a concepção de Tassinari e Macambira (2004) e compartimentação em domínios estruturais (Reis et al., 2003, 2006). 23 Figura 10: Seção estratigráfica esquemática da bacia do Tacutu. ............................................29 Figura 11: Carta estratigráfica da Bacia do Tacutu. .................................................................30 Figura 12: Mapa geológico esquemático da região estudada...................................................36
  • 4. Figura 13: Rochas da unidade Grupo Cauarane. Afloramento P5: A) Quartizitos afloram na forma de blocos rolados.; B) Aspectos macroscópico dos quartzitos, quase inteiramente formados por quartzo leitoso e muito fraturados.; C) Cristais de quartzo, em uma matriz de composição indefinida (Gravauca?).; D) Afloramento P6 (morro à direita) e P7 (morro à esquerda).; E) Afloramento P7 e P7 afloram em forma de lajedos. .........................................38 Figura 14: Rochas da unidade Formação Apoteri. A) Afloramento P4, Morro do Redondo.; B) Aspectos macroscópicos dos basaltos repletos de cavidades. ..................................................39 Figura 15: Rochas da unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P1: A) O relevo nesta região possui um padrão cuestiforme.; B) Arenito com estratificação cruzada, plano horizontal.; C) Arenito com acamamento.; D) Vestígio fóssil do tipo impressão vegetal, provavelmente de um tronco..................................................................................................................................40 Figura 16: Unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P2: A) Visão geral do afloramento (visada SE-NW).; B) Croqui destacando diferentes camadas observadas. ..............................41 Figura 17: Unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P2: A) Visão geral do afloramento (visada SE-NW).; B) Croqui destacando diferentes camadas observadas. Escala: 1,7 m........42 Figura 18: Perfil litológico do afloramento P2........................................................................43 Figura 19: Unidade Formação Areias Brancas. A) Afloramento descrito como correspondente a unidade Formação Serra do Tucano.; B) Fragmento de rocha de granulometria muito fica.; C) Arenito médio a grosso laterizado............................................................................................44
  • 5. Figura 20: Rochas do embasamento paleoproterozóico. Afloramento P5: A) Amostra P5A1: quartzito.; B) Amostra P6A2: metachert.; C) Amostra P6A3: brecha metamórfica. ...............45 Figura 21: Rochas do embasamento paleoproterozóico. Afloramento P6: A) Amostra P6A1: gnaisse bandado. Foliação S conferida pela orientação preferencial de forma dos agregados máficos e félsicos.; B) Amostra P6A2: gnaisse com feldspato potássico com feição oscelar.; C) Amostra P6A2: maior quantidade de feldspato alcalino.; Afloramento P7: D) Rocha enriquecida em granada (granada-gnaisse?).; E) Migmatito?. F) Minerais de granada na cor castanho avermelhado, com comprimento entre 1 e 2 cm........................................................47 Figura 22: Fotomicrografia da lâmina SST197: A) Foliação S1 marcada pela orientação preferencial de agregados de biotita, de grãos de quartzo e de grãos e agregados de feldspatos.; B) Fenocristal de feldspato potássico, e grãos de quartzo alongados.; C) Intercrescimento mimerquitico em cristal de plagioclásio.; D) Intercrescimento mimerquitico em cristal de plagioclásio a nicóis cruzados. .................................................................................................49 Figura 23: Fotomicrografia da lâmina SST198: A) Plagioclásio mostrando contato extremamente irregular, embaiando feldspato alcalino.; B) Grãos de biotita em forma de lamelas.; C) Fibras de sillimanita substituindo grão de biotita.; D) Grão de feldspato potássico com inclusão.............................................................................................................................50 Figura 24: Fotomicrografia da lâmina SST199: A) Grãos de feldspato alcalino com limites irregulares; B) Grão de feldspato potássico com pertitas. C) Grão de granada, com inclusões de
  • 6. mineral alterado.; D) Agregados de biotita marrom.; E) Sillimanita em fibras.; F) Grão de quartzo com inclusão.;..............................................................................................................52 Figura 25: Fotomicrografia da lâmina SST200: A) Feldspato potássico com pertitas.; B) Fenocristal de granada com inclusão de mineral alterado.; C) Grãos de feldspato alcalino com junção tríplice e limites corroídos.; D) Agregados de biotita.; E) Biotita anédrica, intersticial e sillimanita fibrosa. ....................................................................................................................53 Figura 26: Características macroscópicas das rochas da Formação Apoteri. A) Amostra P4A1. Basalto de textura afanítica.; B) Amostra P4A2. Basalto com amigdalas preenchidas principalmente por calcita e clorita. .........................................................................................55 Figura 27: Fotomicrografia da lâmina SST195: A) Destaque para a granulometria, muito fina, minerais opacos e minerais de alteração.; B) Minerais a nicóis cruzados, com grande presença de cristais em forma de ripas....................................................................................................56 Figura 28: Fotomicrografia da lâmina SST196: A) Grão de calcita em meio a matriz de granulação muito fina.; B) Calcita preenchendo vesícula no centro, e plagioclásio alterado nas bordas. ......................................................................................................................................57 Figura 29: Descrição macroscópica das rochas da unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P1: A) Amostra P1A1: arenito fino.; B) Amostra P1A2: de arenito fino.; C) Amostra P1A3: arenito fino médio...........................................................................................58 Figura 30: Descrição macroscópica das rochas da unidade Formação Serra do Tucano. Aforamento P2: A) Amostra P2A1: arenito fino, friável e rico em caulinita.; B) Amostra P2A2:
  • 7. arenito oxidado.; C) Amostra P2A3: lamito com laminação plano paralela.; D) Amostra P2A4: argilito maciço.; F) Argilito maciço, detalhe para processo secundário de laterização. ..........59 Figura 31: A) Aspectos estruturais das rochas do Grupo Cauarane. Afloramento P5: A) Veios de quartzo extensionais.; B) Rocha fraturada e com incipiente acamamento. .........................60 Figura 32: Aspectos estruturais das rochas do Grupo Cauarane. Aforamento P6: A) veio de quartzo subparalelo a foliação.; B) Veio de quartzo cortando a foliação. C) Gnaisse com foliação S1 muito bem desenvolvida.; D) Gnaisse fraturado....................................................60 Figura 33: Aspectos estruturais das rochas do Grupo Cauarane. Afloramento P7.; A) Gnaisse foliado.; B) Megacristais de granada (até 3 cm) e filmes descontínuos de minerais máficos. Foliação S1 conferida pela orientação preferencial de forma dos agregados máficos e félsicos.; C) Gnaisse mais fino, com foliação muito penetrativa.; D) Granada-Gnaisse fraturado.; E) Dobras locais, sem raiz e veio quartzo-feldspático dobrado. ...................................................61 Figura 34: Aspectos estruturais das rochas da Formação Serra do Tucano. Afloramento P1: A) Estratificação cruzada, cortada por uma fratura.; B) Arenito acamadado.; C) Fraturas no topo da camada 3. .............................................................................................................................63 Figura 35: Aspectos estruturais das rochas da Formação Serra do Tucano. Afloramento P2: A) Arenito fino com acamamento plano paralelo.; B) Arenito fraturado......................................63 Figura 36: Mapa geológico.......................................................................................................75 Figura 37: Mapa da rede de drenagem. ....................................................................................76 Figura 38: Mapa de feiçoes lineares da rede de drenagem.......................................................76
  • 8. Figura 39: Mapa de alinhamentos de drenagem.......................................................................77 Figura 40: Mapa de quebras positivas e negativas de relevo ...................................................77 Figura 41: Mapa de zonas homólogas......................................................................................78 Figura 42: Mapa fotogeológico com transectos para os campos..............................................78
  • 9. 9 SUMÁRIO 1 INTRODUÇÃO ERRO! INDICADOR NÃO DEFINIDO. 1.1 APRESENTAÇÃO Erro! Indicador não definido. 1.2 OBJETIVOS Erro! Indicador não definido. 1.2.1 Objetivos Específicos Erro! Indicador não definido. 1.3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO Erro! Indicador não definido. 1.4 MATERIAIS E METÓDOS Erro! Indicador não definido. 1.4.1 Materiais utilizados Erro! Indicador não definido. 1.4.2 Métodos Erro! Indicador não definido. 1.5 ASPECTOS GEOGRÁFICOS Erro! Indicador não definido. 1.5.1 Planalto Dissecado Norte da Amazônia Erro! Indicador não definido. 1.5.2 Depressão Marginal Norte do Amazonas Erro! Indicador não definido. 1.5.3 Depressão Boa Vista Erro! Indicador não definido. 1.6 POTENCIALIDADE GEOECONÔMICA Erro! Indicador não definido. 2 GEOLOGIA REGIONAL ERRO! INDICADOR NÃO DEFINIDO. 2.1 CONTEXTO GEOTECTÔNICOErro! Indicador não definido. 2.1.1 Evolução Geotectônica Erro! Indicador não definido. 2.2 LITOESTRATIGRAFIA Erro! Indicador não definido. 2.2.1 Grupo Cauarane - 2235 ± 19 Ma, Pb/Pb em zircão Erro! Indicador não definido. 2.2.2 Suíte Metamórfica Murupu Erro! Indicador não definido. 2.2.3 Suíte Metamórfica Rio Urubu - 1966 ± 37 Ma, Pb-Pb em zircão Erro! Indicador não definido. 2.2.4 Suíte Serra da Prata- 1934 Ma, Pb-Pb; 1740 Ma, U-Pb Erro! Indicador não definido. 2.2.5 Formação Apoteri - 135 Ma Ar-Ar Erro! Indicador não definido. 2.2.6 Formação Serra do Tucano Erro! Indicador não definido. 2.2.7 Formação Boa Vista Erro! Indicador não definido. 2.2.8 Formação Areias Brancas Erro! Indicador não definido. 2.2.9 Depósitos Recentes Erro! Indicador não definido. 3 RESULTADOS/ GEOLOGIA LOCAL ERRO! INDICADOR NÃO DEFINIDO. 3.1 INTRODUÇÃO Erro! Indicador não definido. 3.2 UNIDADES LITOLÓGICAS Erro! Indicador não definido. 3.2.1 Aspectos de Campo Erro! Indicador não definido. 3.2.1.1 Grupo Cauarane Erro! Indicador não definido. 3.2.1.2 Formação Apoteri Erro! Indicador não definido. 3.2.1.3 Formação Serra do Tucano Erro! Indicador não definido. 3.2.1.4 Formação Areias Brancas Erro! Indicador não definido. 3.2.2 Petrografia (macro e microscópica) Erro! Indicador não definido. 3.2.2.1 Grupo Cauarane Erro! Indicador não definido. 3.2.2.2 Formação Apoteri Erro! Indicador não definido. 3.2.2.3 Formação Serra do Tucano Erro! Indicador não definido.
  • 10. 10 3.3 GEOLOGIA ESTRUTURAL Erro! Indicador não definido. 3.3.1 Grupo Cauarane Erro! Indicador não definido. 3.3.2 Formação Serra do Tucano Erro! Indicador não definido. 4 DISCUSSÕES E EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA ERRO! INDICADOR NÃO DEFINIDO. 5 CONCLUSÕES ERRO! INDICADOR NÃO DEFINIDO. REFERÊNCIAS ERRO! INDICADOR NÃO DEFINIDO.
  • 11. 11 1 INTRODUÇÃO 1.1 APRESENTAÇÃO Roraima é o estado mais setentrional do Brasil, possui área territorial de 225.116,10 km² e tem Boa Vista como capital (IBGE, 2021). É seccionada pela linha imaginária do Equador, sendo Boa Vista a única capital brasileira completamente 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 et al., 2006). A região desempenha papel importante no entendimento da evolução do Cráton e das principais características geotectônicas do escudo das Guianas, sendo considerada uma região bem diversificada em domínios litoestruturais e, por conseguinte em tipos litológicos - motivos suficientes para despertar o interesse de estudo de geólogos do Brasil inteiro para a região (REIS et al., 2003). Contudo, os primeiros levantamentos geológicos sistemáticos ocorreram somente por volta da década de 70. Em 1975 realizou-se Projeto Radar na Amazônia (RADAM) que utilizou imagens aéreas de radares de aviões para fins de mapeamentos de toda a região, estendendo-se para todo Brasil através do RADAMBRASIL, os quais contêm inúmeras descrições de material geológico. Além disso, diversos estudos atuais mais refinados têm contribuído para o entendimento geodinâmico de sua evolução crustal (REIS et al., 2003). Do convênio entre o DNPM/CPRM e projeto RADAM Brasil surgiu 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 et al, 2003). Ainda assim, a geologia do estado de Roraima carece de estudos mais minuciosos, afim de melhor definir os limites das unidades e descrever melhor seus termos litológicos. Trabalhos pioneiros como de Fraga (2002) já elencavam unidades tais qual a Suíte Metamórfica Rio Urubu para estudos futuros, devido à pouca quantidade de informações disponíveis. Anos depois, inúmeros ainda são os trabalhos que apontam para essa necessidade, como Almeida e Nascimento (2020) que classificam a localidade como uma das regiões do Brasil menos
  • 12. 12 conhecidas geologicamente. Além disso, escassos são os trabalhos que abordam a Bacia do Tacutu e seu embasamento cristalino em escala de detalhe. Portanto, com esta atividade de mapeamento espera-se contribuir, ainda que de maneira modesta, a um melhor entendimento da geologia da Bacia do Tacutu e demais locais visitados. Diante da importância das bacias sedimentares para exploração de recursos naturais, sobretudo petróleo e gás, com este trabalho espera-se agregar conhecimento acerca da geologia do estado de Roraima. A comunidade geológica poderá se beneficiar de dados preliminares acerca dos diversos afloramentos descritos, que poderão futuramente serem detalhados à minucias, enquanto a população local será favorecida com uma investigação geológica do município, além da contribuição para popularização da ciência. 1.2 OBJETIVOS Realizar um mapeamento geológico na região nordeste do estado de Roraima, mais precisamente no munícipio do Bonfim, utilizando uma escala de mapeamento de 1:125.000, abrangendo domínios litológicos formados por rochas sedimentares e cristalinas 1.2.1 Objetivos Específicos i. Revisar a geologia da porção nordeste de Roraima e com foco no município do Bonfim; ii. Refinar em uma escala menor, principalmente a partir do geoprocessamento a porção norte do município do Bonfim; iii. Reconhecer as unidades litoestratigráficas da Bacia do Tacutu e seu embasamento cristalino; iv. Classificar macroscopicamente e microscopicamente as rochas dos diversos afloramentos visitados; v. Contribuir para o entendimento da geologia de Roraima. 1.3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO O município de Bonfim localiza-se no extremo leste do estado de Roraima, sendo o núcleo urbano próximo à fronteira com a Guiana. A cidade é limitada ao norte com município de Normandia; ao sul com o município de Caracaraí; ao leste com a República da Guiana e a oeste com os municípios de Boa Vista e Cantá.
  • 13. 13 O acesso a sede do município de Bonfim dá-se a partir da capital Boa Vista pela BR- 401 (Figura 1), distando cerca de 125 km. A área especifíca desta pesquisa está distante 80 km de Boa Vista, e 39 km cerca de Bonfim. Situada a 79 metros de altitude, a Serra do Tucano com desnível médio de 150 m em relação à planície, e ponto mais elevado com cota de 320 m (FALCÃO, 2007), é um conhecido ponto turistico do municipio. Figura 1: Mapa de localização. Fonte: o autor. No município de Bonfim as áreas de estudo possuem acesso relativamente fácil aos afloramentos, pelo fato de serem rotas ususais para atividades prácias de campo do curso de Geologia, além de alguns afloramentos acessíveis por meio de trilhas e pela vicinal BOM-170. A excursão à campo aconteceu durante os dias 21 e 23 de julho, nos quais foram visitados um total de 7 afloramentos. No primeiro ponto aconteceu a descrição de três perfis litológicos na Serra do Tucano, e posteriormente foi descrito os termos litológicos da Formaçao Apoteri. No segundo dia visitou-se três serras que correspondem ao Grupo Cauarane e, no entanto, não foi possível visitar os afloramentos correspondentes à Suíte Metamórfica Rio
  • 14. 14 Urubu, por se tratar de uma propriedade privada sem possibilade de acesso (figura 2). Figura 2: Mapa de afloramentos visitados. Fonte: o autor 1.4 MATERIAIS E METÓDOS 1.4.1 Materiais utilizados A primeira etapa deste estudo contou principalmente de um levantamento bibliográfico. Para tanto, realizou-se pesquisa documental por meio de artigos, relatórios de empresas, dissertações de mestrado, teses de doutorado, etc., relacionados a geologia da área abrangendo geomorfologia, hidrologia, e seu aspecto social e econômico, além da obtenção de dados de sensoriamento remoto. Para a etapa de excursão a área de trabalho utilizou-se ferramentas como martelos de geólogo (petrográfico e estratigráfico) com porta-martelo, marretas e cinzeis e sacos plásticos para guardar as amostras. Posteriormente, na etapa pós-campo, aconteceu a confecção de 6 lâminas delgadas, no Laboratório de Laminação - LABLAM, sendo 2 lâminas para a Formação Apoteri e 4 lâminas para o Grupo Cauarane. A descrição em nível microscópico aconteceu no
  • 15. 15 Laboratório de Petrologia - LABPETRO, onde se utilizou o microscópico de luz polarizada da marca Nickon. Para coleta de informações de campo se fez uso do GPS da marca Garmin, e para coletar dados estruturais a bússola de geólogo (Brunton ou Clar) com estojo. Na descrição macroscópica se utilizou a lupa binocular marca Opton, com aumento de 10x a 20x e cordão de amarração, canivete múltiplas funções (suíço ou similar), caderneta de campo, de capa dura, com porta- caderneta, lápis / grafite, borracha, régua pequena, transparente, milimetrada, imã, placa de porcelana branca, fosca (para teste de traço), ácido clorídrico diluído (10%), em frasco, câmera fotográfica, estojo, escala fotográfica padronizada, trena de bolso (5 a 10 m), mapas topográficos e geológicos, fita crepe (para identificar amostras), pincel, óculos de proteção contra impacto de fragmentos / lascas. As cores descritas para as amostras seguiram a classificação segundo a escala de Munsell. 1.4.2 Métodos Revisão bibliográfica sobre a geologia da região desde uma escala continental até um nível mais específico no qual corresponde ao Domínio Guiana Central, porção leste do estado de Roraima, destacando seu posicionamento geotectônico, geocronológico e litoestratigráfico. Os dados de sensoriamento remoto, referentes as imagens ópticas do satélite LANDSAT 8, sensor OLI nas bandas espectrais de 2 a 8, dia 03/01/20230, na órbita ponto 232/58 com resolução espacial de 30m e 15m após processamento em softwares de sistema de informação geográfica (SIG), os quais foram fornecidos gratuitamente pelo site Serviço Geológico dos Estados Unidos (United States Geological Survey- Earth Explorer). Em seguida adquiriu-se o SRTM (Shuttle Radar Topography Mission), para gerar o Modelo de Elevação Digital (MDE) e base cartográfica disponibilizada pelo Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE) e geológica pela Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM). Os referidos dados foram tratados e integrados em ambiente de sistema de informação geográfica, através do software ArcGis 10.5 (ESRI - Instituto de Pesquisa de Sistemas Ambientais e SPRING (Sistema de Informação de Informações Georreferenciadas), que permitiram a elaboração de mapas diversos, como por exemplo, localização da área de estudo, drenagem (anexos B, C e D), relevo (anexo E), zonas homólogas (anexo F) e o principal deles, o mapa fotogeológico com os transectos realizados em campo (anexo G).
  • 16. 16 1.5 ASPECTOS GEOGRÁFICOS A área de estudo localiza-se no leste do estado de Roraima, no município de Bonfim. Abrange uma superfície de 8.095,319 km² inserida no bioma Amazônia, com a maior parte do território composto por vegetação do tipo savana parque (lavrado) e o restante pertencente a espécies típicas da floresta ombrófila (MORAIS; CARVALHO, 2015). A área possui relevo plano, elevações isoladas e fortemente onduladas. O maior rio que banha o munícipio é o Tacutu, maior da fronteira entre Brasil e Guiana. O clima é definido em dois períodos: das chuvas, que vai de abril a setembro, e verão, que vai de outubro a março (CPRM, 2014). Roraima tem alta diversidade geomorfológica, com terrenos que variam de superfícies muito baixas a extremamente alta, como o monte Roraima, ou terrenos planos, localizados ao sul. Em razão da diversidade, há uma classificação proposta pela CPRM (2014) que se baseia em Unidades Morfoestruturais e Morfoesculturais. No estado há duas Unidades Morfoestruturais: Terrenos Proterozoicos do Escudo das Guianas e Domínio das Coberturas Sedimentares Fanerozoicas. Conforme figura 3 o município de Bonfim está posicionado quase inteiramente na poção que corresponde quase inteiramente as Coberturas Sedimentares Fanerozoicas. Por sua vez, os Terrenos Proterozoicos do Escudos das Guianas são divididos em sete Unidades Morfoesculturais, e de acordo com a figura 4, três destas estão presentes no município de Bonfim, a Depressão de Boa Vista, Depressão Marginal Norte do Amazonas e Planalto Dissecado Norte da Amazônia. 1.5.1 Planalto Dissecado Norte da Amazônia O planalto tem contato com Planalto do Interflúvio Amazonas-Orenoco, Planaltos Residuais de Roraima e Depressão Marginal Norte da Amazônia. É entalhado em rochas ígneas e metamórficas, exibem vários tipos de dissecação: superfícies aplainadas retocadas ou degradadas, colinas amplas e suaves, colinas dissecadas e morros baixos. Localiza-se no centro- oeste do estado, nos rios Urariquera e Mucajaí. O relevo é constituído por colinas dissecadas e morros baixos, com vales inseridos (CPRM, 2014). A serra do Tucano, esculpida sobre rochas sedimentares da Formação Serra do Tucano, é uma representante desta unidade. Sua gênese remonta a eventos transpressionais e transtensionais relacionados à formação do Gráben do Tacutu. Sua direção preferencial é NE-SW e o relevo foi
  • 17. 17 classificado como morros e serras baixas. Na serra nascem igarapés contribuintes da bacia do Tacutu, como o Javari e o do Mel (CPRM, 2014). Figura 3: Roraima segmentado de acordo com as Unidades Morfoestruturais. Destaque em vermelho para o município do Cantá. Fonte: CPRM (2014), modificado pelo autor. 1.5.2 Depressão Marginal Norte do Amazonas A Depressão Marginal Norte do Amazonas é a maior Unidade Morfoescultural identificada em Roraima, ocupando cerca de 31% da superfície do estado. Constituído por superfície aplainada com terrenos conservados, exibem lagos e relevos ondulados com distintos graus de dissecação. Apresentam altitudes de 80 a 160 metros, sendo o compartimento com mais baixa altitude (CPRM, 2014).
  • 18. 18 1.5.3 Depressão Boa Vista A Depressão de Boa Vista ocorre no nordeste de Roraima e está totalmente cercada pela superfície de aplainamento da Depressão Marginal Norte do Amazonas, estabelecendo uma única e extensa superfície aplainada que corta o estado de norte a sul. Essa grande área plana é resultado de um fenômeno de pediplanação plio-pleistocênica que atuou regionalmente sobre os sedimentos da bacia sedimentar do Tacutu (CPRM, 2014). Ocupa cerca de 7% da superfície do estado, abrangendo parcialmente os municípios de Boa Vista, Alto Alegre, Pacaraima, Normandia e Bonfim. Suas altitudes oscilam entre 100 e 130 metros. A monotonia do relevo é interrompida restritamente por remanescentes residuais, sendo as s serras Murupu, da Moça, do Flechal, do Urubu e do Marauaí exemplos de inselbergs (CPRM, 2014). Figura 4: Mapa de Unidades Morfoesculturais em Roraima. Destaque em vermelho para o município do Bonfim. Fonte: CPRM (2014), modificado pelo autor.
  • 19. 19 1.6 POTENCIALIDADE GEOECONÔMICA Segundo dados do IBGE (2021) o município de Bonfim faz parte do bioma Amazônia, as principais culturas são: arroz, milho, mandioca e abóbora, sendo o principal produtor de arroz irrigado de Roraima, com perspectivas de expansão da cultura. Ainda com relação à agricultura, o município possui um grande potencial para a soja (na região do Tucano) e para outras culturas de ciclo curto, a exemplo da melancia, da acerola e do maracujá. Na área da pecuária, a vocação é para pecuária de corte de caráter tradicional, com baixos rendimentos IBGE (2021). O recurso hídrico é utilizado para o ecoturismo, irrigação, navegação e abastecimento populacional. No município utiliza-se majoritariamente água subterrânea dos poços sob controle da CAER (Companhia de Águas e Esgoto de Roraima) (MORAES; JORDÃO, 2002). Nos igarapés próximos dos corpos granitoides da Suíte Metamórfica Rio Urubu encontra- se o mineral zirconita com alta concentração (CPRM, 1999), no entanto ainda sem uso econômico. A extração de rochas ornamentais é um comércio bem comum, onde se dão ênfase para os biotita-hornblenda monzograníticos porfiríticos da Suíte Metamórfica Rio Urubu. Charnockitos da Suíte Serra da Prata ainda não são aproveitados no município, embora apresentem alto potencial para uso na construção civil (CPRM, 2008). Por último, Reis et al. (2003) indicam que no município de Bonfim os principais recursos econômicos são insumos para agricultura, recursos e rochas industriais, metais não ferrosos e semimetais, material de uso na construção civil, gemas e metais nobres. Os autores novamente apontam a ocorrência de rocha ornamental associada a Suíte Metamórfica Rio Urubu mais especificamente na localidade do Igarapé Arraia.
  • 20. 20 2 GEOLOGIA REGIONAL 2.1 CONTEXTO GEOTECTÔNICO O estado de Roraima ocupa a porção central do Escudo das Guianas, inserido ao norte do Cráton Amazonas. O Cráton por sua vez é definido como uma porção continental estável da placa Sul-Americana e uma das maiores do mundo, com seus quase 4.500.000 km2 segundo Almeida et al. (2000). Conforme figura 5, O Cráton Amazonas é coberto por bacias fanerozoicas no nordeste (Maranhão), central (Amazônia), sul (Xingu - Alto Tapajós), sudoeste (Parecis) e oeste (Solimões) e limitado a oeste pelo Cinturão Orogênico dos Andes, e a leste e sudeste pelo Cinturão de dobramento Neoproterozoico do Araguaia (SANTOS et al., 2000). Figura 5: Principais feições geotectônicas da América do Sul. Fonte: Almeida e Hasui (1984) modificado por Fraga (2002). Através dos anos diversos pesquisadores somaram esforços na tentativa de propor um modelo evolutivo para o Cráton Amazonas. Por um lado, Hasui et al. (1984), e Costa e Hasui (1997), entre outros fixistas, elaboraram modelos de evolução que foram baseados em dados estruturais, geofísicos e geocronológicos (métodos K-Ar e Rb-Sr). Alternativamente, os
  • 21. 21 mobilistas (CORDANI et al., 1979; TASSINARI; MACAMBIRA, 1999, 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. A fim de melhor compreender essa evolução cratônica, o mesmo é dividido em 6 principais províncias geocronológicas: Amazônia Central, Maroni-Itacaiunas; Rio Negro – Juruna, Ventuari – Tapajós, Rondoniano – San Ignácio e Sunsás por Tassinari e Macambira (1999) enquanto Santos et al. (2000) reconhecem 7 províncias geocronológicas principais e uma faixa de cisalhamento para o Cráton Amazonas: Carajás - Imataca - 3,10-2,53 Ga, juvenil; Transamazônico (Guianas) - 2,25-2,00 Ga, juvenil; Tapajós - Parima- 2.10-1.87 Ga, juvenil; Amazônia Central - 1,88-1,70 Ga, reciclagem crustal; Rio Negro- 1,86-1,52 Ga, colisional; Rondônia - Juruena - 1,76-1,47 Ga, juvenil; e Sunsás - 1,33-0,99 Ga, colisional (incluindo o Cinturão de Cisalhamento K'Mudku - 1,10-1,33 Ga) (figura 6). Figura 6: Cráton Amazonas e sua subdivisão em províncias. Limites de idades de acordo com os dados disponíveis no princípio de 2006. Fonte: Santos et al. (2006). Logo, o modelo de Tassinari e Macambira (1999) difere do de Santos et al. (2000) em números de províncias geocronológicas, nas suas idades isotópicas e nos métodos utilizados, gerando duas possíveis hipóteses para a evolução. Para Tassinari e Macambira (2004), as províncias Ventuari - Tapajós, Rio Negro - Juruena e parte das províncias Maroni - Itacaiúnas e
  • 22. 22 Rondoniana - San Ignácio evoluíram através de sucessivos arcos magmáticos produzindo acreções continentais a partir de magmas derivados do manto superior. Por outro lado, a evolução da Província Sunsás e de parte das províncias Rondoniana - San Ignácio e Maroni - Itacaiúnas parece estar associada principalmente a processos de colisão continental (figura 7). Figura 7: Províncias gecronológicas do Cráton Amazônico e domínios tectônicos. Fonte: Tassinari e Macambira (2004) modificado por Fraga et al. (2020). Apesar da existência de dois modelos geocronológicos amplamente difundidos, para uma melhor integração dos dados geológicos do estado de Roraima, Reis et al. (2003) propõem uma divisão em domínios tectonoestratigráficos. Com base em critérios litológicos e estruturais o arcabouço geológico do estado é dividido em domínios litoestruturais (figura 8). Nessa divisão, Reis et al. (2003), apresentam 4 domínios principais: a) Urariquera (WNW-ESE a E-W), terreno vulcano-plutônico-sedimentar em 1,98-1,78 Ga; b) Guiana Central (NE-SW), cinturão de alto grau em 1,94-1,93 Ga e Associação AMG (1,5 Ga); c) Parima (NW- SE a E-W), terreno granito greenstone em 1,97-1,94 Ga e d) Anauá - Jatapu (NW-SE, NE-SW e N-S), terreno granito-gnáissico em 2,03-1,81 Ga. Os dois últimos domínios foram posteriormente renomeados como domínios Surumu e Uatumã-Anauá.
  • 23. 23 Figura 8: Domínios litoestruturais do Estado de Roraima de acordo com Reis e Fraga (1998, 2000). Destaque em vermelho para a localização da área de estudo. Traços preto representam os altos estruturais do embasamento. Fonte: REIS; FRAGA (2000). Conforme figura 9, é possível visualizar uma comparação com as províncias geocronológicas de Tassinari e Macambira (2004), onde o Domínio Guiana Central está geocronologicamente inserido na província Ventuari-Tapajós, apesar da proximidade geográfica com a província Maroni-Itacaiúnas. Além do mais, conforme Fraga et al. (2020) e a definição de novos cinturões tectônicos, considera que o Domínio Guiana Central é produto do Cinturão Cauarane-Curuni e Cinturão Rio Urubu, à medida que o Domínio Surumu corresponde ao Cinturão Ígneo Orocaima (figura 7). No modelo geocronológico/geotectônico de Santos et al. (2000), o Domínio Guiana Central é incluído na Província K’Mudku. A Província Maroni - Itacaiúnas contorna a Província Amazônia Central, definindo uma larga faixa na borda norte- nordeste do Cráton Amazonas com evolução principal ocorrida no intervalo de 2,2 a 1,95 Ga (i.e., Ciclo Transamazônico). Após a abertura oceânica e formação de uma crosta juvenil entre 2,26 e 2,20 Ga, seguiram-se movimentos convergentes em ambiente de arco de ilha, gerando magmatismo dominantemente tonalítico (TTG) e sequências greenstone no intervalo de 2,18 a 2,13 Ga. Com o fechamento da bacia de arco e de evolução para movimentos
  • 24. 24 sinistrais, produziram-se magmas graníticos e bacias preenchidas com detritos a cerca de 2,10 Ga (TASSINARI; MACAMBIRA, 2004). Figura 9: Províncias Geocronológicas do Cráton Amazônico segundo a concepção de Tassinari e Macambira (2004) e compartimentação em domínios estruturais (Reis et al., 2003, 2006). Fonte: Almeida e Nascimento, 2020. Dita província, mostra maior aderência com a geologia da parte central do Escudo das Guianas. Porém grandes áreas dos cinturões Cauarane-Curuni, Orocaima e Rio Urubu, que mostram uma evolução dentro do referido intervalo, extrapolam a Província Maroni-Itacaiúnas (FRAGA et al., 2020) e correspondem a Província Ventuari-Tapajós (ALMEIDA; NASCIMENTO; 2020). Nesta província se situam geocronologicamente o Domínio Surumu, no nordeste do estado; parte do Domínio Parima, no noroeste; e parte Domínio Guiana Central, no centro do estado, intrudido por uma associação AMG (anortosito/gabro-mangerito-granito- rapakivi) e afetado por cisalhamento de cerca de 1,2 Ga (Evento K’Mudku) e Domínio Uatumã- Anauá, no sudeste (TASSINARI; MACAMBIRA, 2004). Enquanto a Província Ventuari-Tapajós trunca o segmento NE-SW do cinturão Maroni- Itacaiúnas, sendo que os limites geográficos com este cinturão não são claramente definidos, pois o contato entre essas duas províncias parece ser transicional, através de uma interdigitação tectônica com as idades das rochas se tornando menores à medida que se passa do cinturão granulítico para esse domínio (TASSINARI; MACAMBIRA, 2004).
  • 25. 25 Geologicamente, essa província contrasta fortemente com a Maroni-Itacaiúnas, que possui predomínio de granulitos e rochas metavulcano-sedimentares. Na Província Ventuari- Tapajós predominam granitos gnáissicos de composição quartzo-diorítica a granodiorítica, formados entre 1,95 e 1,8 Ga, a partir de processos de diferenciação mantélica ocorridos pouco tempo antes da formação das rochas, caracterizando a atuação de um arco magmático. Estas rochas apresentam predominantemente trends estruturais NW-SE e N-S e, em geral, estão afetadas por metamorfismo da fácies anfibolito (TASSINARI; MACAMBIRA, 2004). Assim, a porção centro-norte de Roraima com prolongamento através da Guiana e Suriname é denominada de Domínio Guiana Central. Assinala lineamentos estruturais NE-SW, impressos em unidades litológicas do Paleo e Mesoproterozoico. Seus limites ao norte e sul estão em grande parte encobertos por sedimentos cenozoicos ou obliterados por intrusões graníticas (REIS et al., 2003). O domínio possui embasamento ortoderivado composto essencialmente por (meta)granitoides, gnaisses, milonitos (Complexo Rio Urubu), granulitos e charnockitos deformados (Suíte Serra da Prata). Restos de sucessões de rochas metavulcanossedimentares de alto grau também são descritas (Grupo Cauarane) (ALMEIDA; NASCIMENTO, 2020). O Domínio Surumu ocupa o quadrante nor-nordeste de Roraima e revela um importante arranjo de lineamentos estruturados em E-W a WNW-ESE e NW-SE, onde predominam granitos e vulcanitos em corpos alongados, bem como extensa cobertura sedimentar junto à fronteira com a Guiana e Venezuela. A su-sudoeste do domínio ocorrem rochas metassedimentares (REIS et al., 2003). O Domínio Parima recobre a porção oeste de Roraima e revela uma forte estruturação NW-SE a E-W (mesopotâmia Mucajaí - Urariquera). O arcabouço estrutural E-W, mais a leste do domínio é similar àquele do Domínio Surumu e sugere sua integração em um arranjo de zonas de cisalhamento em um quadro de esforços transpressivos (REIS et al., 2003). Por último, o Domínio Uatumã-Anauá recobre o quadrante sudeste de Roraima e articula- se em um arranjo de lineamentos com direções NW-SE e NE-SW, com duas principais áreas de ocorrência de granitos neste domínio: o Terreno Martins Pereira–Anauá, localizado na parte norte e nordeste, e unidades com idades entre 2,03 Ga (Complexo Metamórfico Anauá) a 1,96 Ga (Grupo Uai-Uai, Granito Serra Dourada e Suíte Intrusiva Martins Pereira) e; Terreno Igarapé Azul - Água Branca na porção sudoeste do Domínio Uatumã-Anauá, caracterizado por granitos calci-alcalinos com idades situadas no intervalo 1,88 a 1,90 Ga (granitos Igarapé Azul e Água Branca) (REIS et al., 2003).
  • 26. 26 2.1.1. Evolução Geotectônica O estado de Roraima contém as principais feições geotectônicas do Escudo das Guianas, sendo que a maior parte dos limites entre esses domínios encontra-se encoberta por sedimentos cenozoicos – que por vezes registram reativações neotectônicas - ou obliterados por intrusões graníticas (REIS et al., 2003). Os terrenos que correspondem ao Cráton Amazonas – e que foram por muito tempo considerados principalmente de idade arqueana – apresentam uma história em Roraima com expressivas articulações tectono-estruturais moldadas ao longo do Orosiriano (2,05-1,80 Ga), Ectasiano/ Esteniano (1,30-1,20 Ga) e Sinemuriano (200 Ma), assumindo assim idades paleoproterozoicas e mesoproterozoica e com características principalmente acrescionárias (FRAGA et al., 2020). O Cinturão Guiana Central é uma feição que atravessa o Escudo das Guianas, no extremo norte da América do Sul, desde as proximidades da cidade de Paramaribo no Suriname, passando pela Guiana e pelos estados de Roraima e Amazonas, no Brasil. No estado de Roraima o limite sul do CGC é muito bem demarcado pela Falha do Itã (FRAGA, 2002). Enquanto o Domínio Guiana Central, conforme proposto por Reis et al. (2003), ou Cinturão de Cisalhamento K’Mudku (SANTOS et al., 2000) ocupa a porção centro-norte de Roraima e mantém correspondência com o Cinturão Guiana Central ou Faixa K’Mudku (ALMEIDA; NASCIMENTO, 2020). Na parte central do Escudo das Guianas, um cinturão de rochas supracrustais de alto grau metamórfico com forma sinuosa, denominado Cinturão Cauarane-Coeroeni (“Curuni”) se destaca como a principal feição tectônica (FRAGA et al., 2020). Este cinturão supracrustal é limitado ao norte por um cinturão de caráter essencialmente vulcano-plutônico – o Cinturão Ígneo Orocaima – com idades de 1,99-1,96 Ga e, ao sul, por granitoides e gnaisses com idades de 1,96-1,92 Ga do Cinturão Rio Urubu (FRAGA et al., 2020). De acordo com Almeida e Nascimento (2020), o Domínio Guiana Central corresponde aos domínios Cauarane-Curuni e Urubu (respectivamente, domínios 22 e 24 na figura 8), enquanto Fraga et al. (2009), inclui o domínio no cinturão Cauarane-Curuni. Neste domínio ocorrem lineamentos estruturais dominantemente NE-SW a ENE-WNW, coincidentes com a direção da Faixa K’Mudku. A linearidade expressa pelo CGC resulta então da recorrência de processos de formação de rocha, deformação e metamorfismo em diferentes fases de evolução do Escudo das Guianas ao longo desta marcante direção de fraqueza, que esteve ativa pelo menos até o Mesozoico com
  • 27. 27 a instalação do Graben do Tacutu. Dessa forma, as feições estruturais mais antigas de cada segmento do CGC evoluíram, da mesma forma, durante eventos deformacionais distintos, e sob diferentes condições de temperatura (FRAGA, 2002). O conjunto mais antigo de feições no DGC, que caracteriza um evento denominado D1, está restrito às unidades paleoproterozoicas e inclui feições deformacionais dúcteis desenvolvidas sob temperaturas muito altas a partir de 600o -650o C (FRAGA, 2002). As idades se concentram no intervalo de 1,96-1,92 Ga, com um máximo em 1,95-1,93 Ga e registram um período importante de magmatismo e metamorfismo na região a sul do Cinturão Cauarane- Curuni (FRAGA et al., 2020). Contrastando com o magmatismo de nível crustal raso bem preservado ao norte do Cinturão Cauarane-Curuni ao longo do Cinturão Ígneo Orocaima, o Cinturão Rio Urubu é composto por granitoides e gnaisses foliados e migmatitos, incluindo lentes de granulito (FRAGA et al., 2020). No Brasil, o Cinturão Rio Urubu compreende granitoides e gnaisses do tipo A das unidades Igarapé Branco e Igarapé Miracelha, rochas charnockíticas da Suíte Serra da Prata, corpos gabroicos deformados, granitos do tipo S da unidade Curuxuim e granulitos da unidade Barauana, além de granitoides e gnaisses do Cinturão Rio Urubu, ainda pobremente caracterizado (FRAGA et al., 2020). As idades obtidas para os gnaisses Igarapé Branco e Igarapé Miracelha e rochas charnockíticas da Suíte Intrusiva Serra da Prata são bastante concordantes entre si, e geologicamente coerentes. Os valores, interpretados como idades de cristalização dos diversos protólitos ígneos, concentram-se em um intervalo de 10 Ma, entre 1.933 ± 1 Ma e 1.943 ± 5 Ma caracterizando um importante período de magmatismo na porção central do Cinturão Guiana Central (CGC) (FRAGA, 2002). Fraga et al. (1998) e Fraga (2000) propuseram a colocação de granitoides da Suíte Metamórfica Rio Urubu no CGC, após o metamorfismo de alto grau e deformação polifásica registrados pelas supracrustais (Kanuku e Cauarane). Estes granitoides foram posteriormente deformados sob temperaturas das fácies anfibolito, durante um evento deformacional então denominado Guiana Central (FRAGA, 2000). Os gnaisses da Suíte Metamórfica Rio Urubu dispõem idades em 1.943 ± 7 Ma, possuem geoquímica comparável àquela de granitos do tipo I, onde é sugerido o retrabalhamento de fontes crustais com assinatura de subducção na geração magmática, sendo improvável uma correspondência com suítes calcialcalinas expandidas de arcos magmáticos modernos (REIS et al., 2003).
  • 28. 28 No interior do DGC, charnockitos com textura ígnea preservada ocorrem junto com tipos metamórficos com bandamento e também a ortognaisses sendo interpretadas como um arco magmático, cuja evolução envolve a formação de rochas em ambiente orogênico relacionado à subducção. Charnockitos com idades na faixa 1.89 – 1.82 Ga mantêm correspondência com magmatismos charnockito Jaburu do Domínio Anauá – Jatapu. Mais de um magmatismo charnockítico ocorre na região das serras Prata e Mucajaí, cuja idade em 1,56 Ga deve ser relacionada a fácies mangerítica identificada na Suíte Intrusiva Mucajaí, que engloba ainda granitos rapakivi (REIS et al., 2003). Um segundo conjunto, relacionado ao evento D2 afeta tanto as unidades paleo- como as mesoproterozoicas e envolve feições estruturais registrando temperaturas moderadas a baixas, em torno de 400o -450o C, em ambiente rúptil-dúctil (FRAGA, 2002). Idades K-Ar, Rb-Sr e 40Ar- 39Ar em muscovita e biotita com valores entre 1,24 e 1,08 Ga foram obtidas para a porção norte e central do escudo e refletem o rejuvenescimento isotópico e aquecimento regional durante o Episódio K’Mudku (FRAGA et al., 2020), portanto as idades do Evento Deformacional D2 é semelhante ao Episódio K’Mudku. No Escudo das Guianas, o Episódio K’Mudku foi responsável pelo desenvolvimento de zonas de milonitos, sob temperaturas moderadas a baixas (400o -450o C), reativando as principais feições tectônicas da parte central e norte do Escudo das Guianas, resultando em uma rede de zonas de cisalhamento NE-SW, E-W, NW-SE e NNW-SSE que concentraram a deformação (FRAGA et al., 2020). A Província K’Mudku forma um cinturão milonítico relacionado a uma colisão continental em torno de 1,20 Ga. A foliação milonítica revela acentuado mergulho para NW, onde associa-se uma lineação de estiramento mineral de alto rake e cinemática reversa, interpretada como de transpressão. As feições microestruturais registram a atuação de um evento deformacional cisalhante, na transição rúptil – dúctil, em condições de baixa temperatura e pressão, na fácies xisto verde (REIS et al., 2003). Além disso, o complexo AMG de Mucajaí representa um magmatismo mesoproterozóico, anorogênico, encaixado ao longo do Cinturão Guiana Central, aproximadamente 400 milhões de anos após o último evento de geração de rochas ígneas deste setor crustal, representado pelo magmatismo em torno de 1,94 Ga. A colocação da associação AMG na região de Mucajaí, foi acompanhada pela intrusão de diversos corpos de granitoides rapakivi (e rochas básicas), na porção oeste do escudo, devendo refletir um processo extensional regional (FRAGA, 2002). Na região de Mucajaí, corpos de granitóides tipo A e tipo C foram colocados, sincinematicamente em um período de aproximadamente 10 Ma (FRAGA, 2002).
  • 29. 29 Finalmente, um terceiro conjunto na porção nordeste da área, estruturas NW-SE engloba feições rúpteis geradas durante a instalação, mesozóica do Graben do Tacutu (FRAGA, 2002). A Bacia do Tacutu representa uma reativação mesozoica extensional em unidades litológicas do Paleo e Mesoproterozoico. A abertura do rifte que originou a Bacia no Domínio Guiana Central também resultou em um enxame de diques com direções NE-SW e E-W que secionam as unidades precedentes do Domínio Urariquera. As idades Ar-Ar disponíveis para estes diques apontam valores na faixa de 197,4 ± 1,9 Ma e 201,1 ± 0,7 Ma, período Jurássico (Sinemuriano) (REIS et al., 2003). 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, 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 (EIRAS; KINOSHITA, 1998). As propostas de evolução crustal apresentadas sugerem evidências nos escudos das Guianas e do Oeste Africano, na forma de lineamentos permanentes e ativos no manto, servindo de padrão de deslocamento da crosta associado à ruptura da porção sul do Atlântico Norte (VAZ; WANDERLEY FILHO; BUENO, 2007). Conforme descrito em Eiras e Kinoshita (1998), 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, conforme figura 10. 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, aconteceram as primeiras deposições de calcários lacustres e folhelhos da Formação Manari (EIRAS; KINOSHITA, 1998). 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 (EIRAS; KINOSHITA, 1998). Por conseguinte, depositaram-se os estratos vermelhos da FormaçãoTacutu seguidos dos arenitos da Formação Tucano.
  • 30. 30 Figura 10: Seção estratigráfica esquemática da bacia do Tacutu. Fonte: EIRAS; KINOSHITA (1998. A fase pós-rifte evidencia um evento de tectônica transcorrente resultado da colisão entre a placa continental da América do Sul e as placas de Nazca e Caribe, com isso houve uma restruturação do gráben configurando a atual paisagem (EIRAS; KINOSHITA, 1998). 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; Wanderley Filho; Bueno (2007) de acordo com a figura 11. Por fim, o embasamento da Bacia do Tacutu é constituído por metagrauvacas, metacherts ferríferos reunidos no Grupo Cauarane e gnaisse kinzigíticos, calcissilicáticas e metacherts pertencentes a Suíte Metamórfica Murupu, ortognaisses da Suíte metamórfica Rio Urubu e charnockitos reunidos na Suíte Intrusiva Serra da Prata (VAZ; WANDERLEY FILHO; BUENO, 2007).
  • 31. 31 . Figura 11: Carta estratigráfica da Bacia do Tacutu. Fonte: Vaz; Wanderley Filho; Bueno (2007), modificado por Cruz (2019). 2.2 LITOESTRATIGRAFIA 2.2.1 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. 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). 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 (CPRM, 2010).
  • 32. 32 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). Demonstram aspecto vítreo, e ocorrem em pequenas proporções (CPRM, 2010). Já as rochas cálcissilicáticas, anfibolitos e metacherts apresentam cores variadas de cinza esverdeado a escuro, e sua granulação varia de fina a média, 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). 2.2.2 Suíte Metamórfica Murupu A unidade, no que corresponde ao Domínio Guiana Central é caracterizada por gnaisses kinzigíticos, calcissilicáticos e metacherts na fácies granulito. As rochas exibem-se localmente migmatizadas e milonitizadas, cujas zonas espelham um efeito de retrometamorfismo na fácies xisto verde (REIS et al., 2003). Ocorrem ainda como xenólitos ou megaenclaves nos ortognaisses e (meta)granitóides da suíte Rio Urubu. A foliação e/ou bandamento metamórfico não exibe continuidade na encaixante e registra o prévio fechamento e deformação da bacia à colocação das rochas Rio Urubu (FRAGA, 1999). Essas feições estruturais têm sido relacionadas pela autora a um evento deformacional compressivo, heterogêneo e sob condições de temperatura da fácies anfibolito. 2.2.3 Suíte Metamórfica Rio Urubu - 1966 ± 37 Ma, Pb-Pb em zircão Abrange um conjunto de biotita gnaisses e biotita-hornblenda-gnaisse, ortognaisse e metagranitóides, com subordinadas lentes de quartzo mangerito e quartzo-jotunitos gnáissicos e leucognaisses. Exibem foliações gerada sob condições de temperatura de fáceis anfibolito (CPRM, 1999; FRAGA, 2002). Os minerais essenciais são: quartzo, feldspato alcalino, plagioclásio, biotita e hornblenda (CPRM, 1999).
  • 33. 33 Os ortognaisses apresentam-se na região norte e sul da área; a região sul localiza-se no contato tectônico, falha de Itã, e; a região norte, localiza-se no Domínio Guiana Central. Próximo do rio Branco, o contato oeste ocorre com as rochas da Serra da Prata (CPRM, 2000). Biotita gnaisses e biotita-hornblenda gnaisses caracterizam-se por ter coloração cinza, granulação média grossa e feições magmáticas. Metagranitóides são porfiríticos e tem baixa presença de foliação (CPRM, 1999). 2.2.4 Suíte Serra da Prata- 1934 Ma, Pb-Pb; 1740 Ma, U-Pb Localiza-se na parte central de Roraima, constituída por charnockitos com associação ao Granito tipo A e rochas máficas. O granito tipo A é representado pelas unidades informais Granito Igarapé Branco e Granito Igarapé Miracelha. As rochas máficas são pequenos corpos de gabronoritos inclusa na suíte e nas unidades informais com presença de enclaves (FRAGA, 2002). A suíte abrange charnockitos (sienograníticos a monzograníticos), alcalifeldspato- charnockitos, hiperstênio-quartzo-sienitos, quartzo-mangeritos e quartzo junitos caracterizados por coloração cinza-amarronzada a cinza-esverdeado, com texturas variando entre hipidiomórfica a alotriomórfica, granular a inequigranular, granulação média a grossa e presença de megacristais de feldspatos. Essas rochas têm como encaixante a Suíte Metamórfica Rio Urubu (FRAGA, 2002). No aspecto petrográfico caracteriza-se pela assembleia de minerais: álcalis feldspato, quartzo, plagioclásio e ortopiroxênio. Os minerais acessórios são zircão, minerais opacos e apatita. Textura rapakivi e antirapakivi são observadas ao olho nu, e o plagioclásio apresenta antipertiticos (FRAGA, 2002). A Suíte Serra da Prata é dividida em três corpos: Serra da Prata, Igarapé Grande e Igarapé Roxinho, sendo distinguidos pela sua composição. O corpo Serra da Prata é caracterizado por rochas deformadas, constituídas por minerais máficos hidratados, anfibólio e biotita, enquanto o corpo Igarapé Grande é constituído por charnockitos, clinopiroxênio granito e hornblenda biotita granito subordinados. Estes últimos exibem texturas rapakivi e antirapakivi. O corpo Igarapé Roxinho é constituído por (clinopiroxênio)-(hornblenda)-biotita granitos, e ausência de ortopiroxênio (FRAGA, 2002).
  • 34. 34 2.2.5 Formação Apoteri - 135 Ma Ar-Ar 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, KINOSHITA, 1990). 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, 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. 2.2.6 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. Em trabalho detalhado nesta unidade, Reis; Nunes; Pinheiro (1994) determinaram duas fácies sedimentares inter-relacionadas: fácies de canal (barras de granulometria 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). E a fácies de planície de inundação, representada por uma sequência de arenitos finos, creme a amarelados e siltitos avermelhados via de regra oxidados, com estrutura de grandes fendas de ressecamento e laminação plano paralela. Ocorrem ainda pelitos e conglomerados (WANKLER, 2016). 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).
  • 35. 35 Dentre as formações que correspondem à bacia do Tacutu,e que possuem afloramentos, apenas a Formação Serra do Tucano e Formação Tacutu possuem registro fóssil. O primeiro achado fóssil (icnofósseis) data do ano de 2007 (SOUZA; SAMPAIO, 2007) e diz respeito a Formação Serra do Tucano, em seguida no ano de 2009 verificou-se a ocorrência de lenhos fósseis (SOUZA et al., 2009) correspondente a Formação Tacutu. Posteriormente em 2011, comprovou-se a ocorrência de icnofósseis e impressões carbonosas em ambas as formações (LOPES; SOUZA; HOLANDA, 2011). Na Formação Serra do Tucano, na fácies arenítica com estratificação cruzada, são encontrados escavações e tubos (paleotocas); já na fácies pelítica de depósitos de planície de inundação foram encontrados e coletados icnofósseis, tipo bioturbações, e impressões carbonosas de plantas (MELO et al., 2012). Cerca de de 10 anos depois uma série de novos achados contribuiram para um melhor entendimento da evolução da paisagem de Roraima a partir de dados paleontológicos. Até o momento foram encontrados registros fósseis de do tipo icnofósseis, troncos, impressões de plantas, charcoal (carvão vegetal) e fragmentos de lenhos silicificados (SANTOS, 2015). 2.2.7 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, apresentando localmente perfis lateríticos imaturos com desenvolvimento de solos podzólico e hidromórfico (REIS et al., 2001). CPRM (2004) inclui ainda a ocorrência secundária de siltitos e argilitos. 2.2.8 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. 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
  • 36. 36 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). 2.2.9 Depósitos Recentes Ao longo do Holoceno dispõem- se terraços aluviais sub- recentes e aluviões (areais, cascalhos e, menos frequentemente, argilas) distribuem-se nos leitos e terraços dos principais cursos d’água que drenam a região (MONTALVÃO et al., 1975). Configuram grande expressão nas principais redes de drenagem, como em grande parte do curso dos rios Branco, Urariquera, Mucajaí, Tacutu, Maú, Amajari, Surumu, Parimé e afluentes maiores. Os sedimentos ativos de calha dos rios geralmente afloram sob a forma de praias, ficando, no entanto, submersos na maior parte do período de cheia (REIS et al., 2003).
  • 37. 37 3 RESULTADOS/ GEOLOGIA LOCAL 3.1 INTRODUÇÃO Esta pesquisa aconteceu no município do Bonfim, previamente mapeado pela CPRM (2004), e afim de evitar a proliferação de termos, optou-se por utilizar os mesmos publicados anteriormente. Na região estudada foram individualizadas unidades litológicas paleoproterozoicas e mesozoicas, além de uma extensa cobertura cenozoica. As unidades investigadas foram o Grupo Cauarane, Formação Serra do Tucano, Formação Boa Vista e Formação Areias Brancas (figura 12). Figura 12: Mapa geológico esquemático da região estudada. Fonte: CPRM (2004).
  • 38. 38 As unidades paleoproterozóicas correspondem a diversos tipos de rochas paraderivadas e gnaisses foliados; englobados no Grupo Cauarane. As unidades paleoproterozoicas distribuem- se segundo a estruturação regional NE-SW a E-W, e constituem o embasamento da Bacia do Tacutu, de idade mesozoica. As observações de campo dos cerca de 8 afloramentos visitados, integradas às descrições prévias de projetos como CPRM (1999), possibilitaram a documentação de ao menos um evento deformacional ocorrido na história geológica da região. Em adição, o estudo petrográfico de 6 lâminas delgadas permitiu a caracterização textural e mineralógica das unidades mapeadas. 3.2 UNIDADES LITOLÓGICAS 3.2.1 Aspectos de Campo 3.2.1.1 Grupo Cauarane As rochas dessa unidade afloram em diversos morros isolados pela cobertura sedimentar cenozoica a noroeste da Serra do Tucano. Excelentes exposições não foram encontradas na região. As rochas variam de levemente a moderadamente alteradas, entretanto a unidade é constituída de diferentes tipos texturais. A localidade onde está o primeiro afloramento P5 corresponde a Fazenda Esmeralda do Norte, coordenadas N08.19758 e W03.55482, cota altimétrica de 129 metros (figura 13-A). A encosta do morro é coberta por blocos rolados, centimétricos, com os maiores alcançando 70 cm. À parte da colina inteiramente formada por estes blocos, não há material in situ. A vegetação é típica de lavrado, com vegetação rasteira e raras árvores de médio porte. As rochas estão bastante escurecidas em razão do intemperismo, mas quando retirada a capa de alteração é revelada uma coloração esbranquiçada, variando desde um tom mais rosado até uma tonalidade acinzentada. Desde a base do morro até seu topo o material rochoso está bastante fraturado (figura 13-B). A mineralogia principal é de quartzo, reconhecível pela cor leitosa, e a fratura conchoidal. Além disso, aparece um incipiente acamamento em diversos blocos (figura 13-C). No afloramento P6, coordenadas N08.229457 e W03.54407, cota altimétrica de 148 m, novamente trata-se da vertente de um morro, com vegetação muito semelhante ao afloramento P5, à exceção da maior presença de arbusto de médio e baixo porte (figura 13-D). A rocha sã apresenta coloração cinza escura, granulação média e um bandamento perceptível por conta da distinção entre minerais máficos e félsicos.
  • 39. 39 Figura 13: Rochas da unidade Grupo Cauarane. Afloramento P5: A) Quartizitos afloram na forma de blocos rolados.; B) Aspectos macroscópico dos quartzitos, quase inteiramente formados por quartzo leitoso e muito fraturados.; C) Cristais de quartzo, em uma matriz de composição indefinida (Gravauca?).; D) Afloramento P6 (morro à direita) e P7 (morro à esquerda).; E) Afloramento P7 e P7 afloram em forma de lajedos. Fonte: o autor. Um terceiro afloramento, P7, ocorre em outro morro, coordenadas N08.24084 e W03.54107, cota altimétrica 160 m. Trata-se de um lajedo em uma região de lavrado (figura 13- E), com espaçadas árvores de médio porte. Comum a todos as exposições da região, o A D B C E
  • 40. 40 intemperismo confere uma coloração escura as rochas. A mineralogia é marcada por uma grande quantidade de minerais de granada, que chegam a perfazer até 2% do volume da rocha. Ditos minerais alcançam até 3 cm, de coloração castanho-avermelhada, e forma irregular, variando entre elipsoides e círculos. 3.2.1.2 Formação Apoteri Aflora especificamente no Morro do Redondo (figura 14-A). A localidade possui coordenadas N08.15101 e W03.54309 e cota altimétrica de 164 metros. O relevo é sobretudo plano, e se encontrava alagado em razão das recentes chuvas, ainda assim foi possível ter uma boa observação do afloramento. As exposições rochosas na encosta do morro correspondem a blocos rolados e matacões, altamente alterados. Estes podem alcançar até 30 cm, e possuem forma bastante irregular e angular. Diversas rochas apresentam grande quantidade de pequenas cavidades, descritas como vesículas ou amígdalas em função da forma e do tipo de mineral que as preenchem (figura 14- B). Em menor número estão os lajedos. Os blocos maiores encontram-se visivelmente fraturados, no entanto optou por não realizar a coleta de dados estruturais, em razão de se tratarem de material alóctone. Figura 14: Rochas da unidade Formação Apoteri. A) Afloramento P4, Morro do Redondo.; B) Aspectos macroscópicos dos basaltos repletos de cavidades. Fonte: o autor. A B
  • 41. 41 3.2.1.3 Formação Serra do Tucano O afloramento P1 corresponde ao Morro da Antena, uma elevação de cerca de 150 metros localizado nas coordenadas N03.58288 e W 08.17985 (figura 15-A). A descrição litológica aconteceu especificamente em um paredão com cerca de 1.6 metros de altura, muito próximo à sede da fazenda, e de um pequeno curso d’água (figura 15-B). Esta é uma excelente exposição rochosa, com muitas das estruturas ainda bem preservadas. A caminho do paredão o solo se encontra repleto de fragmentos rochosos rolados, e de granulometria mais fina, representada possivelmente por siltitos e lamitos completamente alterados. Outros blocos maiores formam lajedos onde é possível observar que o intemperismo realça as principais estruturas da rocha, resultando em cavidades preenchidas por matéria vegetal. O arenito fino possui inúmeras camadas bioturbardas, e claras estratificações cruzadas (figura 15-C) além da presença de impressões que aparentam ser de lenhos fósseis (figura 15-D). Figura 15: Rochas da unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P1: A) O relevo nesta região possui um padrão cuestiforme.; B) Arenito com estratificação cruzada, plano horizontal.; C) Arenito com acamamento.; D) Vestígio fóssil do tipo impressão vegetal, provavelmente de um tronco. Fonte: o autor. A B C D
  • 42. 42 Toda a exposição rochosa está moderadamente alterada, onde a base (camada 1) é formada por um arenito fino, matriz ferruginosa, grãos subarrendados e esfericidade baixa e cor vermelho escuro. Tem espessuras de aproximadamente 60 cm, representada pela amostra P1A1 (figura 16). A camada 2 trata-se novamente de um arenito fino com predominância de minerais de coloração mais clara (possivelmente caulinita) que a camada sobreposta. Grãos subarrendados a arredondado e baixa esfericidade. Nesta camada se encontra a impressão de um lenho fóssil (figura 16). Tem espessura de cerca de 30 cm, representada pela amostra P1A2. Por último (camada 3), o topo corresponde a um arenito médio de cor amarelo pálido e composição majoritariamente de quartzo e argilominerais. Apresenta grânulos com tamanho de 0,8 mm e grãos subarrendados, e de esfericidade baixa, com pequenas cavidades nas superfícies e bastante sujo. A camada possui estratificação cruzada (figura 16), e algumas vezes cruzada acanalada. O topo da camada se encontra bastante fraturado. Tem espessura de aproximadamente 70 cm, representada pela amostra P1A3. Figura 16: Unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P2: A) Visão geral do afloramento (visada SE-NW).; B) Croqui destacando diferentes camadas observadas. Fonte: o autor. Enquanto o afloramento P2 está localizado nas coordenadas N03.17906 e W60.63524. O acesso é realizado por meio da vicinal BOM-170, margem esquerda sentido BR-401. A cota altimétrica é de 185 metros, correspondente ao afloramento comumente conhecido como Murici II. A exposição rochosa é do tipo corte de estrada, altamente alterado, e acontece de ambos os lados da vicinal em uma área de lavrado (figura 17).
  • 43. 43 O perfil litoestratigráfico tem pouco mais de cinco metros de altura, composto por 5 camadas (figura 17), mais uma espessa camada de solo e material retrabalhado pela ação antrópica. Apenas três litologias foram identificadas, com características muito semelhantes, sendo esta majoritariamente argilosa. As camadas são distinguidas por diferentes níveis que variam entre as cores amarelo, laranja e vermelho, com tons mais claros ou mais escuros. O bloco tem continuidade lateral de cerca de 40 metros, sendo caracterizado como um perfil granocrescente, e de camadas que possuem gradação normal, porém entre a camada 4 e o topo o contato é do tipo é brusco. Figura 17: Unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P2: A) Visão geral do afloramento (visada SE-NW).; B) Croqui destacando diferentes camadas observadas. Escala: 1,7 m. Fonte: o autor. A base do perfil (camada 1) é inteiramente formada por um arenito bastante friável. A camada é composta por grãos com granulometria fina a média e coloração amarelo moderado. Esta camada é caracterizada internamente por uma laminação plano paralela e um sistema de fraturas. Possui grãos angulosos a subangulosos, de baixa esfericidade e pobremente selecionados. Tem espessura de cerca de 1,5 m, representada pela amostra P1A2 (figura 18). A camada 2 corresponde a um silte arenoso também muito friável. Possui coloração branco amarelada. Apresenta granulometria de silte grosso a areia fina, com grãos angulosos a subangulosos e seleção moderada. Tem espessura de cerca de 80 cm, representada pela amostra P1A2 (figura 18). Sobreposto a esta camada, a camada 3 trata-se de um arenito com granulometria entre areia fina a média, coloração amarelo pálido e presença de manchas esbranquiçadas, possivelmente caulinita. É caracterizada internamente por uma estrutura majoritariamente maciça, apesar de também apresentar uma estrutura de estratificação acanalada incipiente. Tem espessura de cerca de 2 m, representada pela amostra P1A3 (figura 18).
  • 44. 44 Sobreposto a esta camada, a camada 4 tem 1,5 m de espessura e coloração amarelo pálido, novamente com porções vermelhas esbranquiçadas. Esta camada apresenta granulometria areia fina a média, com grãos angulosos a subangulosos, baixa esfericidade e pobremente selecionados. Novamente há presença de manchas esbranquiçadas, possivelmente caulinita e óxidos e hidróxidos de ferro. É caracterizada internamente por uma estrutura maciça. Tem espessura de cerca de 2 m, representada pela amostra P1A4 (figura 18). Figura 18: Perfil litológico do afloramento P2. Fonte: o autor. O topo (camada 5) trata-se de um conglomerado, onde os grãos são formados por fragmentos rochoso (litoclastos). É a única camada discordante das demais, registrando um contato abruto com a camada subjacente (figura 18). Tem espessura de cerca de 30 cm.
  • 45. 45 3.2.1.4 Formação Areias Brancas O afloramento P3 está localizado nas coordenadas N03.43803 e W59.93784 na margem direita da RR-401 sentido Bonfim com cota altimétrica de 85 metros. A localidade é uma “caixa de empréstimo” denominação dada a escavações de onde retiram piçarra para a pavimentação da vicinal (figura 19-A). Figura 19: Unidade Formação Areias Brancas. A) Afloramento descrito como correspondente a unidade Formação Serra do Tucano.; B) Fragmento de rocha de granulometria muito fica.; C) Arenito médio a grosso laterizado. Fonte: o autor. Corresponde a um arenito médio a grosso, completamente alterado. Por conta da umidade, as cores variavam de um laranja pálido gradando para um laranja forte, com destaque para os fragmentos rochosos de coloração mais avermelhada (figura 19-B). Os blocos maiores apresentam grandes quantidades de fragmentos rochosos incorporados, de composição mais fina, possivelmente siltitos (figura 19-C). Não foi possível coletar dados estruturais como acamamento ou paleocorrente, em razão da natureza alóctone do material. A B C
  • 46. 46 3.2.2 Petrografia (macro e microscópica) 3.2.2.1 Grupo Cauarane As variedades texturais identificadas no âmbito do afloramento P5 exibem rochas de composição quase inteiramente formadas por quartzo leitoso ou chert. O quartzo corresponde ao principal mineral, desde uma variedade mais hialina até sua versão mais fumê. Para nenhuma das amostras coletadas no afloramento P5 confeccionou-se lâmina delgada. No afloramento P5, a amostra P5A1 diz respeito a um quartzito (figura 20-A), rocha de granulação fina, textura granoblástica e cor rosa esbranquiçado. Composição quase inteiramente formado por quartzo. Em algumas porções da rocha é possível observar uma incipiente fratura conchoidal. Alguns poucos minerais de coloração avermelhada podem se tratar de óxidos e de hidróxidos de ferro ou sericita. Quanto ao bandamento, a rocha é majoritariamente não foliada (rocha maciça), embora seja possível descrever uma foliação milimétrica, menor que 1 cm, do tipo estratificação sedimentar, em função dos minerais de cor cinza (argilominerais?). Figura 20: Rochas do embasamento paleoproterozóico. Afloramento P5: A) Amostra P5A1: quartzito.; B) Amostra P6A2: metachert.; C) Amostra P6A3: brecha metamórfica. Fonte: o autor. A B C
  • 47. 47 Ainda do mesmo afloramento, a amostra P5A2 diz respeito a um metachert (figura 20- B), rocha de granulação fina, textura granoblástica e cor cinza esverdeado. Trata-se de uma rocha maciça, de composição quartzo fumê e quartzo hialino, chert, e possivelmente calcedônia. Em algumas porções é possível observar minerais completamente oxidados (hematita?), além de um mineral de cor escura, brilhoso, que pode se tratar possivelmente de uma biotita. A amostra P5A3 é possivelmente uma brecha metamórfica (figura 20-C). Possui textura granoblástica, granulação média, e cor vermelho esbranquiçado. Minerais de quartzo hialino preenchem cavidades formando pequenas drusas (entre 1 e 3 cm), além de fragmentos rochosos, como por exemplo uma fina de camada de menos de 1 cm, que aparenta se tratar de uma rocha sedimentar de granulometria muito fina. No afloramento P6 ocorrem gnaisses foliados (figura 21-A), cinza a vermelho enegrecido. A amostra P6A1 possui textura granoblástica, com pórfiros de feldspato alcalino. Apresenta bandamento contínuo, e com a espessura milimétrica. A foliação S1 é conferida pela orientação preferencial de agregados máficos e agregados de feldspatos, com cristais de feição ocelar de aproximadamente 1 cm, destacando-se do restante da granulação fina. A mineralogia é de minerais de coloração clara, quartzo branco e feldspatos alaranjados, além de ripas de plagioclásio, intercalados com leitos de minerais mais escuros (máficas), como biotita e anfibólio. Com respeito a amostra P6A2 (figura 21-B), esta é muito semelhante a amostra P6A1, e possui cinza a vermelho enegrecido, textura granoblástica, com pórfiros de feldspato alcalino. Apresenta bandamento contínuo, e, no entanto, difere quanto a espessura das bandas, que podem alcançar até 1 cm, e a granulação média. Quanto a composição, a amostra P6A2 apresenta maior quantidade de feldspato alcalino (figura 21-C), seguido por minerais de coloração clara, quartzo branco e plagioclásio, intercalados com leitos de minerais mais escuros (máficas), como biotita e anfibólio. Os minerais de feldspato potássico de cor alaranjada possuem hábito prismático e clivagem bem definida, alguns em forma oscelar maiores que 1 cm. A amostra P7A1, afloramento P7, trata-se possivelmente de um migmatito, textura granoblástica, com pórfiros de granada, granulação grossa (figura 21-D), cor cinza enegrecido. Composta por minerais de coloração clara, quartzo branco e feldspatos alaranjados, plagioclásio, lamelas de biotita e anfibólio, granada e possivelmente clorita. Minerais de feldspato potássico bem formados, minerais de granada com até 1 cm, de forma circular, e em concentração de até 2% na rocha e secundariamente grandes minerais de biotita e plagioclásio.
  • 48. 48 Figura 21: Rochas do embasamento paleoproterozóico. Afloramento P6: A) Amostra P6A1: gnaisse bandado. Foliação S conferida pela orientação preferencial de forma dos agregados máficos e félsicos.; B) Amostra P6A2: gnaisse com feldspato potássico com feição oscelar.; C) Amostra P6A2: maior quantidade de feldspato alcalino.; Afloramento P7: D) Rocha enriquecida em granada (granada-gnaisse?).; E) Migmatito?. F) Minerais de granada na cor castanho avermelhado, com comprimento entre 1 e 2 cm. Fonte: o autor. As rochas do afloramento P6, amostra P6A2 (figura 21-E), correspondem a granada- gnaisses e biotita como minerais máficos mais abundantes. Possui textura granoblástica, com pórfiros de granada, estrutura foliada. Minerais de coloração clara, quartzo branco e feldspatos alaranjados, plagioclásio, lamelas de biotita e anfibólio, granada e possivelmente clorita. A B C D E F
  • 49. 49 Minerais de feldspato potássico bem formado, minerais de granada com até 1 cm, de forma circular, e em concentração de até 2% (figura 21-F) na rocha e em menor quantidade pórfiros de biotita e plagioclásio. Para a localidade do afloramento P7, foram selecionadas duas amostras representativas para a confecção Lâminas delgadas. A amostra P7A1 corresponde a lâmina polida SST197, e diz respeito a um a gnaisse com biotita e granada como minerais máficos mais abundantes. Minerais opacos, também ocorrem em quantidades acessórias. Apresenta granulação fina, com alguns fenocristais. A foliação é contínua, suave e dividida em dois domínios, cada qual com cerca de 3 mm (figura 22-A). Assim, duas bandas são diferenciadas a partir da mineralogia, onde uma banda é rica em biotita e outra rica em feldspato. O primeiro bandamento tem textura nematoblástica, com minerais prismáticos orientados. Grandes fenocristais de feldspato alcalino alcançam mais de 10 mm, em meio a cristais bem menores (figura 22-B). O feldspato alcalino contém inclusões de quartzo e presenta, assim como o plagioclásio, extinção ondulante. Ocorrem intercrescimentos mirmequíticos nos grãos de plagioclásio (figura 21-C/D). Os minerais de quartzo aparecem bastante fraturados, com fraturas em diferentes direções. Não apresentam contato visível, com bordas cominuídas, estando circundado com uma espécie de matriz cor alaranjada, possivelmente de alteração (oxidação?). Grãos de granada aparem de tamanho diminuto, menor que 1 mm, bastante fraturados e de forma circular. Um segundo bandamento tem textura lepdoblástica, com minerais máficos orientados. Biotita algo alterada, aparece de forma anédrica, completamente irregular e fraturada. Estão presentes também cristais de forma alongada, enquanto em menor quantidade os minerais de anfibólio (hornblenda) apresentam formas mais euédricas. A parte dos fenocristais, os grãos são muito pequenos, totalizando até 15% da lâmina, e, portanto, difíceis de identificar as características individuais. Minerais Essenciais: Feldspato potássico (35%), quartzo (20%) plagioclásio (10%), biotita (10%), hornblenda (10%) e granada (5%), Minerais Acessórios: minerais opacos (5%). Minerais e Processos de Alteração: alteração do feldspato potássico (sericitização) (5%). Nome da Rocha: biotita hornblenda gnaisse foliado.
  • 50. 50 Figura 22: Fotomicrografia da lâmina SST197: A) Foliação S1 marcada pela orientação preferencial de agregados de biotita, de grãos de quartzo e de grãos e agregados de feldspatos.; B) Fenocristal de feldspato potássico, e grãos de quartzo alongados.; C) Intercrescimento mimerquitico em cristal de plagioclásio.; D) Intercrescimento mimerquitico em cristal de plagioclásio a nicóis cruzados. Fonte: o autor. A amostra P6A2 corresponde a lâmina polida SST198, e apresenta minerais de granulação média, principalmente fenocristais de feldspato potássico. Estes se apresentam quase euédricos, apesar de bastante fraturados. As fraturas são por vezes preenchidas com minerais de alteração (figura 23-A). A amostra é muito semelhante a lâmina STT198, com variações quanto ao tamanho dos grãos, sobretudo os de feldspato alcalino que alcançam maiores dimensões, e a foliação. A amostra apresenta foliação, porém pouco contínua. Tem textura granoblástica, e secundariamente lepdoblástica. A foliação S1 é marcada por cristais de quartzo, e uma matriz muito fina - grãos de 0,5 mm - de material cominuído (quartzo, feldspato, epídoto e sericita). Grandes fenocristais de biotitas, em forma de lamelas, por vezes alteradas (figura 23-B), apresentam fios de sillimanita (figura 23-C). Biotita aparece com entrada penetrativa no mineral hospedeiro, possivelmente alterada. A B 1 mm 1 mm mq D 1 mm 1 mm
  • 51. 51 Feldspatos mostram avançado grau de alteração, e inclusão de outros minerais (figura 23- D). E plagioclásios, anédricos, também exibem quartzo no interstício. Plagioclásios com macla polissintética, alguns alongados, enquanto outros são tão pequenos que impossibilita uma descrição mais precisa, reconhecíveis apenas pela extinção típica. Listras de minerais opacos também são abundantes. Devido ao estado do metamorfismo muitos grãos pequenos são indeterminados, e com formas arredondadas. Figura 23: Fotomicrografia da lâmina SST198: A) Plagioclásio mostrando contato extremamente irregular, embaiando feldspato alcalino.; B) Grãos de biotita em forma de lamelas.; C) Fibras de sillimanita substituindo grão de biotita.; D) Grão de feldspato potássico com inclusão. Fonte: o autor. Minerais Essenciais: Feldspato potássico (40%), quartzo (10%) plagioclásio (10%), biotita (10%), hornblenda (5%). Minerais Acessórios: Minerais opacos, epidoto (10%), sillimanita (5%). Minerais e Processos de Alteração: Sericitização no feldspato potássico e cloritização da biotita (10%). Nome da Rocha: biotita gnaisse. A B C 1 mm 1 mm 1 mm D 1 mm 1 mm
  • 52. 52 Para o afloramento P7 selecionou-se as amostras P7A1 e P7A2 para confecção de lâminas delgadas. A lâmina SST199, oriunda da amostra P7A1 possui granulação fina a média, o tamanho dos grãos varia sem qualquer padrão, porém sempre com feições anédricas. Grãos de feldspato potássico são por vezes maiores que 10 mm, e ocorrem na lâmina quase que por completo. São fenocristais fraturados, anédricos, e de bordas irregular (figura 24- A). O feldspato potássico está pouco alterado e possui intercrescimento (pertitas?) (figura 24-B). Plagioclásio alongados algumas vezes exibem maclas, porém possuem tamanhos menores que 3 mm, e não formam cristais prismáticos. Abundantes grãos de granada, incolores a nicóis cruzados, e de relevo médio a alto, apresenta-se bastante fraturados, e por vezes com inclusões de quartzo. São de formato mais ou menos circular, e podem alcançar até 8 mm (figura 24-C). A biotita é encontrada em porções específicas da lâmina, na forma de agregados, coloração marrom, e feição mais ou menos tabular (figura 24-D). Minerais de cor verde claro na luz polarizada e a nicóis cruzados, sem forma definida, trata-se de biotita alterando para clorita e anfibólios igualmente alterados. Cristais de quartzo surgem em menor tamanho, entre 2 e 3 mm, geralmente cercados por feldspato potássico. Cristais de maior tamanho apresentam inclusões (figura 24-E). Grande quantidade de anfibólios (hornblenda marrom) apresentam margens corroídas, com forte pleocroísmo para a cor marrom. Tais minerais possuem formato bastante irregular, Entre os minerais acessórios predominam a titanita e sillimanita. Sillimanita aprece na forma de fibras, com cor de interferência bastante intensa, desde um forte azul até uma rosa marcante (figura 24-F). Poucos minerais opacos são observados. Cristais de titanita possuem tamanho entre 6 e 8 mm, de forma irregular. Minerais Essenciais: Feldspato potássico (35%), quartzo (20%), plagioclásio (10%), granada (10%), hornblenda (5%) e biotita (5%). Minerais Acessórios: Minerais opacos, titanita e sillimanita (10%). Minerais e Processos de Alteração: Cloritização da biotita (5%). Nome da Rocha: granada gnaisse.
  • 53. 53 Figura 24: Fotomicrografia da lâmina SST199: A) Grãos de feldspato alcalino com limites irregulares; B) Grão de feldspato potássico com pertitas. C) Grão de granada, com inclusões de mineral alterado.; D) Agregados de biotita marrom.; E) Sillimanita em fibras.; F) Grão de quartzo com inclusão.; Fonte: o autor. Por último, a lâmina SST200 corresponde a amostra P7A2. A amostra exibe textura porfiroblástica, com bastante fenocristais de feldspato potássico. Estes geralmente mostram tamanhos entre 7 e 10 mm, ocasionalmente fraturados. Também ocorre muitos plagioclásios com contatos extremamente irregulares com feldspato alcalino. Pode ocorrer muito alterado por A B C D E F 1 mm 1 mm 1 mm 1 mm 1 mm 1 mm
  • 54. 54 sericitização e apresentar intercrescimento mirmequítico no contato com plagioclásio (figura 25- A). Figura 25: Fotomicrografia da lâmina SST200: A) Feldspato potássico com pertitas.; B) Fenocristal de granada com inclusão de mineral alterado.; C) Grãos de feldspato alcalino com junção tríplice e limites corroídos.; D) Agregados de biotita.; E) Biotita anédrica, intersticial e sillimanita fibrosa. Fonte: o autor. A B C D E 1 mm 1 mm 1 mm 1 mm 1 mm
  • 55. 55 Fenocristais de granada se distribuem pontualmente por toda a lâmina. Apresentam formato circular, bastante fratura, com fraturas em várias direções. As grandes quantidades dos cristais de granada apresentam diminutas inclusões de quartzo (figura 25-B). O plagioclásio, com maclas muito apagadas ou ausentes está comumente sericitizado. Grãos de quartzo apresentam junção tríplice, porém com bordas corroídas (figura 25-C). Outros pequenos cristais de quartzo se espalham caoticamente pela lâmina. Cristais de biotita, menores que 2 mm, na forma de ripas se distribuem de forma caótica em toda a lâmina (figura 24-D). Sillimanita ocupa fraturas nas biotitas, além de possivelmente outros minerais resultado da alteração (figura 24-E). Muito anfibólio marrom a avermelhado, tabular. Poucos minerais podem mostrar limites retilíneos, sendo principalmente os minerais opacos. Sericita é o mineral de alteração mais comum e cloritização da biotita. Minerais Essenciais: Feldspato potássico (30%), quartzo, (15%) plagioclásio (10%), biotita (10%), granada (10%) e hornblenda (5%). Minerais Acessórios: Minerais opacos (5%), sillimanita (5%). Minerais e Processos de Alteração: Sericitização no feldspato potássico e cloritização da biotita (10%). Nome da Rocha: biotita granada gnaisse. 3.2.2.2 Formação Apoteri A rocha sã corresponde a amostra P4A1, a qual possui coloração cinza-azulado, granulação fina a afanítica, provavelmente se tratando de um basalto toleítico. Conforme descrição macroscópica, a rocha que origina o morro é extrusiva de textura, holocristalina, com cristais tão pequenos que quase não são identificáveis sem auxílio do microscópio. A mineralogia estimada é de minerias máficos, como piroxênios, anfibólios, olivinas e biotitas. O índice de cor é melanocrático. O grau de cristalização é bastante fino, com grãos bem menores que 1 milímetro (figura 26-A).
  • 56. 56 Figura 26: Características macroscópicas das rochas da Formação Apoteri. A) Amostra P4A1. Basalto de textura afanítica.; B) Amostra P4A2. Basalto com amigdalas preenchidas principalmente por calcita e clorita. Fonte: o autor. Quanto a amostra P4A2, trata-se de uma rocha com textura afanítica, holocristalina. equigranular e melanocrática. Esta se apresenta repleta de pequenas cavidades. Alguns blocos podem ter o volume formado em até 30% de cavidades e 70% de rocha (figura 26-B). Quanto as cavidades, estas são principalmente amígdalas, de formato elipsoidal, e por vezes mais circulares. As rochas que contêm cavidades, são as que apresentam mais pronunciado processo de alteração. As amígdalas no geral não ultrapassam 1 cm de comprimento, apesar apresentarem coalescência. O preenchimento é sobretudo de calcita, mineral identificado pela baixa dureza, clivagem proeminente em três direções e a rápida reação ao ácido clorídrico. Outros minerais que as preenchem são a clorita e o quartzo. As vesículas apresentam tamanhos que variam de 0,2 mm a 1 mm, de formato irregular e por vezes arredondados. Foram selecionadas as amostras P4A1 e P4A2 respectivamente representativas do basalto e do basalto vesicular para confecção de lâmina delgada. A amostra P4A1, lâmina SST195 corresponde a uma rocha afanítica, de granulação muito fina, o que torna impossível a A B C 1 cm
  • 57. 57 individualização da maior parte dos minerais. É majoritariamente composta por matriz, menor que 1 mm, e grande quantidade de minerais opacos (magnetita?). O contato entre os grãos acontece por meio da matriz, sendo, portanto, uma rocha hipocristalina e inequigranular. A nicóis descruzados há uma grande quantidade de minerais de cor verde, menores que 2 mm, relevo baixo e anédricos, possivelmente se tratando de minerais de alteração (figura 27-A). Alguns minerais de piroxênio podem ser individualizados. Possuem distribuição caótica, e são menores que 2 mm. São cristais finos, incolores a amarelo, e sem clivagem. Outros minerais em forma de ripa são os plagioclásios, de tamanhos entre 1 e 2 mm (figura 27-B). No geral, os minerais que podem ser descritos de forma individual não ultrapassam 1% do volume da amostra. Logo, trata-se de uma rocha vulcânica, provavelmente um basalto. Figura 27: Fotomicrografia da lâmina SST195: A) Destaque para a granulometria, muito fina, minerais opacos e minerais de alteração.; B) Minerais a nicóis cruzados, com grande presença de cristais em forma de ripas. Fonte: o autor. Quanto a amostra P4A2, A amostra P4A1, lâmina SST196 é uma rocha afanítica, de granulação muito fina, o que torna impossível a individualização de muitos dos minerais presentes. É principalmente composta por matriz, menor que 1 mm, e grande quantidade de minerais opacos extremamente pequenos (magnetita?). O contato entre os grãos acontece por meio da matriz, sendo, portanto, uma rocha hipocristalina. A textura é do tipo inequigranular. A nicóis descruzados se destacam alguns fenocristais de piroxênio e são os únicos que podem ser individualizados. Possuem distribuição caótica, e são menores que 3 mm. São cristais anédricos, alguns de forma alongada. A rocha possui inúmeras vesículas, a maioria de forma irregular, quase circular. Tal feição perfaz até 10 % da amostra. O conteúdo das vesículas é principalmente de calcita incolor, A B 1 mm 1 mm
  • 58. 58 que se destaque pelo tamanho em meio a uma matriz formada por minerais consideravelmente menores (figura 28-A). Algumas vesículas se apresentam preenchidas por camadas, sobretudo as vesículas maiores. A borda é preenchida por plagioclásios já alterados, e mais ao centro trata-se unicamente de calcita. Outros minerais em forma de ripa são pequenos plagioclásios, com macla bem formada, que além de se cristalizar nas paredes das vesículas, apresentam distribuição menor que 1% na lâmina (figura 28-B). Figura 28: Fotomicrografia da lâmina SST196: A) Grão de calcita em meio a matriz de granulação muito fina.; B) Calcita preenchendo vesícula no centro, e plagioclásio alterado nas bordas. Fonte: o autor. 3.2.2.3 Formação Serra do Tucano No afloramento P1 afloram arenitos de granulometria fina, com mineralogia principal de quartzo, e secundariamente óxidos de ferro e possivelmente caulinita, incipiente laminação plano paralela, cor variando de um laranja pálido a vermelho amarronzado. Três amostras foram coletadas, no entanto não apresentam marcantes diferenças texturais, com exceção da amostra P1A3 que apresenta grão também do tamanho areia média. Estes se encontram bastante alterados por conta do intemperismo (figura 29). A B 1 mm 1 mm
  • 59. 59 Figura 29: Descrição macroscópica das rochas da unidade Formação Serra do Tucano. Afloramento P1: A) Amostra P1A1: arenito fino.; B) Amostra P1A2: de arenito fino.; C) Amostra P1A3: arenito fino médio. Fonte: o autor. Quanto ao afloramento P2, a amostra P2A1 trata-se de um arenito muito semelhante ao relatado no afloramento P1. Um arenito fino, de cor laranja pálido e composto de quartzo e argilominerais (possivelmente caulinita) (figura 30-A). Com relação a amostra P2A2 tem-se um arenito muito fino, e de composição quartzo, argilominerais e óxidos de ferro (minerais possivelmente pesados). Cor laranja amarronzado e mais litificado (figura 30-B). A amostra P2A3 trata-se de um lamito, composto por silte e argila de grãos muito fino, e mineralogia principal de argilominerais dentre ele possivelmente caulinita e baixa concentração de quartzo (figura 30-C). Por último a amostra P2A4 é um argilito branco com manchas vermelhas, composto por argilominerais dentre eles possivelmente a caulinita, e de estrutura maciça, com processo secundário de laterização semelhante a amostra P2A3 (figura 30-D). A B C
  • 60. 60 Figura 30: Descrição macroscópica das rochas da unidade Formação Serra do Tucano. Aforamento P2: A) Amostra P2A1: arenito fino, friável e rico em caulinita.; B) Amostra P2A2: arenito oxidado.; C) Amostra P2A3: lamito com laminação plano paralela.; D) Amostra P2A4: argilito maciço.; F) Argilito maciço, detalhe para processo secundário de laterização. Fonte: o autor. 3.3 GEOLOGIA ESTRUTURAL 3.3.1 Grupo Cauarane O Grupo Cauarane foi estudado a partir de três afloramentos. No afloramento P5 não foi possível obter medidas estruturais, pois se tratava de blocos rolados. Entretanto, observou-se que além do intenso fraturamento das rochas, muitas ainda apresentam um acamamento bem preservado (figura 31-A). Outra feição que merece destaque são os inúmeros veios de quartzo (figura 31-B), que aparecem subconcordantes ao acamamento de algumas rochas. A B C D
  • 61. 61 Figura 31: A) Aspectos estruturais das rochas do Grupo Cauarane. Afloramento P5: A) Veios de quartzo extensionais.; B) Rocha fraturada e com incipiente acamamento. Fonte: o autor. O afloramento P6 também apresenta grande quantidade de veios de quartzo, ora concordante a foliação S1 (figura 32-A), ou cortando a foliação a baixo grau (figura 32-B). Figura 32: Aspectos estruturais das rochas do Grupo Cauarane. Aforamento P6: A) veio de quartzo subparalelo a foliação.; B) Veio de quartzo cortando a foliação. C) Gnaisse com foliação S1 muito bem desenvolvida.; D) Gnaisse fraturado. Fonte: o autor. A B A B C D
  • 62. 62 As rochas mostram bandamento, do tipo gnáissico. As bandas são milimétricas, além da presença constante da foliação S1 penetrativa e definida pela orientação preferencial da forma de lâminas de agregados de feldspatos e de agregados máficoa (figura 32-C). Constantemente a rocha se apresenta fraturada (figura 32-D), no entanto nenhum tipo de medida estrutural foi coleta por entender que o material não estava in situ. No afloramento P7 surgem bandas mais espessas de feldspato alcalino, sem forma definida. O maior dos blocos, este com mais de 4 m, possivelmente o único autóctone, a foliação S1 está a N48/25º SE, com as demais em paralelo em com ângulos muito próximos (figura 33- A). A foliação é muito bem penetrativa (figura 33-B). Figura 33: Aspectos estruturais das rochas do Grupo Cauarane. Afloramento P7.; A) Gnaisse foliado.; B) Megacristais de granada (até 3 cm) e filmes descontínuos de minerais máficos. Foliação S1 conferida pela orientação preferencial de forma dos agregados máficos e félsicos.; C) Gnaisse mais fino, com foliação muito penetrativa.; D) Granada-Gnaisse fraturado.; E) Dobras locais, sem raiz e veio quartzo-feldspático dobrado. Fonte: o autor. A B C D E