CAPTULO II CONTEXTO GEOLGICO REGIONAL A Plataforma Sul-Americana forma o ncleo do continente da Amrica do Sul, recobrindo uma rea de aproximadamente 15 milhes de km2 (Figura 7), dos quais 40% esto expostos em trs escudos prcambrianos: Guiana, Brasil-Central (ou Guapor) e Atlntico (Almeida et al. 1976). Parte da crosta continental exposta nestes escudos remonta a uma longa histria de evoluo crustal, com registros que vo do Arqueano ao Paleoproterozico, consolidando-se como ncleos crustais estveis ao final do ciclo orogentico Transamaznico (2100-1800Ma). A conformao final dos escudos pr-cambrianos delimitados por Almeida et al. (1976) ocorreu atravs da amalgamao de unidades supracrustais adjacentes aos blocos litosfricos durante a orognese Brasiliana (750-530Ma).

Figura 7 Compartimentao geotectnica da Plataforma Sul-Americana segundo Almeida et al. (1976). Retirado e modificado de Dardenne & Schobbenhaus (2001).

O Crton do So Francisco compe parte do Escudo Atlntico, localizado na poro centro-leste da Plataforma Sul-Americana (Figura 8). Este segmento crustal foi individualizado como uma unidade

29

geotectnica por Almeida (1977), cujos traados limtrofes foram redefinidos por Alkmim et al. (1993) e Alkmim (2004). As faixas de dobramento adjacentes ao Crton do So Francisco representam o registro dos terrenos acrescionados s bordas do referido crton atravs das colises diacrnicas do ciclo Brasiliano e foram designadas da seguinte forma: Araua (Provncia Mantiqueira, Almeida 1977), Braslia (Provncia Tocantins, Almeida 1977), Rio Preto (Provncia Tocantins, Inda et al. 1984), Riacho do Pontal e Sergipana (Provncia Borborema, Brito-Neves 1979). A Faixa de Dobramentos Araua localiza-se na margem sudeste do Crton do So Francisco, orientada aproximadamente na direo N-S, com vergncia para oeste e transporte tectnico para o crton. As principais unidades litoestratigrficas so representadas pelo embasamento, de idade arqueana a paleoproterozica, os metassedimentos paleo/mesoproterozicos do Supergrupo Espinhao, o Supergrupo So Francisco, Neoproterozico, rochas de afinidade grantica do estgio colisional brasiliano e unidades fanerozicas (Uhlein 1991, Figura 6). O metamorfismo regional aumenta de oeste para leste, gradando do fcies xisto verde baixo ao fcies anfibolito alto (Pedrosa Soares & Wiedemannn 2000). O segmento melhor definido da Faixa Araua situa-se na borda ocidental da faixa, limitado entre os paralelos 16 e 19 30S, materializado pelas relaes estratigrficas e estruturais entre os supergrupos Espinhao e So Francisco (e.g.Oliveira 1989, Uhlein 1991, Trompette 1994, Uhlein et al. 1995, Alkmim et al. 1996, Uhlein et al. 1999a, 1999b), macroregio onde se encontra a bacia hidrogrfica do rio Macabas.

II.1 Embasamento O embasamento do Crton So Francisco constitudo por um complexo arranjo de terrenos metamrficos de alto grau (gnaisses, granitides e granulitos) de idade arqueana, associaes do tipo granitogreenstone e cintures de rochas supracrutsais paleoproterozicas, assim como rochas plutnicas com grande variedade composicional, expostos no extremo sul do crton (Cinturo Mineiro) e na poro nordeste, no estado da Bahia (Teixeira et al. 2000). No domnio da Serra do Espinhao em Minas Gerais, o embasamento est exposto como ncleos de estruturas anticlinrias erodidas na regio de Gouveia e de Itacambira-Porteirinha. O Complexo Basal de Itacambira-Porteirinha ocupa a parte central do Anticlinrio homnimo, flanqueado pelos metassedimentos dos supergrupos Espinhao e So Francisco. Siga Jr. (1986) descreve biotita-gnaisses, localmente migmatticos, hornblenda gnaisses, gnaisses cataclsticos, milonitos, filonitos granitides e localmente anfibolitos. As rochas gnissicas so finamente bandadas, com nveis quartzo-feldspticos de cor clara e bandas escuras (biotita). A composio destas rochas varia de tonalitos a lcali-granitos. As rochas granticas so macias a discretamente foliadas, leucocrticas inequigraulares a equigranulares e com granulao mdia a grossa. Para o embasamento exposto na Folha Itacambira (Noce et al. 1996), Noce (1997) designam como Complexo Crrego do Cedro os gnaisses bandados de composio granodiortica que, em alguns locais, exibem corpos tabulares ou lenticulares de anfibolito, concordantes com o embasamento. A Sute Rio Itacambiruu constituda por dois corpos granitides, alongados, com dimenses mximas entre 5 e 10km, apresentando textura gnea preservada e composio tonaltica.

30

Figura 8 Mapa geolgico simplificado da poro E-SE do Crton do So Francisco, em contato com parte da Faixa de Dobramentos Araua, com destaque para a regio de estudo. Modificado de Uhlein (1991).

31

II.2 Supergrupo Espinhao O termo Espinhao tem sido empregado na literatura geolgica com trs sentidos distintos: geogrfico, estratigrfico e geodinmico (Schobbenhaus 1993). A conotao geogrfica Espinhao Gebirge (Serra do Espinhao) - foi introduzida por Eschwege (1822, In Renger 1979) para referenciar a cadeia de serras contnuas e estreitas que se estende segundo o meridiano por mais de 1200 km, desde o Quadriltero Ferrfero, em Minas Gerais, at a divisa dos estados da Bahia e Piau. No sentido estratigrfico, o Supergrupo Espinhao compreende metassedimentos de baixo grau metamrfico formados por (meta) seqncias clsticas, principalmente arenitos associados a psefitos e pelitos, alm de rochas carbonticas e vulcnicas (e.g. Pflug 1968). A evoluo estratigrfica do Supergrupo Espinhao remonta a Tafrognese Estateriana, ao redor de 1.75Ga (Dussin & Dussin 1995), com desenvolvimento bacinal ao longo do Meso e talvez do Neoproterozico (Schobbenhaus 1993). O conceito geodinmico emprega o termo Espinhao para definir um ciclo de deposio, deformao e metamorfismo no perodo compreendido entre 1.8 a 1.0Ga. Neste contexto, o padro de deformao registrado nos metassedimentos do Supergrupo Espinhao (incluindo todos os seus segmentos: Meridional, Serra do Cabral, Setentrional e Chapada Diamantina) seria resultante do evento orogentico Espinhao (ou Uruauano), entre 1.3 a 1.0Ga (e.g.Almeida-Abreu 1993, Knauer 1999, Almeida-Abreu & Renger 2002). Contudo, a existncia de um evento orogentico ps-transamaznico (2.1 a 1.8Ga) e pr-brasiliano (750 a 530Ma) tem sido questionada por diversos pesquisadores (e.g. Uhlein 1991, Dussin 1994, Danderfer Filho 2000, Alkmim 2004). Os resultados obtidos atravs do mapeamento geolgico das unidades proterozicas na regio do rio Macabas no apontam a existncia de nenhuma deformao do ciclo orogentico Espinhao nesta rea e a conotao geodinmica deste termo (e suas implicaes) no ser empregada neste trabalho.

II.2.1. Estratigrafia De todos os segmentos da cordilheira, a Serra do Espinhao Meridional constitui o principal alvo dos estudos sedimentolgicos, estratigrficos, estruturais e econmicos publicados at o presente (vide Renger 1979, Renger & Knauer 1995, Knauer 1999). Grande parte deste interesse foi motivado inicialmente pela descoberta de diamantes associados aos metaconglomerados da Formao Sopa-Brumadinho no sculo XVIII, atingindo o auge de sua explorao no sculo XIX (Prof. F. Renger, comunicao verbal). Aos trabalhos pioneiros de Eschwege (1822, 1833) seguiram-se inmeras contribuies para o esboo estratigrfico desta parcela da serra (e.g. Derby 1906, Moraes & Guimares 1930, Moraes et al. 1937), culminando com as obras de Pflug (1965, 1968), s quais serviram de referncia para diversos estudos posteriores (e.g. Schll & Fogaa 1979, Dossin et al. 1984, 1990, Knauer 1990, Almeida-Abreu 1993, Martins-Neto 1993, Silva 1995, Dupont 1995, Martins-Neto 2000). A Serra do Espinhao Setentrional separada da parcela meridional por uma descontinuidade na altura do paralelo 1730S, ocorrendo deslocada desta em direo NNE por aproximadamente 50km, iniciando ao sul da cidade de Itacambira. Os metassedimentos do Supergrupo Espinhao nesta regio distribuem-se como um cordo de serras em arco, quase sempre contnuos, com concavidade voltada para o

32

norte e fechamento ao sul da referida cidade. Esta faixa interpretada como o ncleo de uma grande estrutura anticlinria de direo N-S e caimento do eixo para sul (Anticlinal de Itacambira, Karfunkel & Karfunkel 1975), cujo flanco oriental prolonga-se ininterruptamente at o estado da Bahia. As primeiras observaes sobre esta unidade no segmento setentrional mineiro se devem a von Spix & von Martius (1828), quando correlacionaram as superfcies nuas de quartzo arenoso (grs ou quartzito) da regio de Gro Mogol (situada a nordeste de Itacambira) com as mesmas feies observadas no Distrito Diamantino. Von Helmreichen (1846) caracterizou os aspectos geolgicos relacionados aos

metaconglomerados diamantferos da Serra do Gro Mogol (conhecidos at os dias atuais como Pedra Rica), primeira referncia mundial de ocorrncia de diamantes em rocha compacta. Os trabalhos pioneiros sobre a estratigrafia do Supergupo Espinhao na regio se devem a Moraes & Guimares (1930), Moraes (1934) e Moraes et al. (1937), numa primeira tentativa de compartimentao destes metassedimentos levando-se em conta critrios litoestratigrficos (Figura 9). Moraes et al. (1937) denominaram de Srie Itacolomy a seqncia formada por quartzitos, arenitos, conglomerados e filitos que se estende desde a regio de Ouro Preto, passando por Diamantina e Gro Mogol, prolongando-se at a fronteira com a Bahia.

Figura 9 Seo geolgica na regio do Anticlinal de Itacambira (segundo Moraes et al. 1937).

O principal trabalho de cunho estratigrfico nesta rea deve-se a Karfunkel & Karfunkel (1975, 1977). Estes autores mapearam a poro sul da Cordilheira do Espinhao Setentrional na escala de 1:60.000, entre as localidades de Itacambira e Botumirim e estabeleceram a base estratigrfica regional (Figura 10). Todas as investigaes posteriores realizadas nesta rea se apoiaram nas observaes destes autores, incluindo os resultados do mapeamento geolgico apresentados nesta tese (vide Captulo 3). A Formao Itacambiruu foi descrita por Karfunkel & Karfunkel (1975, 1977) como sendo a unidade basal, recobrindo as rochas do embasamento, constituda por matriz de quartzo, feldspato e sericita orientados. Posteriormente, Uhlein (1991) considerou esta formao como sendo o produto do retrabalhamento de parte do embasamento gnissico-migmattico em zonas de cisalhamento durante o evento Brasiliano, excluindo-a do domnio de metassedimentos do Supergrupo Espinhao. Desta forma, o arcabouo

33

estratigrfico atualmente aceito restringe-se s trs formaes superiores, designadas como Resplandecente, gua Preta e Mato (Uhlein 1991). A Formao Resplandecente representa a unidade de maior espessura, atingindo aproximadamente 300 metros. constituda por quartzitos macios a friveis, dependendo da quantidade de mica. Contm turmalina e zirco clsticos como acessrios. Medidas de paleocorrentes indicam transporte de oeste para leste. A Formao gua Preta constituda por quartzitos imaturos com intercalaes de metabrecha e lentes de metaconglomerados. Os quartzitos contm mais mica e minerais pesados (hematita, zirco, turmalina, rutilo e granada), cuja espessura grada de oeste para leste, diminuindo de 30 metros at o completo desaparecimento neste sentido. Metabrechas e metaconglomerados monomticos ocorrem como lentes nos quartzitos, sendo pouco espessos, contendo seixos de quartzitos estirados tectonicamente. Os metaconglomerados foram considerados como sendo a fonte secundria dos diamantes da bacia do rio Macabas, possivelmente formados em ambiente litorneo e correlacionveis aos mesmos litotipos da regio de Gro Mogol. A unidade de topo, denominada de Formao Mato, constitui-se de quartzitos e quartzitos micceos idnticos aos da Formao Resplandecente. A espessura varia de 20 a 200 metros. Todas estas formaes foram interpretadas como sedimentos da bacia miogeossiclinal Espinhao (Srie Minas de Pflug 1965).

34

Figura 10 - Colunas estratigrficas para o Supergrupo Espinhao no Anticlinal de Itacambira, segundo Karfunkel & Karfunkel (1975, retirado de Noce 1997).

35

No mbito do Projeto Espinhao (1996, convnio COMIG/UFMG), Noce et al. (1996) e Noce (1997) consideraram duas unidades distintas para o Supergrupo Espinhao na Folha Itacambira. A Unidade Inferior engloba as trs formaes descritas por Karfunkel & Karfunkel (1975), consistindo em um pacote montono de quartzitos, puros a pouco micceos, de granulao fina a mdia, mostrando alternncia de bancos macios e laminados com estratificaes cruzadas freqentes. Localmente ocorrem nveis de brecha e conglomerado. A Unidade Superior estende-se pela poro sudeste da Folha Itacambira e est posicionada tectonicamente sobre rochas do Grupo Macabas. constituda por uma intercalao de rochas quartzticas, quartzo-filticas e filticas, encerrando corpos concordantes de xisto verde. A Unidade Superior de Noce (1997) constitui parte da Formao Carbonita - Grupo Macabas - de Karfunkel & Karfunkel (1977). Entretanto, foi colocada como pertencente ao Supergrupo Espinhao a partir de levantamentos na regio situada imediatamente ao sul da Folha Itacambira - Folha Carbonita (Grossi Sad et al. 1995). Segundo Noce (2005, comunicao verbal), a compartimentao estratigrfica levantada por Karfunkel & Karfunkel (1975, 1977) para o Supergrupo Espinhao ( exceo da Formao Itacambiruu) e para o Grupo Macabas na regio de Itacambira-Botumirim mantm-se vlida luz dos novos dados, confirmado pela edio do ltimo Mapa Geolgico do Estado de Minas Gerais (2003, convnio COMIG/CPRM). Neste, o Supergrupo Espinhao formado pela associao das trs formaes descritas por Karfunkel & Karfunkel (1975), sob a designao de Grupo Diamantina (Dossin et al.1984, 1990), indiviso neste segmento.

II.3 Supergrupo So Francisco Sob a designao de Supergrupo So Francisco (Pflug & Renger 1973) so reunidas todas as seqncias deposicionais do Proterozico Superior (Neoproterozico), ou seja, a Formao Jequita e os grupos Macabas e Bambu em Minas Gerais, a Formao Bebedouro e o Grupo Una, na Bahia. O Supergrupo So Francisco recobre quase todo o segmento centro-sul do crton homnimo, marcando o que alguns autores denominam Bacia Sedimentar do So Francisco (Martins Neto & Alkmim 2001), ocorrendo tambm na regio da Chapada Diamantina. As unidades estratigrficas que compem este supergrupo distribuem-se como coberturas sedimentares sobre o crton (Formao Jequita, e parte do Grupo Bambu, em Minas Gerais Bahia e Gois e Formao Bebedouro e Grupo Una, na Chapada Diamantina), ou como metassedimentos na Faixa de Dobramentos Araua (Grupo Macabas e parte do Grupo Bambu em Minas Gerais). As unidades situadas no Crton So Francisco apresentam deformao e metamorfismo incipiente (ou mesmo ausente), tornando-se gradualmente mais deformada e metamrfica at atingir a regio da faixa dobrada, impondo um limite gradativo entre o domnio cratnico e o domnio da faixa (Uhlein et al.2004). Assentam-se diretamente sobre o embasamento gnissico ou sobre o Supergrupo Espinhao, contato este marcado por discordncia angular e erosiva (e.g. Walde et al. 1978, Guimares 1993). As formaes Jequita e Bebedouro e o Grupo Macabas so constitudos basicamente de (meta) diamactitos e arenitos, cujos processos de deposio foram influenciados, pelo menos em parte, por processos glaciais (e.g. Karfunkel & Hoppe 1988). Os grupos Una e Bambu constituem-se de (meta)

36

sedimentos carbonticos e pelticos, interpretados como sedimentos de plataforma marinha estvel (e.g.Dardenne 1978). Considerando-se a rea de interesse e de abrangncia enfocada por esta tese, o Grupo Macabas ser caracterizado com maior profundidade do que o Grupo Bambu.

II.3.1 Grupo Macabas O Grupo Macabas foi originalmente definido com o status de formao por Moraes (1928), Moraes & Guimares (1930) e Moraes (1932) para designar a seqncia de phyllonitos conglomerticos, com algumas camadas associadas de quartzito presentes na bacia do rio homnimo e na Serra do Catun (Formao Macahbas). Seu carter glaciognico foi primeiramente proposto por Branner (1919) e reiterado por Moraes-Rgo (1930), Guimares (1931) e Moraes (1932). Schll (1973) elevou a Formao Macabas hierarquia de Grupo, reunido posteriormente no Supergrupo So Francisco de Pflug & Renger (1973). O Grupo Macabas a principal unidade estratigrfica da Faixa Araua, possuindo espessura de alguns quilmetros, constitudo por metadiamictitos com gradao vertical e lateral para quartzitos e metapelitos (Uhlein 1991). Apresenta polaridade sedimentar e amplo desenvolvimento faciolgico no sentido NNW-SSE, com registro de todos os estgios de desenvolvimento bacinal para uma margem passiva (bacia Araua ou Macabas, Pedrosa-Soares et al. 1992), cuja rea fonte dos sedimentos estaria relacionada aos terrenos antigos que compem o ncleo crustal do So Francisco e parte dos sedimentos da bacia Espinhao (Noce et al. 1993). Karfunkel & Hoppe (1988) advogam uma origem diacrnica para as diferentes unidades de metadiamictitos neoproterozicos a partir de um evento glacial nico que cobriu a rea cratnica, transicionando lateralmente para as bacias marginais que se desenvolveram neste perodo. Posteriormente, estes (meta) sedimentos foram agrupados sob a denominao de Glaciao So Francisco (Karfunkel et al. 2001). Nesta concepo, a Formao Jequita marcaria o domnio glcio-terrestre deste evento, caracterizado pela associao de feies sedimentares e erosivas diagnsticas deste sub-ambiente glacial pavimentos estriados, seixos facetados, eskers e varvitos, conforme descrito por Hettich (1977). Os metassedimentos do Grupo Macabas representariam os domnios de transio e marinho, ambos sob influncia de gelo, evidenciado pela passagem faciolgica vertical e lateral do pacote de metadiamictitos para metarenitos e metapelitos com seixos pingados (glcio-transicional, de acordo com Karfunkel & Karfunkel 1977), e pela associao entre metassedimentos grossos e finos segundo a seqncia de Bouma para turbiditos marinhos, constituindo a rea de influncia glcio-marinha deste grupo (e.g. Uhlein 1991, Pedrosa-Soares 1995). Estudos paleogeogrficos recentes propuseram modelos de evoluo sedimentar diferentes daqueles advogados por Karfunkel & Hoppe (1988) e Dupont et al. (2001) para a Formao Jequita e o Grupo Macabas em Minas Gerais. Segundo Uhlein et al. (1994, 1999, 2004), os sedimentos da Formao Jequita teriam sido depositados em uma plataforma marinha rasa glaciada e influenciada por geleiras aterradas e/ou flutuantes, o que explicaria, dentre outros argumentos, a grande espessura dos diamictitos da Formao

37

Jequita (0-120 m). Ao Grupo Macabas atribuda sedimentao gravitacional controlada por falhas tectonicamente ativas, com deposio de cunhas clsticas de metadiamictitos subparalelos s bordas da bacia. O material glacial foi ressedimentado por ao de fluxos de detritos e correntes de turbidez em borda de bacia extensional.

II.3.1.1- Estratigrafia O Grupo Macabas no possui um arranjo estratigrfico uniforme em sua ampla rea de ocorrncia em Minas Gerais, sobretudo, devido falta de horizontes-guia que no apresentem acentuado grau de variaes litofaciolgicas verticais e laterais ao longo da faixa Araua, principalmente na direo leste da bacia (Karfunkel et al. 1985). As propostas estratigrficas anteriormente advogadas, em geral, so frutos de trabalhos de mapeamento localizados (ainda que a rea abrangida por alguns deles seja bastante ampla), o que tem dificultado a cartografia e as implicaes estratigrficas decorrentes da distribuio deste grupo em escala regional. Como um dos resultados preliminares do convnio COMIG/UFMG para a realizao do Projeto Espinhao, Noce et al. (1993) propuseram uma individualizao para o Grupo Macabas segundo os trs setores que marcariam as principais divises estratigrficas deste grupo, alcanando um nvel de correlao anteriormente no conseguido (Figura 11). Contudo, esta proposta de compartimentao estratigrfica no exclui a validade dos mapeamentos realizados em reas menores e deve ser usada com moderao (Knauer 1999). O Setor Ocidental seria marcado pela ocorrncia das formaes Duas Barras (quartzitos geralmente microconglomerticos com lentes de conglomerado) e Serra do Catun (metadiamictitos macios com intercalaes de quartzitos e filitos), enquanto que o Setor Oriental se caracterizaria pela ocorrncia, da base para o topo, das formaes Rio Peixe Bravo (intercalaes de quartzitos impuros e filitos, Viveiros et al. 1978), Nova Aurora (metadiamictitos gradados ou no, com intercalaes de quartzitos e raros filitos, Viveiros et al. 1979), Chapada Acau (transio da formao anterior, composta por metadiamictitos, quartzitos e metapelitos), Salinas (sucesso montona de quartzo-biotita xistos bandados, com intercalaes de grauvacas, rochas clcio-silicticas, metaconglomerados e grafita xistos, Pedrosa-Soares 1995) e Capelinha (alternncia de xistos e protoquartzito, na base, e ortoquartzitos no topo, Pedrosa-Soares 1995). O Setor Meridional constitudo pelas formaes (da base para o topo) Domingas (metasiltitos e metadolomitos estromatolticos), Duas Barras, Serra do Catuni, Chapada Acau e Salinas (anteriormente caracterizadas). Lima et al. (2002) redefiniram a Formao Salinas em sua rea-tipo, excluindo-a do domnio de abrangncia do Grupo Macabas e propondo a designao de Formao Ribeiro da Folha (xisto peraluminoso, quartzo-mica xisto, rochas calcissilicticas, grafita xisto, metachert, formaes ferrferas, ortoanfibolito, diopsiditos sulfetados) para a unidade distal do Grupo Macabas, representante da margem passiva neoproterozica.

38

Figura 11 - Modelo esquemtico das relaes entre as unidades litoestratigrficas do Grupo Macabas e suas principais litologias. Segundo Noce et al. (1993).

39

Grande parte do Setor Meridional corresponde a rea mapeada por Karfunkel & Karfunkel (1975). A diviso estratigrfica de Noce et al. (1993) neste setor foi elaborada, parcialmente, baseando-se nos levantamentos de Karfunkel & Karfunkel (1975, 1977) e podem ser correlacionados da seguinte forma (Figura 12): - segundo Noce et al. (1993), a base do Grupo Macabas na regio representada pelas formaes Domingas e Duas Barras. A Formao Domingas teria ocorrncia muito restrita, no sendo reconhecida em toda a rea (Schll 1976). A Formao Duas Barras equivaleria Formao Califorme de Karfunkel & Karfunkel (1975, 1977), constituda por quartzitos com espessura de at 200 metros, com intercalaes localizadas de metaconglomerado; - as rochas da Formao Serra do Catuni correspondem ao horizonte glacial de Karfunkel & Karfunkel (1975) Formao Terra Branca caracterizados como (meta) tilitos, quartzitos e metasiltitos com seixos e fragmentos de rochas de dimenses e formas variveis (30 a 350 metros de espessura). - a Formao Chapada Acau correspondente unidade de topo denominada por Karfunkel & Karfunkel (1977) de Formao Carbonita, constituda por quartzitos finos e micceos, metasiltitos e filitos (at 300 metros de espessura), aos quais se associam corpos de xistos verdes. Noce (1997) reinterpretou a proposta estratigrfica de Karfunkel & Karfunkel (1975) para a Folha Itacambira (Noce et al. 1996). Assim, a Formao Califorme e parte da Formao Terra Branca foram agrupadas na Formao Serra do Catuni. Parte da Formao Carbonita, que contm os xistos verdes, foi considerada como pertencente ao Supergrupo Espinhao (Unidade Superior), enquanto que a outra parte equivaleria Formao Chapada Acau (Tabela 2, Figura 12). Conforme referenciado no sub-captulo II.2.1, a compartimentao estratigrfica levantada por Karfunkel & Karfunkel (1975, 1977) para o Grupo Macabas na regio de Itacambira-Botumirim mantm-se vlida luz dos novos dados e foi confirmado pela edio do ltimo Mapa Geolgico do Estado de Minas Gerais (2003, convnio COMIG/CPRM) levando-se em conta a proposta estratigrfica regional de Noce et al. (1993).Karfunkel & Karfunkel (1975) Grupo Macabas Fcies Superior Fm. Terra Branca Carbonita Intermedirio Inferior Caaratiba Fm. Califorme Supergrupo Espinhao Fm. Mato Fm. gua Preta Fm. Resplandecente Fm. Itacambiruu Embasamento milonitizado (Uhlein 1991) Unidade Inferior Fm. Chapada Acau---------------------------------------------------------------------------------------------------

Noce (1997)

Unidade Superior (Supergrupo Espinhao)__________

Falha de empurro__________ Fm. Serra do Catuni

Tabela 2: Estratigrafia comparativa entre os trabalhos de Karfunkel & Karfunkel (1975) e Noce (1997).

40

Figura 12 - Colunas estratigrficas da Formao Serra do Catuni, tectonicamente sobreposta pelo Supergrupo Espinhao segundo Noce (1997), modificado de Karfunkel & Karfunkel (1975).

41

II.3.1.2 - Magmatismo associado ao Grupo Macabas Alm de um evento de glaciao, o Grupo Macabas registra um evento tafrognico de expresso regional, acompanhado de magmatismo de carter bsico por volta de 930 Ma (Porada 1989, Machado et al.1989, Pedrosa-Soares et al. 1992, 1998). Os corpos metabsicos estendem-se na direo N-S por mais de 400km, com 80km de largura. A propagao do magmatismo neoproterozico foi controlado por lineamentos pr-existentes, de direo N-NNW, correspondendo a um antigo sistema de fraturas do Crton So Francisco (Uhlein 1991, Dussin & Dussin 1995). Menos comuns, so corpos orientados E-W. Os metabasitos ocorrem como diques, sills ou stockes (Uhlein & Qumneur 2000), petrograficamente caracterizados como metabasaltos ou metagabros formados por clinopiroxnio e plagioclsio como fases minerais primrias (Dussin 1994b). Os produtos de alterao so dados pelas fases retrometamorfisadas de clinopriroxnio para anfiblio, clorita e epidoto, ao passo que o plagioclsio altera-se para sericita, carbonatos e argilo-minerais. Os dados geoqumicos disponveis atestam ambiente intra-placa para estes corpos, evoluindo para magmas baslticos toleticos de fundo ocenico (Uhlein 1991, PedrosaSoares et al. 1992, 1998). Na regio de Planalto de Minas Desembargador Otoni (a norte de Diamantina), os xistos verdes que se intercalam aos metassedimentos do Grupo Macabas descritos por Hettich (1973), Schrank (1978) e Uhlein (1991) foram considerados por Chula (1996) como parte do magmatismo bimodal caracterstico da abertura do rifte Espinhao a partir de dados geocronolgicos de zirces retirados de metariolitos que se associam aos metadiabasitos (17522Ma, Macahado et al. (1989). Desta forma, o conjunto de metassedimentos quartzosos e filticos que se associam aos referidos xistos verdes foi considerado como a Unidade Superior de Noce (1997) em seu prolongamento norte, ou seja, a Folha Itacambira (Noce et al. 1996). O Mapa Geolgico de Minas Gerais (2003, COMIG/CPRM) considera o posicionamento dos metabasaltos e dos metassedimentos a eles associados como pertencentes ao Grupo Macabas, conforme descritos originalmente por Hettich (1973) e Karfunkel & Karfunkel (1975) para as folhas Carbonita e Itacambira, respectivamente.

II.3.2 - Grupo Bambu O Grupo Bambu foi originalmente designado como Srie por Rimann (1917) e corresponde a uma extensa cobertura pelito-carbonatada do Neoproterozico aflorante nos estados de Gois, Bahia e Minas Gerais (e.g. Dardenne & Walde 1979, Mascarenhas et al. 1984). Para a regio centro-norte de Minas Gerais, assumem especial importncia as divises estratigrficas propostas por Branco & Costa (1961), s quais serviram de base para o modelo apresentado por Dardenne (1979) nas formaes Jequita (paraconglomerados de origem glacial), Sete Lagoas (seqncia margosa e peltica com lentes carbonatadas), Serra de Santa Helena (folhelhos e siltitos, com intercalaes de arenitos e calcrios escuros), Lagoa do Jacar (siltitos, margas, calcrios oolticos pisolticos), Serra da Saudade (folhelhos, arenitos e siltitos verdes) e Trs Marias (arcsios e siltitos verdes). A Formao Jequita considerada equivalente do Grupo Macabas e foi excluda do Grupo Bambu (e.g. Karfunkel et al. 1985).

42

Segundo Oliveira (1989), a Formao Serra de Santa Helena a principal unidade estratigrfica que ocorre adjacente bacia do rio Macabas.

II.4 Geologia estrutural das unidades pr-cambrianas As unidades vulcano-sedimentares pr-cambrianas das bacias Espinhao e So Francisco foram atingidas pelas frentes orognicas brasilianas (Almeida 1977), formando ao longo de seus limites, cintures epidrmicos de antepas, cuja vergncia em direo ao Crton do So Francisco (Alkmim 2004). Tais cintures epidrmicos so caracterizados por associaes de falhas de empurro e dobras, tendo o carter epidrmico comprovado pelas muitas exposies de descolamento basal (Magalhes 1988, Oliveira 1989, Uhlein 1991, Dussin 1994, Alkmim et al. 1996). As relaes estruturais entre os supergrupos Espinhao e So Francisco no domnio de transio entre o Crton do So Francisco e Faixa de Dobramentos Araua apresentam amplo acervo de dados. Os principais elementos estruturais caracterizados na macroregio considerada nesta tese foram levantados por Oliveira (1989), Uhlein (1991) e Noce (1997), e sero usadas como trabalhos de referncia. O principal elemento do relevo na regio deve-se a grande estrutura anticlinal (Anticlinal de Itacambira), com eixo em torno do meridiano e caimento para sul, esculpida em metarenitos do Supergrupo Espinhao (Noce 1997). Faixas de rochas milonticas so observadas no contato Espinhao/Embasamento (Uhlein 1991), caracterizando uma superfcie de descolamento basal. No caso em que macios formados por metassedimentos do Supergrupo Espinhao encontram-se isolados no embasamento, so classificados como klippes (Noce 1997). Uma fase de deformao anterior (Dp-1) a fase principal (Dp) foi reconhecida em micrlitons da xistosidade principal em filitos do Supergrupo Espinhao e metaritmitos e metapelitos do Grupo Macabas (Uhlein 1991). A xistosidade principal (Xp), relacionada a fase de deformao principal Dp, apresenta-se geralmente N-S, com mergulho ngreme ou suave, subhorizontal, para leste e com lineaes de estiramento (seixos e minerais alongados) para leste. Indicadores cinemticos diversos apontam para um transporte tectnico de E para W. Esta fase est relacionada a dobras assimtricas vergentes para oeste e zonas de cisalhamento rpteis-dcteis, neste caso, com estrutura homoclinal (Uhlein 1991). Falhas inversas e de empurro so comuns, podendo apresentar tambm feies em rampas e patamares, originando estruturas em duplexes (Oliveira 1989). As fases Dp-1 e Dp foram correlacionadas a um evento progressivo de cisalhamento simples, caracterizado por dobras e zonas de cisalhamento (Oliveira 1989, Uhlein 1991). Uma fase posterior de deformao (Dp+1) caracteriza-se por dobramentos abertos, assimtricos, com eixo variando de N10W a N30E e clivagem espaada ou de crenulao Sp+1 segundo o plano axial. Ocorre tambm lineao de interseo ou crenulao N-S, subhorizontal.

II.5 Coberturas meso-cenozicas Sedimentos semi-consolidados possuem significativa distribuio areal no centro-norte de Minas Gerais, constituindo o principal material de recobrimento de grandes extenses de superfcies aplainadas que

43

se desenvolvem sobre os metassedimentos do Supergrupo Espinhao e, principalmente, sobre o Grupo Macabas. Parte destas coberturas adquire especial importncia, uma vez que foi descrita como portadora de diamantes e est diretamente ligada evoluo geotectnica regional ocorrida no Fanerozico (e.g. Chaves 1997). A Bacia Sanfranciscana constitui uma das regies com melhor exposio da geologia cretcica na poro central do Brasil. Os trabalhos pioneiros sobre esta regio remontam a Oliveira (1881), Lisboa (1906), Williams (1925) e Rimann (1915, 1917), sendo devida a este ltimo autor a designao de Srie Areado aos arenitos ali ocorrentes. Estudos sistemticos vieram a ser realizados posteriormente por Freyberg (1932), que incluiu o conjunto de sedimentos em sua chamada Srie Gondwana, do Trissico. Barbosa (1965) revalidou a designao Areado atribuindo-lhe status de formao e dividindo-a em trs membros: Abaet, Quiric e Trs Barras. O Membro Abaet representaria a sedimentao tpica de oueds em rea peri-desrtica, com influncia de inundaes sazonais. Kattah (1991), atravs de estudos palinolgicos, atribui idade do Cretceo Inferior para este membro, cuja sedimentao estaria controlada por movimentos isostticos positivos como resposta ao soerguimento do Arco da Canastra. Karfunkel & Chaves (1995) consideraram os conglomerados altimetricamente controlados (ao redor de 750 a 1000m) na Serra do Cabral e imediaes como correlacionveis Formao Abaet, representando depsitos fluviais e de rios entrelaados pertencentes a protobacia Sanfranciscana. Conglomerados semelhantes e no mesmo patamar altimtrico foram reconhecidos na poro leste do estado, no mbito do vale do rio Jequitinhonha (Chaves et al. 1996), o que ampliou, e muito, a rea de distribuio abrangida pelos processos de sedimentao ocorridos no Cretceo Inferior (Chaves 1997). Na regio abordada pela presente pesquisa, Addad et al. (1999) descreveram conglomerados reliquiares entre as cotas 750-1000m no local conhecido como Morro do Pai Albano (na chapada localizada entre as cidades de Juramento e Itacambira), e foram considerados como remanescentes do sistema de drenagem das protobacias dos rios So Francisco e Jequitinhonha no Cretceo Inferior atravs do soerguimento do Arco da Canastra, a oeste, e da Serra do Espinhao, a leste (Chaves 1997). Karfunkel & Chaves (1994, 1995) atriburam a presena de fanglomerados plio-pleistocnicos nas encostas ao norte das serras do Cabral e da gua Fria como conseqncia do soerguimento da Serra do Espinhao no Tercirio tardio, posteriores formao de crostas laterticas ferruginosas descritas por King (1956). Estes fanconglomerados constituiriam o retrabalhamento do Membro Abaet Formao Areado nesta regio, sendo diamantferos. Penha (2001) e Penha et al. (2005) atribuem a formao dos depsitos diamantferos encontrados nos paleoterraos e nos aluvies recentes do rio Jequita, ao retrabalhamento psmiocnicos dos conglomerados cretcicos atravs de processos neotectnicos por meio da atuao de falhamentos transcorrentes de direo N-S a N25E e de falhas normais orientadas na direo WNW, ambos em regime transpressivo. Sedimentos coluvionares que ocorrem nos altiplanos da Serra do Espinhao so conhecidos popularmente como gorgulhos, constitudos por fragmentos angulosos de quartzo numa matriz arenosa fina, atingindo 1m de espessura mxima (Chaves 1997). Na serra do Espinhao Meridional, nos arredores de Diamantina, estes sedimentos adquirem especial importncia por conterem diamantes. Em princpio,

44

representariam os remanescentes dos processos pedogenticos que ocorreram a partir do Cretceo Inferior (King 1956). Karfunkel et al. (1998) associam a formao destes sedimentos a mudanas climticas ocorridos h aproximadamente 22.000 anos. Os sedimentos do Holoceno foram divididos em dois tipos, segundo os depsitos diamantferos aos quais se associam (Chaves & Uhlein 1991): - os de terraos aluvionares (tabuleiros), situados at dezenas de metros acima do leito atual, considerados como do Holoceno precoce, constituindo as grupiaras dos garimpeiros; - os de cascalho na base dos leitos atuais, do Holoceno moderno.

II.6 Evoluo geolgica regional Sob o ponto de vista geodinmico, a histria evolutiva das unidades sedimentares proterozicas e fanerozicas abrangidas por este trabalho (com magmatismo associado) relaciona-se diretamente com a evoluo de um segmento crustal rgido, consolidado ao final da orognese Transamaznica (2.1 19Ga) o Crton do So Francisco (Almeida 1977). luz do conhecimento atual, Alkmim (2004) apresenta os principais traos geolgicos do Crton So Francisco e discute os aspectos fundamentais ao longo de sua evoluo geolgica. O resumo esquemtico aqui apresentado, baseia-se em Alkmim (2004) e demais referncias citadas: - a edificao de uma massa continental nica ocorreu ao final do Paleoproterozico, atravs da colagem de segmentos crustais maiores e menores por meio da orogenia Transamaznica (2.1- 1.9Ga); - a Tafrognese Estateriana tido como o evento de fragmentao crustal que atingiu parte do paleocontinente do So Francisco atravs de uma rede de riftes ensilicos (Brito Neves et al. 1996). Neles, depositaram-se os sedimentos continentais intercalados com lavas cidas e capeados por depsitos marinhos do Supergrupo Espinhao, verificados, sobretudo, em sua parcela Meridional (Martins-Neto 2000). Na poro sul da Serra do Espinhao Setentrional, regio considerada neste trabalho, est exposta somente a parte superior da unidade, caracterizada por depsitos elicos (Chaves 1997) que passam, no topo, a uma alternncia de (meta) pelitos e arenitos marinhos (Karfunkel & Karfunkel 1977). - no perodo Toniano (ao redor de 950Ma), individualiza-se a placa So Francisco-Congo (Campos Neto 2000) e delineiam-se os traos do que viria a ser futuramente o Crton do So Francisco. Responsvel por isto uma nova etapa tafrogentica, o rifte Araua ou Macabas (Pedrosa-Soares et al. 1992, 1998), que se deu em condies inicialmente acompanhada de uma glaciao de carter continental (Karfunkel & Hoppe 1998). Os riftes estaterianos foram reativados, com diques mficos marcando a fase extensional (Uhlein 1991) e a evoluo de alguns de seus ramos para margens passivas (Pedrosa-Soares et al. 1992). As geleiras neoproterozicas que se desenvolveram no interior do crton progradaram para leste sobre um substrato formado por rochas do embasamento granito-gnaisse e do Supergrupo Espinhao (Karfunkel & Hoppe 1998, Dupont et al. 2001). A sedimentao do Grupo Macabas ao longo da borda ocidental foi controlada por falhas normais ativas que retrabalharam o material trazido do interior do crton pelas geleiras (Uhlein 1999), apresentando um acentuado grau de variaes verticais e laterais de fcies no sentido da margem passiva.

45

- o Continente So Francisco-Congo envolvido numa sucesso de colises que terminam com a consolidao do Gondwana ao final do Neoproterozico (730 520Ma). As margens passivas e ativas so convertidas nos cintures orognicos que definem o contorno atual do crton. O interior do crton subside por ao de sobrecargas laterais, que se iniciam com o desenvolvimento da Faixa Braslia, recebendo concomitantemente sedimentos do Grupo Bambu, que so parcialmente envolvidos pelas frentes orognicas brasilianas. Na Faixa de Dobramentos Araua, formaram-se cintures de antepas ao longo do domnio crton-faixa dobrada, caracterizada por uma associao de falhas de empurro e dobras com vergncia para o crton que envolveram as unidades pr-cambrianas Supergrupo Espinhao, o Grupo Macabas e parte do Grupo Bambu (Magalhes 1988, Oliveira 1989, Uhlein 1991, Dussin 1994, Alkmim et al. 1996). - cessados os esforos compressivos da orogenia brasiliana, sucede-se um estgio de descompresso das unidades pr-cambrianas deformadas, o que caracterizaria o colapso extensional do Orgeno Araua (e.g. Alkmim et al. 2001). O principal elemento tectnico associado a este evento na Faixa Araua representado por uma clivagem de crenulao ngreme que mergulha para oeste e corta a xistosidade principal (Xp), conforme j observada por Uhlein (1991). - o evento Sul-Atlantiano (Schobbenhaus et al. 1984) marca a abertura do rifte Abaet no interior do crton durante o Eocretceo (Sgarbi et al. 2001). Na poro sudoeste da bacia Sanfranciscana, os sedimentos da base do Grupo Areado Membro Abaet depositaram-se em semi-grbens de orientao preferencial NS, controlados pela reativao de um sistema de falhas de direo NE-SW, herdadas do Grupo Bambu, embasamento das unidades cretcicas nesta regio. O soerguimento do Arco do Paranaba (Hasui et al 1975, Barcelos et al. 1989), juntamente com a Serra do Espinhao, propiciaram as condies necessrias para a instalao das protobacias dos rios So Francisco e Jequitinhonha neste perodo (Karfunkel & Chaves 1994, 1995). - movimentaes isostticas posteriores ocorreram no Tercirio Mdio-Superior, acompanhada de alteraes climticas, responsveis pela formao de extensas reas peneplanizadas (King 1956). No caso especfico da regio abrangida pelas serras do Cabral e da gua Fria, a concentrao e formao dos depsitos diamantferos atualmente lavrados seriam conseqncia dos novos ciclos de redistribuio sedimentar, localmente controlados por processos neotectnicos ps-Mioceno (Penha 2001 e Penha et al. 2005). - no mbito da Serra do Espinhao Meridional, novas mudanas climticas so registradas h aproximadamente 22.000 anos (Karfunkel et al. 1998). Este perodo coincide com o mximo glacial do Pleistoceno, com possvel remoo da cobertura vegetal e exposio do solo.

46