RELATÓRIO DE CAMPO - GEOLOGIA

UNIVERSIDADE FEDERAL DE RORAIMA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS - IGEO
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
AVALIAÇÃO DE EXTRAORDINÁRIO APROVEITAMENTO DE ESTUDOS
EZEQUIAS NOGUEIRA GUIMARÃES
RELATÓRIO TÉCNICO PRELIMINAR
Boa Vista, RR.
2021

EZEQUIAS NOGUEIRA GUIMARÃES
RELATÓRIO TÉCNICO PRELIMINAR
Relatório Técnico de campo referente às
disciplinas de Estágio de Campo II e III
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 da área de estudo................. Erro! Indicador não definido.
Figura 2: Mapa fotogeológico. ...................................................................................................8
Figura 3: Roraima segmentado de acordo com as Unidades Morfoestruturais. Destaque em
vermelho para o município do Cantá........................................................................................11
Figura 4: Mapa de Unidades Morfoesculturais em Roraima. Destaque em vermelho para o
município do Bonfim................................................................................................................12
Figura 5: Principais feições geotectônicas da América do Sul (modificado de Almeida & Hasui
1984).........................................................................................................................................15
Figura 6: Cráton Amazonas e sua subdivisão em províncias. Limites de idades de acordo com
os dados disponíveis no princípio de 2006...............................................................................16
Figura 7: Províncias gecronológicas do Cráton Amazônico e domínios tectônicos. ...............17
Figura 8: Domínios litoestruturais do Estado de Roraima de acordo com Reis & Fraga (1998,
2000).........................................................................................................................................18
Figura 9: Seção estratigráfica esquemática da bacia do Tacutu. ..............................................25
Figura 10: Carta estratigráfica da Bacia do Tacutu. .................................................................26
Figura 11: Mapa da rede de drenagem. ....................................................................................38
Figura 12: Mapa de feiçoes lineares da rede de drenagem.......................................................38
Figura 13: Mapa de alinhamentos de drenagem.......................................................................39
Figura 14: Mapa de quebras positivas e negativas de relevo ...................................................39
Figura 15: Mapa de zonas homólogas......................................................................................40
Figura 16: Mapa fotogeológico com transectos para os campos..............................................40

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SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO 5
1.1 APRESENTAÇÃO 5
1.2 OBJETIVOS 6
1.2.1 Objetivos Específicos 6
1.3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO 6
1.4 MATERIAIS E METÓDOS 8
1.4.1 Materiais utilizados 8
1.4.2 Métodos 9
1.5 ASPECTOS GEOGRÁFICOS 10
1.5.1 Planalto do Divisor Amazonas-Orenoco 10
1.5.2 Planalto Sedimentar de Roraima 10
1.5.3 Planalto Dissecado Norte da Amazônia 11
1.5.4 Planaltos Residuais de Roraima 12
1.5.5 Depressão Marginal Norte do Amazonas 13
1.5.6 Depressão Boa Vista 13
1.5.7 Pantanal Setentrional 13
1.6 POTENCIALIDADE GEOECONÔMICA 14
2 GEOLOGIA REGIONAL 15
2.1 CONTEXTO GEOTECTÔNICO 15
2.1.1. Evolução Geotectônica 20
2.2 LITOESTRATIGRAFIA 26
2.2.1 Grupo Cauarane - 2235 ± 19 Ma, Pb/Pb em zircão 26
2.2.2 Suíte Metamórfica Murupu 27
2.2.3 Suíte Metamórfica Rio Urubu - 1966 ± 37 Ma, Pb-Pb em zircão 27
2.2.4 Suíte Serra da Prata- 1934 Ma, Pb-Pb; 1740 Ma, U-Pb 28
2.2.5 Formação Apoteri - 135 Ma Ar-Ar 29
2.2.6 Formação Serra do Tucano 29
2.2.7 Formação Boa Vista 30
2.2.8 Formação Areias Brancas 30
2.2.9 Depósitos Recentes 31
3 RESULTADOS/ GEOLOGIA LOCAL 32
3.1 INTRODUÇÃO 32
3.2 UNIDADES LITOLÓGICAS 32
3.2.1 Aspectos de Campo 32
3.2.2 Petrografia (macro e microscópica) 32
3.3 GEOLOGIA ESTRUTURAL 32
4 DISCUSSÕES E EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA 33
5 CONCLUSÕES 34
REFERÊNCIAS 35

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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

6
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 perfis descritos, que poderão futuramente serem detalhados a 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.

7
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.
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. Os afloramentos a serem visitados compreendem diversas unidades litoestratigráficas,
como a Formação Serra do Tucano, Grupo Cauarane e Suíte Metamórfica Rio Urubu (figura
2).
Situado a 79 metros de altitude, na área de estudo específica há a Serra do Tucano
com desnível médio de 150 m em relação à planície, onde o ponto mais elevado atinge a cota
de 320 m (FALCÃO, 2007), conhecido como um dos pontos turisticos do municipio.
A excursão à campo aconteceu durante os dias 19 e 21 de julho, nos quais foram
visitados um total de 4 afloramentos. No primeiro ponto aconteceu a descrição de um perfil

8
litológico na Serra do Tucano, e posteriormente foram descritos os termos litológicos da
Formaçao Areias Brancas e Formação Boa Vista. Por último visitou-se as serras que
correspondem ao Grupo Cauarane. No segundo dia os afloramentos corresponderam à
Formação Apoteri e Suíte Metamórfica Rio Urubu.
Figura 1: Mapa fotogeológico.
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 se utilizará ferramentas como martelos de
geólogo (petrográfico e estratigráfico) com porta-martelo, marretas e cinzeis e sacos plásticos

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para guardar as amostras. Posteriormente, na etapa pós-campo, acontecerá a confecção de 4
lâminas delgadas, no Laboratório de Laminação do NUPENERG, sendo 2 lâminas para a Suíte
Metamórfica Rio Urubu e 2 lâminas para o Grupo Cauarane. A descrição em nível microscópico
acontecerá no Laboratório de Petrologia, onde se utilizará o microscópico de luz polarizada da
marca Nickon.
Para coleta de informações de campo será utilizado GPS, e para coletar dados estruturais
será utilizado a bússola de geólogo (Brunton ou Clar) com estojo. Na descrição macroscópica
se utilizará 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 bem
identificado e fechado, 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.
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 A, B e C), relevo (anexo D), zonas homólogas (anexo E) e o principal deles,
o mapa fotogeológico com os transectos que serão realizados em campo(anexo F).

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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 do Divisor Amazonas-Orenoco
Grande parte do planalto é um divisor de águas das bacias dos rios Amazonas e Orenoco.
É uma grande área montanhosa, tendo direção SW-NE, composta por rochas ígneas e
metamórficas pré-cambrianas do Escudo das Guianas. A maioria do relevo é formado
patamares dissecados por redes de drenagem inseridos em falhas e fraturas (CPRM, 2014).
1.5.2 Planalto Sedimentar de Roraima

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Caracterizado por relevos tabulares, gravados em rochas sedimentares e
metassedimentares, representadas pela Formação Tepequém e Supergrupo Roraima. Exibem
chapadas, platôs, degraus estruturais, rebordos erosivos, escarpas serranas, cuesas, hogbacks e
feições residuais. O planalto tem elevações que variam de 1.000 a 3.000 metros, o representante
da maior altitude é o Monte Roraima (CPRM, 2014).
Figura 2: Roraima segmentado de acordo com as Unidades Morfoestruturais. Destaque em vermelho para o
município do Cantá.
Fonte: CPRM (2014), modificado pelo autor.
1.5.3 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).

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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 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: Mapa de Unidades Morfoesculturais em Roraima. Destaque em vermelho para o município do Bonfim.
Fonte: CPRM (2014), modificado pelo autor.
1.5.4 Planaltos Residuais de Roraima
Caracterizados por terem altitudes que variam entre 400 a 900 metros e relevo entalhado
em rochas ígneas e metamórficas fraturadas e falhadas. As principais elevações ocorrem nas
serras Grande, da Prata, da Lua, Anauá, Balata e entre outras (CPRM, 2014).
A serra da Balata é constituída por rochas da Suíte Intrusiva Serra da Prata e possui
altitudes de até 750 metros, enquanto a serra da Prata é caracterizada por morros ou serras
baixas, com vertentes ravinadas e topos aplainados sustentados por crostas detrítico-lateríticas
e altitudes de até 550 m (CPRM, 2014).

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1.5.5 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).
1.5.6 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).
1.5.7 Pantanal Setentrional
Este compartimento é a segunda maior Unidade Morfoescultural de Roraima,
compreendendo aproximadamente 21% do seu território. Localiza-se no sul/sudoeste do estado,
na bacia do médio/baixo rio Branco, e é praticamente todo cercado pela Depressão Marginal
Norte do Amazonas, com exceção da porção noroeste e pequena parte da sudeste, que fazem
limite respectivamente com os Planaltos Residuais de Roraima e com o Planalto Dissecado
Norte da Amazônia (CPRM, 2014).
Como o próprio nome diz, a região tem características de um grande pantanal, localizado
no norte do Brasil, em oposição ao pantanal matogrossense que fica mais ao sul. É uma área
em que aproximadamente 60% dos terrenos ficam inundados nos período chuvoso (abril a
setembro) e por vezes permanecem assim na estação seca (CPRM, 2014).

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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.

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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).
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 (figura 5).
Figura 4: Principais feições geotectônicas da América do Sul (modificado de Almeida & Hasui 1984).
Fonte: Almeida e Hasui (1984) modificado por CPRM (2010).
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
mobilistas (CORDANI et al., 1979; TASSINARI; MACAMBIRA, 1999, 2004; SANTOS et

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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 5: 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 Rondoniana - San Ignácio evoluíram através de sucessivos arcos magmáticos produzindo

17
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 6: 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.

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Figura 7: 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).
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 sinistrais, produziram-se magmas graníticos e bacias preenchidas com
detritos a cerca de 2,10 Ga (TASSINARI; MACAMBIRA, 2004).

19
Figura 8: 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 NESW 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).
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

20
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 EW 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).
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

21
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
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).

22
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
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 ± 1Ma 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).
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

23
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
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).
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

24
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 9.
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.
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).

25
Figura 9: Seção estratigráfica esquemática da bacia do Tacutu.
Fonte: 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 10.
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; WANDERLEYFILHO;
BUENO, 2007).

26
.
Figura 10: Carta estratigráfica da Bacia do Tacutu.
Fonte: Vaz; Wanderley Filho; Bueno (2007).
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).

27
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).
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

28
(CPRM, 1999; FRAGA, 2002). Os minerais essenciais são: quartzo, feldspato alcalino,
plagioclásio, biotita e hornblenda (CPRM, 1999).
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).

29
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 et al. (1994) determinaram duas fácies
sedimentares inter-relacionadas: fácies de canal (barras de granulação fina), representada por
quartzo-arenitos maciços, creme a esbranquiçados, geometria tabular; arenitos arcoseanos
róseos, friáveis, e subordinados arenitos conglomeráticos com fragmentos caulínicos e
quartzosos (não seixosos).
As principais feições sedimentares relacionam-se a estratificações cruzadas acanaladas
de médio a grande porte a sets festonados (cujo vetor médio de direção de paleocorrente está
para SW / 208 graus) ciclos granodecrescentes ascendentes na forma de sequências regulares e
cíclicas no acúmulo de sedimentação, além de uma boa seleção de grãos; fácies de overbank
(planície de inundação), representada por uma sequência de arenitos finos, creme a amarelados,
e siltitos avermelhados via de regra oxidados, com estruturas de grandes fendas de
ressecamento, lâminação plano paralela, tímidas marcas onduladas assimétricas e flaser (REIS
et al.,1994).
Dentre as formações que correspondem à bacia do Tacutu, apenas a Formação Serra do
Tucano e Formação Tacutu possuem registro fóssil. O primeiro registro fóssil (icnofósseis) data

30
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).
Cerca de de 10 anos depois uma série de 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 icnofósseis, troncos e impressões de plantas.
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).
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
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).

31
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).

32
3 RESULTADOS/ GEOLOGIA LOCAL
3.1 INTRODUÇÃO
3.2 UNIDADES LITOLÓGICAS
3.2.1 Aspectos de Campo
3.2.2 Petrografia (macro e microscópica)
3.3 GEOLOGIA ESTRUTURAL
PENDENTE

33
4 DISCUSSÕES E EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA
PENDENTE

35
REFERÊNCIAS
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.

38
.
.
ANEXO A
Figura 11: Mapa da rede de drenagem.
Fonte: o autor.
ANEXO B
Figura 12: Mapa de feiçoes lineares da rede de drenagem.
Fonte: o autor.

39
.
ANEXO C
Figura 13: Mapa de alinhamentos de drenagem.
Fonte: o autor.
ANEXO D
Figura 14: Mapa de quebras positivas e negativas de relevo
Fonte: o autor.

40
ANEXO E
Figura 15: Mapa de zonas homólogas.
Fonte: o autor.
ANEXO F
Figura 16: Mapa fotogeológico com transectos para os campos.
Fonte: o autor.

41
TABELA DE COORDENADAS
PENDENTE

42
FICHAS PETROGRÁFICAS
PENDENTE

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