Petrologia da Formação Mosquito 2

2

GEOLOGIA

2.1 Trabalhos Anteriores e Contexto GeológicoRegional

As primeiras referências geológicas sobre a re-gião norte do estado do Tocantins e sul/sudeste doestado do Pará, são atribuídas a Lisboa (1940), Mo-raes Rego (1933), Lofgren (1936) e Oliveira & Leo-nardos (1940). Investigações sistemáticas de cu-nho regional e por vezes prospectivas, tiveram iní-cio na década de sessenta, a partir dos trabalhosde Barbosa et al. (1966), Almeida (1965, 1967 e1968) e dos geólogos da Cia. Meridional de Minera-ção (1967), que identificaram os depósitos ferrífe-ros da região.

Nas décadas de 70 e 80 foram realizados inúme-ros trabalhos, geralmente restritos às áreas adja-centes à província mineral da serra dos Carajás(Tolbert, 1970; Rezende & Barbosa, 1972; Amaral,1974; DOCEGEO, 1981, 1988; Martins et al., 1982;Hirata, 1982; Montalvão et al., 1984; Medeiros Neto& Villas, 1984 e Huhn et al., 1986), voltados para aprospecção de depósitos minerais mas, também,com incursões nos campos de datações geocrono-lógicas e definições de unidades estratigráficas.

Com base nesses levantamentos, a maioria des-ses autores admitia que a Amazônia oriental possuíaorganização tectônica sob a forma de provínciasestruturais, fato este modificado a partir da caracte-

rização de cinturões móveis proterozóicos, cons-tante da proposta original de Cordani & Brito Neves(1982) e deTassinari et al. (1987).

Hasui et al. (1984) e Hasui & Haralyi (1985), utili-zando-se de dados geofísicos (gravimetria e mag-netometria) e apoiados nas informações geológi-cas disponíveis à época, propuseram para oArqueano da Amazônia Oriental uma estruturaçãoregional composta de blocos crustais denomina-dos de: Belém, Araguacema, Juruena e Poranga-tu, em cujas bordas ocorreriam os cinturões Ita-caiúnas, Alto Tapajós e Araguaia (figura 2.1).Estas faixas marginais aos blocos seriam caracte-rizadas por anomalias gravimétricas positivas, porforte linearização das unidades rochosas e por do-mínios magnéticos fortemente perturbados; os nú-cleos conteriam granitóides e seqüências vulca-no-sedimentares do tipo greenstone belts não ali-nhados tectonicamente, em domínios magnéticospouco perturbados e sem anomalias gravimétri-cas significativas. Esta configuração foi interpreta-da como tendo sido estruturada no Arqueano emodificada ao longo do Proterozóico, com o aloja-mento de novas seqüências vulcano-sedimenta-res e granitos.

Na área de ocorrência do Cinturão Araguaia,dentro dos estudos realizados pela UniversidadeFederal do Pará, destacam-se os de Hasui et al.

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SB.22-Z-B (Xambioá)

(1977 e 1989), Abreu (1978), Costa (1980), Gora-yeb (1981), Santos (1983), Teixeira (1984) e Souza(1984). A partir destes, assume grande importânciaa tentativa de caracterizar as inter-relações entre oCinturão Araguaia, o Cráton Amazônico e o BlocoPorangatu e o arranjo geométrico resultante, preo-cupações estas observadas especialmente nostrabalhos de Costa (1985), Costa et al. (1984, 1985e 1988a, b), Hasui et al. (1984), Hasui & Haralyi(1985) e Hasui e Costa (1988).

A partir de 1956 os sedimentos da Bacia do Par-naíba foram estudados pela PETROBRAS, comdestaque para a Revisão Geológica da Bacia Paleo-zóica do Maranhão (Aguiar, 1971). A CPRM reali-

zou levantamentos estratigráficos e prospectivosnestes sedimentos (Lima & Leite, 1978 e Scislewskiet al., 1983).

O arcabouço tectônico regional delineado (figu-ra 2.1) é entendido como o produto de colisão con-tinental associado a regime tectônico compressivode baixo ângulo, que propiciaram através de desla-minações e/ou imbricamentos das diversas fatiascrustais (figura 2.2), o desenvolvimento de nappes,além de permitir a exposição, lado a lado, de unida-des de graus metamórficos diferenciados. A FolhaXambioá encontra-se no contexto da articulaçãodos blocos Araguacema e Porangatu, contendo in-ternamente parte dos cinturões Araguaia e Itacaiú-

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Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

0 120km

54º00’ 50º00’ 46º00’

54º00’ 50º00’ 46º00’

4º00’

8º00’

12º00’

4º00’

8º00’

12º00’

FOLHA XAMBIOÁ

1 BLOCO BELÉM

2 CINTURÃO ITACAIÚNAS

3 BLOCO ARAGUACEMA

4 CINTURÃO ALTO TAPAJÓS

5 BLOCO JURUENA

6 BLOCO PORANGATU

7 CINTURÃO ARAGUAIA

ÁREAS DE TERRENOS GRANITO-PRESERVADOS

COBERTURAS

GREENSTONES

ARAGUAÍNARIO MARIA

REDENÇÃO

PORANGATU

CRIXÁS

2

5

7

6

4

1

3

Figura 2.1 – Estruturação regional da Amazônia Oriental.

nas. Na parte leste, em faixa alongada segundo omeridiano, dispõem-se os sedimentos da Bacia doParnaíba. As formações superficiais, na forma delateritos e aluviões, ocupam indiscriminadamentepartes pouco significativas do terreno.

2.2 Arranjo Tectono-Estratigráfico

Araújo et al. (1991) propuseram um modelo tec-tono-estrutural para explicar a compartimentaçãoregional dos terrenos da Amazônia Oriental. Estemodelo fundamenta-se em domínios crustais com-binado com a atuação de regimes tectônicos, propici-ando a elaboração de um novo arranjo espacial/tem-poral das unidades. Este modelo é adotado nestetrabalho e o quadro 2.1 sintetiza a geologia da áreaem estudo.

Ao Arqueano foram atribuídos os complexos Xin-gu e Colméia, na qualidade de representantes dos

típicos Archaean TTGs. São formados por rochasde composição tonalítica, trondhjemítica e granodio-rítica, gnaissificadas e migmatizadas, com fraçõesde rochas supracrustais e granitóides associados.O Grupo Rio Novo, interno ao Complexo Xingu, estásendo interpretado como parte de uma seqüênciavulcano-sedimentar gerada a partir do desenvolvi-mento de uma bacia na porção terminal do grandeSistema Transcorrente Cinzento (Costa & Siqueira,1990, in Araújo et al., 1991). Esta unidade tambémfoi incluída nos terrenos arqueanos e, juntamentecom o Complexo Xingu, representa na área o Cintu-rão Itacaiúnas; interpretado como desenvolvido ci-nematicamente em um regime compressivo oblí-quo.

As rochas atribuídas ao Grupo Baixo Araguaia, àAssociação Máfica-Ultramáfica Serra do Tapa e aoGranito Ramal do Lontra, consideradas como deidade proterozóica, formam ao lado dos litótipos doComplexo de Colméia (Arqueano), o Cinturão Ara-

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A

D

B

COBERTURA SEDIMENTAR

ASSOCIAÇÃO MÁFICA-ULTRAMÁFICA

COBERTURA METASSEDIMENTAR DOBRADA

GRANITÓIDES E MIGMATITOS

GRANULITOS FÉLSICOS

GRANULITOS MÁFICOS E ULTRAMÁFICOS

100

50

(Km)

100 200 MPa

Crosta superior rúptil

Crosta média hidratada

Crosta inferior desidratada

Moho

Lito

sfe

ra

Manto litosférico

Astenosfera

300ºC

700-800º

C

Figura 2.2 – Diagrama esquemático do desenvolvimento de nappes na crosta, segundo Weber (1985) - (A, B, C).Em D, perfil esquemático da Folha Xambioá.

guaia, marcado cinematicamente por um regimecompressivo oblíquo.

Segundo Hasui & Costa (1990), as estruturaspresentes no Cinturão Araguaia são produtos deestágio avançado de colisão continental, e seus li-tótipos correspondem a uma seqüência marinhatransgressiva, depositada em uma depressão assi-métrica do tipo hemigraben, com orientação sub-meridiana. Consideram que a fase distensiva al-cançou altas taxas de estiramento litosférico, emvirtude da expressiva contribuição máfica-ultramá-fica, não concluindo, porém, se foi alcançado o es-tágio de formação de crosta oceânica. Na fasecompressiva registrada, os sistemas de cavalga-mentos e de transcorrências, aliados à posição es-pacial da lineação de estiramento e à movimenta-ção sinistral associada, dentre outros indicadorescinemáticos, permitiram que apresentasse um mo-delo segundo o qual o Bloco Leste (Porangatu) teriacavalgado obliquamente o Bloco Oeste (Araguace-ma).

No presente trabalho, adota-se um modelo se-melhante para a evolução tectono-estratigráfica daárea, no qual o Grupo Baixo Araguaia teria sido de-positado inicialmente em ambiente continental a li-torâneo, admitido para a Formação Morro do Cam-po e para parte da Formação Couto Magalhães

(conglomerados, arcóseos e arenitos), gradandopara um ambiente marinho raso com planícies car-bonáticas (formações Xambioá e Pequizeiro) atéatingir um ambiente marinho profundo (pelitos daFormação Couto Magalhães).

Com base nos dados litogeoquímicos (Souza &Marques, 1993) que indicam uma suíte de compo-sição toleiítica (tipo P-Morb) com alto teor de ferropara as rochas basálticas com estruturas do tipopillow-lava da Associação Máfica-Ultramáfica Ser-ra do Tapa, admitem que tal unidade correspondaa parte do assoalho oceânico incorporado tectoni-camente aos metassedimentos do Grupo BaixoAraguaia. Tal hipótese, no entanto, não elimina apossibilidade de que esta associação e outros cor-pos de filiação básico-ultrabásica que ocorrem es-parsamente distribuídos ao largo do Cinturão Ara-guaia, representem restos de terrenos arqueanosdo tipo greenstone belts ou corpos magmáticos dederivação mantélica, alojados pré-tectonicamenteem níveis crustais mais profundos ou nos metasse-dimentos do Grupo Baixo Araguaia (Gorayeb,1989).

O Granito Ramal do Lontra é considerado comocorpo granitóide do tipo pré a sincolisional, por es-tar alojado em zona de transcorrência oblíqua, emmeio a litótipos da Formação Xambioá 1.

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CINTURÃO ITACAIÚNAS CINTURÃO ARAGUAIA

ARQUEANO/

PROTEROZÓICO

NÍVELCRUSTAL

SUP.

MED.

I N F.

DOMÍNIO IMBRICADO DOMÍNIO TRANSCORRENTE

REGIME COMPRESSIVO OBLÍQUO (SW - NE) REGIME COMPRESSIVO OBLÍQUO (SE - NW)

DOMÍNIO IMBRICADO COM TRANSCORRÊNCIASASSOCIADAS

A c x A c c

P r l P m c P x b P p q P c m P s tA r n

COBERTURAS SUPERFICIAIS

REGIME DISTENSIVO (ENE - WSW) - PLUTONISMO BÁSICO

REGIME DISTENSIVO (NW - SE)BACIA DOPARNAÍBA

MESO.

QUAT.

PALEO/MESO.

Q a l

K r b

Q l a

M d b

FANEROZÓICO

POSIÇÃO CRONOLÓGICAPOSSÍVEL

CAVALGAMENTO OBLÍQUOENTRE PROVÍNCIAS GEOTECTÔNICAS

INTRUSÃO EM FASE DISTENSIVA

SUPERPOSIÇÃO DE DOMÍNIO TRANSCORRENTESOBRE O DOMÍNIO IMBRICADO

DISCORDÂNCIA

Quadro 2.1 – Arranjo espacial/temporal/crustal das unidades.

No Fanerozóico, a deposição dos sedimentos daBacia do Parnaíba e da Formação Rio das Barreirasassocia-se a dois eixos distensivos: um de idadecarbonífera (NW-SE) e o outro do Jurássico(ENE-WSW), Costa et al. (1991), (figura 2.3). Os ba-saltos da Formação Mosquito são correlacionadosao evento geotectônico que proporcionou o rompi-mento do Supercontinente Gondwana.

As coberturas lateríticas são resultantes de pro-cessos de pediplanação pleistocênica e as alu-viões produto do entalhe erosivo dos rios atuais eda deposição localizada de seus produtos.

2.3 Cinturão Itacaiúnas

Ocorre de maneira restrita na parte oeste da fo-lha, ocupando estreita faixa alongada meridiana-mente, com boas exposições ao longo da rodoviaPA-275.

O Cinturão Itacaiúnas foi caracterizado por umregime compressivo oblíquo (Araújo et al., 1991),exibindo dois domínios estruturais distintos: um im-bricado, ligado a uma cinemática essencialmentecompressiva, cuja evolução esta associada às ro-chas do Complexo Xingu e um transcorrente, comuma cinemática predominantemente oblíqua, im-pressa nos litótipos do Grupo Rio Novo.

Uma estreita faixa de rochas, com orientaçãoaproximada E-W, atribuída ao Grupo Sapucaia(Araújo et al., 1991), estende-se para a Folha Xam-bioá, em sua porção oeste, não tendo sido carto-

grafada em razão da ausência de afloramentos eda restrita área de ocorrência (menos de 6km2).

2.3.1 Complexo Xingu – Acx

As primeiras referências a estes litótipos datamde Oliveira (1928), Guimarães (1928) e Barbosa etal. (1966), Menezes Filho (1970), Tolbert et al.(1970), Pinheiro & Jorge João (1970), Puty et al.(1972), Marinho (1973) e Amaral (1974), entre ou-tros, que os descreveram, denominando-os deEmbasamento Cristalino ou de Pré-Cambriano Indi-ferenciado. Silva et al. (1974) introduziram o termoComplexo Xingu, que, a partir de então, passou ater aceitação geral.

Tentativas de subdivisão foram sugeridas porMartins & Araújo (1979), Cordeiro (1982) e JorgeJoão et al. (1987). Araújo et al. (1991) restringemseu uso aos domínios do Cinturão Itacaiúnas.

Na Folha Xambioá, os litótipos do Complexo Xin-gu têm distribuição restrita a pequenas faixas des-contínuas no extremo-oeste. No geral, afloramcomo morrotes isolados sob uma superfície arrasa-da, à exceção do extremo-noroeste onde estão ex-postos.

As rochas do Complexo Xingu encontram-se en-cimadas tectonicamente pelos metassedimentosdo Cinturão Araguaia, enquanto que com as supra-crustais do Grupo Rio Novo o contato é concordan-te (Araújo et al., 1991).

Os litótipos do Complexo Xingu são predominan-temente tonalíticos. Trondhjemitos, granodioritos e

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Coberturas fanerozóicas

Falhas normais

Falhas de transferência

Eixo extensional

ORDOVICIANO/TRIÁSSICO

COMPARTIMENTOORIENTAL

COMPARTIMENTOOCIDENTAL

OCEANOATLÂNTICO

52º 44º 36º

0º

8º

JURÁSSICO/MIOCENO

OCEANOATLÂNTICO

52º 44º 36º

0º

8º

Figura 2.3 – Evolução tectônica da Bacia do Parnaíba, segundo Costa et al. (1991).

granitos ocorrem em quantidades subordinadas;anfibolitos formam encraves de restos não digeri-dos. Exibem diferentes taxas de deformação e demigmatização; as cores variam de cinza a rosa, e agranulação de média a grossa; em geral, apresen-tam textura ineqüigranular porfiroclástica, comocelos de quartzo e feldspatos envolvidos por ma-triz granolepidoblástica.

A assembléia mineral é composta por plagioclá-sio, quartzo, microclina, biotita, hornblenda, opa-cos, zircão, apatita, clorita, muscovita e epídoto,em ordem decrescente de abundância. O plagio-clásio é do tipo albita-oligoclásio e exibe gemina-ção polissintética e Albita-Periclina. Ocorre em cris-tais tabulares, apresentando em geral: sericitiza-ção, epidotização e carbonatação. O quartzo é xe-nomórfico, apresenta extinção ondulante e tembandas de deformação. Por vezes desenvolveagregados policristalinos com formação de sub-grãos, em decorrência de deformação superposta.O microclínio é límpido, inalterado e deformado emestágio protomilonítico a milonítico. A biotita ocorregeneralizadamente em quantidades variadas. Ge-ralmente altera-se para clorita e está distribuída se-gundo a orientação preferencial da foliação super-posta. Encontra-se, via de regra, associada à horn-blenda verde, fortemente pleocróica. Titanita, zir-cão, apatita, allanita e opacos são os acessóriosmais comuns.

Em razão da paragênese foram consideradascomo edificadas em condições de metamorfismode fácies anfibolito, com regressões localizadas àfácies xisto-verde alto.

Segundo Araújo et al. (op. cit.), estas rochas sãoortoderivadas e têm natureza sódica. Exibem am-pla dispersão composicional, dentro da série calci-alcalina.

Observações diretas indicam que as deforma-ções impressas são variáveis, nas quais são exibi-dos elementos estruturais diversos, como dobrasintrafoliais rompidas, lineação de estiramento e zo-nas de cisalhamento dúctil (AJ-48, rodoviaPA-275). Destaca-se uma proeminente estrutura-ção E-W que identifica de maneira inconfundível osterrenos arqueanos do Complexo Xingu.

O padrão geofísico é o de domínios magnéticoscom relevos altos a muito altos.

A idade admitida é arqueana, por analogia comterrenos semelhantes em diversas partes da Terra.Além do mais, dados isotópicos U/Pb de migmati-tos da divisa entre as folhas Xambioá e Serra dosCarajás acusaram idade de 2.851 � 4 Ma (Machadoet al., 1988).

2.3.2 Grupo Rio Novo – Arn

Sob o nome de Seqüência Rio Novo, Hirata et al.(1982), descreveram, na estrada que liga Serra Pe-lada à PA-275, anfibólio-clorita xistos associados arochas félsicas, formações ferríferas bandadas emetacherts, e admitiram a possibilidade de se tra-tar de um greenstone belt.

Tal indicação é mantida por Meireles et al.(1984). A DOCEGEO (1988) apud Araújo (op. cit.),passa a denominá-la de Grupo Cabeça, engloban-do-o no Supergrupo Andorinhas, posição esta cor-roborada posteriormente, quando procedeu, em1988, a revisão litoestratigráfica do Distrito de Cara-jás, e passou a agrupar todas as seqüências dotipo greenstone belt da região no SupergrupoAndorinhas.

Araújo et al. (1991) associam os litótipos estuda-dos por Hirata et al. (1982), ao que anteriormente foichamado de Grupo Pujuca (DOCEGEO, op. cit.),restaurando a designação inicial, porém com a hie-rarquia de grupo, o que também é aqui adotado.

Esta unidade ocupa aproximadamente 10km2 noextremo-noroeste da área, onde encontram-se emcontato com as rochas do Complexo Xingu.

Segundo Araújo et al. (1991) o Grupo Rio Novo éconstituído por anfibolitos, quartzitos ferríferos ban-dados e quartzo micaxistos. Os anfibolitos têm corverde-escuro a cinza, textura granonematoblásti-ca, estrutura foliada e são constituídos por horn-blenda, em cristais tabulares e prismáticos, orienta-dos e entremeados por cristais de plagioclásio in-tensamente saussuritizado e clinopiroxênio incolor.Os quartzitos ferríferos bandados e lenticulariza-dos ocorrem intercalados nos anfibolitos, exibemforte bandamento milonítico, têm granulação fina àmédia e compõe-se essencialmente de quartzo eóxidos de ferro. Os metassedimentos são repre-sentados por micaxistos compostos por biotita,muscovita, quartzo e feldspato, exibindo arranjotextural lepidoblástico eqüigranular.

Esta seqüência metavulcano-sedimentar é con-siderada como equivalente aos greenstones ar-queanos (Araújo et al., 1991) e encontra-se engas-tada nos gnaisses do Complexo Xingu.

A deformação superposta, em regime dúctil, pro-piciou o desenvolvimento de uma foliação miloníti-ca de caráter anostomótico, gerada em condiçõesde fácies xisto-verde alto (Araújo et al., op. cit.).

Apresenta um padrão de anomalias aeromagne-tométricas de intensidade alta a muito alta, dispos-tas segundo orientação E-W, direção esta que é a“assinatura magnética” em especial dos terrenos

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arqueanos do sul do Pará, retrabalhados em regi-me de cisalhamento dúctil.

2.4 Cinturão Araguaia

O Cinturão Araguaia é caracterizado por um esti-lo estrutural compatível com um regime compressi-vo oblíquo, com predomínio de cavalgamentos im-bricados associados a zonas de transcorrências.Ocupa cerca de 2/3 dos terrenos da Folha Xambioáe abrange diversas unidades litoestratigráficas, deidades arqueanas a proterozóicas, incluindo os or-tognaisses do Complexo Colméia, os granitóidesdo Ramal do Lontra e os metassedimentos do Gru-po Baixo Araguaia, constituído pelas formaçõesMorro do Campo, Xambioá, Pequizeiro e Couto Ma-galhães, além da Associação Máfica-UltramáficaSerra do Tapa.

2.4.1 Complexo Colméia – Acc

Gnaisses e migmatitos são os constituintes es-senciais expostos nos núcleos das estruturas dômi-cas do Lontra e de Xambioá, na região centro-nortedo estado do Tocantins. Foram primeiramente estu-dados por Barbosa et al. (1966), que os engloba-ram na Série Araxá. Silva et al. (1974), Guerreiro &Silva (1976) e Abreu (1978), correlacionaram-nosao Complexo Xingu. Montalvão et al. (1979) deno-minaram esses terrenos gnáissicos de FormaçãoColméia, posicionando-a estratigraficamente nabase do Grupo Xambioá, este, por sua vez, inclusono Supergrupo Baixo Araguaia.

Costa (1980) introduziu o termo Complexo Col-méia para designar as rochas aflorantes na estrutu-ra dômica localizada próximo a esta cidade. Corre-lacionou-o ao Complexo Xingu, considerando-omais antigo que os metassedimentos do Supergru-po Baixo Araguaia. Tal denominação e posiciona-mento estratigráfico foi adotado por Santos et al.(1984) e por Dall’agnol et al. (1988), conceito esteaqui aceito e mantido.

Tanto na estrutura do Lontra quanto na de Xam-bioá, os litótipos predominantes são gnaisses decomposição trondhjemítica, sendo comum, tam-bém, a presença de migmatitos e gnaisses graníti-cos.

Os gnaisses trondhjemíticos apresentam cor cin-za, granulação média, textura granoblástica a lepi-doblástica; são constituídos essencialmente dequartzo, oligoclásio, microclínio e biotita; acessóriospredominantes são muscovita, apatita, epídoto e

opacos; ao passo que clorita, sericita e carbonatosão os secundários mais comuns.

Os gnaisses graníticos são compostos por quartzo,microclínio, muscovita e biotita e apresentam o oli-goclásio, opacos e zircão como acessórios.

Os migmatitos apresentam estruturas pitigmáti-cas, estromáticas e nebulíticas. Segundo Macam-bira (1983), as melhores exposições situam-se naparte norte da estrutura dômica do Lontra, ondeexibem paleossoma de cor cinza, granulação fina,textura granoblástica e lepidoblástica e quartzo,oligoclásio, microclínio e biotita como mineraisacessórios. O neossoma apresenta textura grano-blástica, granulação fina a média com microclínio,quartzo, oligoclásio e muscovita como minerais es-senciais.

Encraves de seqüências metavulcano-sedimen-tares são comuns, sendo compostos predominan-temente por anfibolitos, serpentinitos, metacherts equartzitos ferruginosos. As rochas máfico-ultramá-ficas estão transformadas em talco e clorita xistos.

Estudos petrológicos, desenvolvidos por Santoset al. (1984) e Dall’agnol et al. (1988) nos gnaisses emigmatitos, permitiram-Ihes interpretá-Ios comopertencentes à família dos ortognaisses, semelhan-tes a trondhjemitos continentais.

Ainda segundo estes autores, os migmatitos se-riam formados por paleossomas trondhjemíticos,com variações composicionais e petrográficas atri-buídas à diferenciação metamórfica e por leucos-somas quartzo-feldspáticos, empobrecidos emmica, originados, ou por fusão parcial de granitosdo Complexo de Colméia, ou por líquidos relacio-nados a corpos graníticos não aflorantes. As tem-peraturas atingidas no desenvolvimento destas ro-chas teriam sido entre 600 e 650°C, com pressõesda ordem de 5 a 8kbar.

Segundo Costa (1980), as rochas do ComplexoColméia teriam sofrido metamorfismo regional dafácies anfibolito alto.

Em decorrência do cavalgamento em baixo ân-gulo dos metassedimentos sobre os gnaisses doComplexo Colméia, estes foram fortemente afeta-dos, desenvolvendo-se neles extraordinárias fei-ções de natureza dúctil. A interface entre o emba-samento e a cobertura metassedimentar é caracte-rizada por uma superfície de descolamento de bai-xo ângulo com foliações totalmente transpostas,que obliteram parcialmente uma foliação E-W pree-xistente. Nessa superfície encontra-se bem impres-sa, uma lineação de estiramento mineral (Lx), con-cordante com a observada nos metassedimentossobrepostos.

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Duas isócronas Rb/Sr indicam arranjos isotópi-cos de idades geocronológicas de 2.591 � 64Ma(razão inicial 0,75) e 1.834 � 39Ma (razão inicial0,715) (Tassinari, 1980). Araújo et al. (1991), inter-pretaram as rochas do Complexo Xingu como gera-das no Arqueano Superior, embasados em dadosobtidos por Machado et al. (1988), que datou mig-matitos no limite oeste desta folha pelo métodoU/Pb, para os quais obteve idade de 2.851 � 4Ma.Assim, admite-se que as rochas do Complexo Col-méia tenham sido geradas no Arqueano e constitu-em uma crosta ensiálica primitiva típica e represen-tativa de um nível crustal intermediário.

2.4.2 Granito Ramal do Lontra – Prl

Nas margens da estrada que dá acesso à fazen-da Marinheiro, ocorrem granitos foliados embuti-dos tectonicamente na parte oriental dos metasse-dimentos do Grupo Baixo Araguaia.

Os diversos autores que têm estudado a região,os posicionam estratigraficamente de diversas ma-neiras: Puty et al. (1972) interpretaram que os grani-tos do Ramal do Lontra estariam superpostos aosquartzitos do Grupo Araxá, por falha de empurrãode direção N-S; Abreu (1978) admite que tenhamdesenvolvido contato tectônico no limite oeste, as-sociando a ascensão desses granitos à evoluçãodiapírica das branquianticlinais do LontraeXambioá,enquadrando-os, em conseqüência, como intru-sões tardi-tectônicas do Grupo Estrondo; Macam-bira (1983) refere-se a estes granitos como intrusi-vos nos micaxistos e quartzitos da Formação Morrodo Campo.

Dall’agnol et al. (1988) indicaram que seriam de-rivados do manto, associando-os a processos ana-téticos, que teriam ocorrido, provavelmente, duran-te o ápice do metamorfismo que afetou o Grupo Bai-xo Araguaia.

A área de exposição destas rochas é de aproxi-madamente 8km2 embora os dados aerocintilomé-tricos sugiram que possa prolongar-se por mais al-guns quilômetros na direção nordeste, sob a capalaterítica.

Apresentam cor rosa, granulação fina a média,estrutura foliada, tendo por componentes: quartzo(30%), microclínio (33%), plagioclásio (30%), bioti-ta (5%) e muscovita (2%). Os acessórios mais co-muns são opacos, zircão, apatita, rutilo e titanita.

Macambira (op. cit.) datou este granito obtendouma isócrona mal-alinhada (teores de Rb e Sr muitohomogêneos), que acusou razão inicial de 0,7053 �

0,0002 e idade de 496,7 � 46,4Ma (brasiliana). Pon-

dera-se, contudo, que a rocha original poderia tersido gerada em época anterior ao desenvolvimentodo Grupo Baixo Araguaia, em cuja orogênese foievidentemente deformada. Interpreta-se que o atu-al posicionamento deste corpo granítico se deuatravés de zona de transpurrão de direção subme-ridiana.

Um pequeno corpo de granito, não mapeável naescala deste trabalho, é descrito por Macambira &Kotschoubey (1981) na parte interna do flanco lesteda estrutura do Lontra (serra da Ametista) e possi-velmente apresente o mesmo posicionamento tec-tônico do Granito Ramal do Lontra.

2.4.3 Grupo Baixo Araguaia

As primeiras referências a respeito desta se-qüência metassedimentar são atribuídas a MoraesRêgo (1933), que a denominou de Série Tocantins,correlacionando-a à Série Minas. Barbosa et al.(1966) incluiram-na na Série Araxá e Hasui et al.(1975) utilizaram a denominação Grupo Estrondoem substituição a Série Araxá. Hasui et al. (1977),introduziram o termo Grupo Baixo Araguaia para osmetamorfitos que ocupam a região do baixo rio Ara-guaia, dividindo-o nas formações Estrondo, Pequi-zeiro e Couto Magalhães. Abreu (1978) propôs umanova coluna estratigráfica elevando à categoria deSupergrupo o Grupo Baixo Araguaia, subdividin-do-o nos grupos Estrondo (formações Morro doCampo e Xambioá) e Tocantins (formações CoutoMagalhães e Pequizeiro). Costa (1980), manteve aestratigrafia de Abreu (op. cit.) e inseriu no topo doGrupo Estrondo, a Formação Canto da Vazante.Cunha et al. (1981) mantiveram as denominaçõesGrupo Estrondo e Grupo Tocantins como subdivi-sões do Supergrupo Baixo Araguaia, mas não ossubdividiram em formações. Montalvão (1985) revi-sou o Supergrupo Baixo Araguaia, sugerindo onome de Grupo Serra das Cordilheiras, com as for-mações Serra do Lontra, São Geraldo e Serra dosMartírios, em virtude destes locais apresentaremseções-tipo mais completas. Araújo & Olivatti(1990), apresentaram uma nova coluna estratigráfi-ca para a região, na qual o Grupo Estrondo englo-baria as formações Morro do Campo, Xambioá ePequizeiro, ficando o Grupo Tocantins limitado àFormação Couto Magalhães, sugerindo, por último,o abandono do termo Supergrupo Baixo Araguaia.

Neste trabalho, todos os litótipos acima são inter-pretados como depositados em um único ciclo se-dimentar e com evolução tectônica única e comuma todos os seus membros. Por serem termos já con-

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sagrados na literatura geológica, foram mantidasas denominações Morro do Campo, Xambioá, Pe-quizeiro e Couto Magalhães, apesar desta divisãose fundamentar somente em características quantoao metamorfismo e aos litótipos atuais, e não quan-to aos ambientes deposicionais originais. Ado-tou-se a designação Baixo Araguaia (Hasui et al.,1977), com a hierarquia de grupo, para englobarestas formações.

2.4.3.1 Formação Morro do Campo – Pmc

A Formação Morro do Campo foi definida porAbreu (1978), englobando gnaisses e quartzitos.Costa (1980), incluiu os gnaisses no embasamento(Complexo Colméia), restringindo a designaçãoaos quartzitos.

As melhores exposições situam-se em torno dasestruturas dômicas do Lontra e de Xambioá e nasserras das Andorinhas, Martírios e Bodocó, situa-das na parte centro-Ieste da folha. Uma superfíclede descolamento suborizontal e outros imbrica-mentos tectônicos similares de baixo ângulo, deli-mitam o contato com o Complexo Colméia.

É constituída essencialmente por muscovitaquartzitos e ortoquartzitos, com intercalações demuscovita-biotita-quartzo xistos e conglomeradosoligomíticos.

Os quartzitos apresentam tonalidades esbran-quiçadas a creme, granulação fina a média, grãosbem selecionados, estrutura orientada e texturagranoblástica com cristais xenoblásticos de quart-zo e palhetas de muscovita orientadas segundo oplano da foliação. Níveis métricos e decimétricos,ricos em magnetita, são freqüentes.

Biotita-muscovita-quartzo xistos apresentam-secomo intercalações nos quartzitos. Mostram textu-ra granolepidoblástica formada por cristais xeno-blásticos de quartzo e agregados lamelares de bio-tita, orientados e deformados, e em parte substituí-dos por muscovita e clorita. Plagioclásio xenomórfi-co, tabular e, às vezes, geminado é freqüente, epode representar processo de feldspatização pos-terior. Carbonatos, epídoto e sericita são mineraissecundários.

Santos (1983) descreve, próximo à Chapada,lentes de cianita quartzito conglomerático interca-ladas em ortoquartzitos. Intercalações lenticulares,de espessura decimétrica a métrica, de conglome-rados formados por seixos de quartzo leitoso comaté dois centímetros de diâmetro, foram tambémobservadas nas bordas das estruturas de Xambioáe Lontra (foto 3).

2.4.3.2 Formação Xambioá – Pxb

A denominação Formação Xambioá foi introduzi-da por Abreu (1978), ao descrever, ao longo da es-trada Xambioá-Vanderlândia, um espesso pacotede xistos que jaziam sobre os litótipos da FormaçãoMorro do Campo, para os quais passavam gradacio-nalmente. Estas litologias foram estudadas por di-versos outros autores, destacando-se Silva (1980),Macambira (1983), Santos et al. (1984) e Montalvão(1985).

Ocorre em toda a parte centro-leste da folha, en-volvendo as rochas da Formação Morro do Campo,com as quais mantém contatos normais e tectôni-cos. Na parte leste está recoberta discordantemen-te pelos sedimentos da Bacia do Parnaíba. Com aFormação Pequizeiro, o contato é tectônico e de di-fícil discriminação em virtude, sobretudo, de reati-vações no Mesozóico por falhas normais, que pro-piciaram as estruturas do tipo graben, que abrigamsedimentos da Bacia do Parnaíba e da FormaçãoRio das Barreiras.

Dentro desta formação foram separadas duas as-sociações litológicas, com caracteres petrográficose assinaturas magnetométricas distintas: uma, de-nominada de Formação Xambioá 1, composta pormicaxistos de composição variada, grafita xistos,anfibolitos, metarenitos, quartzitos ferruginosos, si-lexitos e metacórseos, dispostos em forma de um“Y” invertido, envolvendo parcialmente as estruturasdômicas do Lontra e de Xambioá; e outra, designa-da como Formação Xambioá 2, com maior área deocorrência, constituída, predominantemente, pormuscovita-biotita-quartzo xistos feldspáticos apre-sentando, subordinadamente, mármores, quartzitose metaconglomerados polimíticos.

Nesta última associação, os xistos apresentamtonalidades cinzentas a esverdeadas, textura gra-nolepidoblástica a milonítica e granulação fina amédia. Localmente, ocorrem termos mais grossos,que os tornam assemelhados a estruturas gnáissi-cas típicas. Têm como constituintes majoritáriosquartzo, plagioclásio, biotita e muscovita. O quart-zo (40 a 60%), normalmente ocorre sob a forma demosaicos de cristais xenomórficos, deformados ecom extinção ondulante. A biotita exibe-se sob aforma de lamelas, geralmente associada a musco-vita (5 a 10%), clorita (1 a 5%), epídoto e sericita,formando agregados que definem a foliação miloní-tica. O plagioclásio (10%) é tabular xenomórfico,ocorrendo, por vezes (sul de Araguanã), sob a for-ma de porfiroclastos poiquilíticos deformados, comporcentagens mais elevadas (20 a 35%) e desen-

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volvendo, internamente, inclusões orientadas queevidenciam possível geração tardia. Processos decarbonatação (RO-31) e níveis ricos em cristais xe-nomórficos de granada são freqüentes. A clorita,possivelmente, desenvolveu-se por processo retro-metamórfico superposto, ocorrendo em maioresquantidades para oeste, o que, por conseguinte,permite presumir-se terem sido mais intensos osprocessos retrometamórficos nessa região. Opa-cos, turmalina, zircão, apatita e rutilo são os aces-sórios mais comuns.

Os mármores têm cor cinza-esbranquiçado, tex-tura cristaloblástica e granulação média a grossa.Em nível de afloramento, notam-se níveis submili-métricos de opacos, provavelmente relacionados aum bandamento primário.

Os metaconglomerados polimíticos exibem clas-tos de quartzo, gnaisses, quartzitos, mármores,granitos e rochas básicas, com dimensões varian-do de milimétrica a métrica, dispersos em uma ma-triz de biotita-quartzo xisto feldspático. Na margemdo rio Araguaia (LM-95; perímetro urbano de Xam-bioá), os seixos exibem diferentes graus de defor-mação pós-sedimentar, observando-se o eixo demaior dimensão orientado na direção do estiramen-to mineral regional e o plano de achatamento para-lelizado ao da foliação milonítica.

Na Formação Xambioá 1, os micaxistos apresen-tam textura granolepidoblástica a milonítica e mos-tram composição variada. São as rochas mais fre-qüentes e contêm, normalmente, quartzo, plagioclá-sio, biotita e muscovita, além de clorita, granada, ci-anita, estaurolita, andaluzita, carbonatos e opacos.

Os grafita xistos possuem cor cinza-escuro apreta, estrutura foliada e compõem-se predomi-nantemente de muscovita, quartzo e grafita.

Os anfibolitos têm cor verde-escuro e texturagranoblástica fina. Os minerais essenciais sãohornblenda, plagioclásio e quartzo. Associadosaparecem talco-clorita xistos e clorita xistos, comoprodutos da atuação de processos hidrotermais.

Quartzitos ferruginosos mostram textura grano-blástica fina e são compostos essencialmente dequartzo, sob a forma de cristais poligonais agrega-dos em mosaicos, formando bandas separadaspor “filmes” de opacos.

Metarcóseos (LM-07) com textura granoblásticafina, compostos por quartzo (52%), granada (15%),plagioclásio (15%), muscovita (10%) e clorita (5%)e silexitos ocorrem restritamente.

Boas exposições desta associação são observa-das a sul de Araguanã, entre as fazendas Sagaranae Vale do Sonho, e sul de Xambioá, nas estradas

para Araguanã e fazendas Bela Vista e Indepen-dência. Nas adjacências da Fazenda Independên-cia (figura 2.4), observa-se uma seqüência interes-tratigráfica entre rochas vulcânicas, químicas e se-dimentares, fortemente cisalhadas, com traços deorientação WNW-ESE a E-W, e mostrando interca-lações de corpos gabróicos de granulação grossa,não metamorfizados, posicionados ao longo daszonas de transcorrências e interpretados comoprodutos da fase distensiva do Mesozóico.

Entre Xambioá e Araguanã, além dos litótiposacima, ocorrem diversos afloramentos de anfiboli-tos finos, cisalhados, além de freqüentes intercala-ções de rochas subvulcânicas de natureza bási-ca-ultrabásica (JO-41), cujo conjunto evidencia aatuação de processo de feldspatização superposto(foto 4). Como regra geral, nesta seção é muito fre-qüente a alternância entre rochas com diferentesgraus de deformação: às faixas com alto strain, ondesão comuns mini e mesodobras intrafoliais, foliaçãode transposição, estiramento mineral, dobras comeixos encurvados e rompidas etc. , seguem-se zo-nas quase não deformadas que foram poupadas daatuação dos processos tangenciais de naturezadúctil-rúptil.

A sul de Araguanã, grafita xistos, por vezes mos-trando processos de feldspatização, encontram-seassociados a anfibolitos finos cisalhados e a cor-pos gabróicos não metamorfizados.

A 2km a norte de São Geraldo do Araguaia(RO-01), próximo ao córrego Jaó, aflora uma se-qüência de xistos, com textura de granolepidoblás-tica a granular, exibindo porfiroblastos de andaluzi-ta nodular, dispersos em uma matriz fina, constituí-da dominantemente por quartzo, plagioclásio eagregados de biotita. A textura fina, o aspecto reco-zido da matriz e a presença de andaluzita sugerema existência de metamorfismo térmico.

2.4.3.3 Formação Pequizeiro – Ppq

Formação Pequizeiro foi a designação dada porHasui et al. (1977), para os clorita xistos aflorantesnas proximidades de Pequizeiro, atribuídos ao topodo Grupo Tocantins.

Ocorre em uma faixa de orientação submeridia-na, localizada na parte central da folha. Mostra con-tatos tectônicos com as formações Xambioá, a les-te, e Couto Magalhães, a oeste. Está encimada porsedimentos da Bacia do Parnaíba que preenchemgrabens também orientados submeridianamente,originados por reativações anisotrópicas antigasno Fanerozóico.

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É constituída dominantemente por clorita-quart-zo xistos e clorita xistos.

Os clorita-quartzo xistos, que ocupam a parteleste da faixa, próximo ao contato com a FormaçãoXambioá, mostram cor cinza-claro, estrutura folia-da (anastomosada e/ou crenulada) e textura grano-lepidoblástica fina. São constituídos por mosaicosde cristais poligonais de quartzo, entremeados porplagioclásio subidiomórfico, com intercalações mi-limétricas de agregados lamelares deformados declorita, muscovita e sericita. A quantidade de quart-zo varia de 40 a 60% da rocha. A biotita encontra-sesubstituída por clorita e muscovita, como resultadode eventos retrometamórficos.

Os clorita xistos, que afloram na porção ociden-tal, próximo ao contato com a Formação Couto Ma-galhães, exibem cor cinza-esverdeado, textura le-pidoblástica fina, estrutura foliada e crenulaçãobem marcante. São formados, predominantemen-te, por clorita, muscovita e sericita.

2.4.3.4 Formação Couto Magalhães – Pcm

Hasui et al. ( 1977) utilizaram a designação For-mação Couto Magalhães para descrever os metas-sedimentos aflorantes na Rodovia TO-376, nas pro-ximidades da cidade de Couto Magalhães.

Ocorrem em toda a parte oeste da área, onde en-contram-se posicionados tectonicamente sobre asrochas do Complexo Xingu. A passagem para aFormação Pequizeiro é o tipo tectônico com imbri-camentos na região de contato.

É constituída predominantemente por filitos, me-tassiltitos e metargilitos, correspondendo a uma as-sociação de litofácies caracteristicamente pelítica.Faixas consideráveis de conglomerados polimíti-cos e metarcóseos aparecem na parte ocidental,associados a zonas de cisalhamento, e possivel-mente correspondem à sedimentação da fase riftdo desenvolvimento inicial da bacia.

Os filitos têm cores variadas, textura lepidoblásti-ca fina a milonítica, estrutura orientada e quartzo,plagioclásio e sericita como constituintes majoritá-rios. Os metassiltitos têm cor cinza-esverdeado,textura granolepidoblástica fina, estrutura foliada eminúsculos grãos de quartzo e plagioclásio envol-vidos por palhetas de sericita associadas à clorita eargilominerais. Os metargilitos mostram-se mais ri-cos em argilominerais e sericita.

Extensa faixa de metaconglomerados desorga-nizados e alterados, afloram a leste da fazenda Po-rangiaí (JO-96). São formados por clastos de gnais-ses, rochas básicas, quartzitos, minério de ferro(especularita), quartzo, siltito etc., variando de grâ-

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CIANITA - QUARTZO MICAXISTO, ALTERADOS, EXIBINDO BANDAMENTO COMPOSICIONAL E CISALHAMENTO

GABRO COM TEXTURA GROSSA, HOMOGÊNEO, SEM DEFORMAÇÃO DÚCTIL

CLORITA XISTOS COM FELDSPATIZAÇÃO SUPERIMPOSTA

GRAFITA XISTOS COM INTERCALAÇÕES DE METARCÓSEOS (?)

QUARTZITOS FERRÍFEROS BANDADOS (BIF)

ANFIBOLITOS FOLIADOS PARCIALMENTE ALTERADOS

0 100 200km

Obs: Sem escala vertical

FazendaIndependência Ribeirão

XambicaSN

Figura 2.4 – Perfil geológico esquemático da fazenda Independência.

nulos a blocos, e suportados por uma matriz arco-siana fina. Blocos soltos de metaconglomeradosalgo organizados, de cor cinza, estrutura maciça,formados por grânulos e seixos arredondados, decomposição variável, em matriz arcosiana (JO-89)afloram no limite com a Folha Serra dos Carajás erepresentam fácies de leques aluviais.

Metarenitos feldspáticos de cor cinza com níveisavermelhados, textura granolepidoblástica fina eestrutura foliada, e metarcóseos de cor cinza-es-verdeado e textura granoblástica fina, afloram inter-calados aos filitos, a norte da Vila Rio Vermelho, aolongo da PA-150.

Algumas referências a respeito do ambiente desedimentação do Grupo Baixo Araguaia foram fei-tas por Silva et al. (1974), Abreu (1978), Santos(1983) e Hasui & Costa (1988), os quais sugeriramum ambiente marinho, variando de raso a profun-do.

Estruturas primárias, tais como estratificaçõesplano-paralelas, sand waves, estratificações cru-zadas tangenciais e herringbone, foram preserva-das nos quartzitos da Formação Morro do Campo,e em metarcóseos da Formação Couto Magalhães(fotos 5 a 8). Intercalações lenticulares de quartzi-tos dentro da seqüência dos xistos da FormaçãoXambioá, com estruturas wavy e linsen asseme-lham-se a barras de offshore. Metaconglomeradospolimíticos suportados pela matriz (LM-85, RO-83 eJO-96), posicionados tectonicamente dentro, res-pectivamente, das formações Xambioá e CoutoMagalhães, representam fluxos gravitacionais e,provavelmente, estariam correlacionados à fase derift da bacia. Metaconglomerados oligomíticos, su-portados por grãos arredondados de quartzo, emregime de fluxo confinado (RO-07), intercaladosnos quartzitos da Formação Morro do Campo,possivelmente estariam associados a leques alu-viais.

Assim, com base nos litótipos, na geometria enas estruturas primárias, admite-se que os metas-sedimentos das formações Morro do Campo, Xam-bioá e Pequizeiro tenham se depositado em um am-biente marinho raso com praia e plataformas restri-tas, enquanto a Formação Couto Magalhães teriase depositado em um ambiente marinho mais pro-fundo (offshore).

Estudos petroquímicos, com número reduzidode amostras, foram efetivados por Santos (1983) eMacambira (1983), entre outros. Souza et al.(1988), ao analisarem 36 amostras deste grupo su-gerem uma cogeneticidade entre as formaçõesXambioá e Pequizeiro, indicando serem as mes-

mas derivadas de sedimentos imaturos, e ressal-tam sua composição predominantemente ácida.

As assembléias mineralógicas correspondentesaos litótipos do Grupo Baixo Araguaia mostram umaumento gradual no grau metamórfico, inician-do-se com os anquimetamorfitos da FormaçãoCouto Magalhães, situados na parte oeste e alcan-çando a fácies xisto-verde alto a anfibolito baixo,nas rochas das formações Xambioá e Morro doCampo. Processos metamórficos tardios, relacio-nados à evolução tectono-termal, propiciaram apercolação de fluidos hidrotermais, ao longo dedescontinuidades estruturais, consubstanciadossob a forma de cloritização, saussuritização, epido-tização, muscovitização etc., além do alojamentode veios e vênulas de quartzo.

2.4.4 Associação Máfica-Ultramáfica Serrado Tapa – Pst

A designação Associação Máfica-UltramáficaSerra do Tapa é atribuída a uma faixa com orienta-ção submeridiana que acompanha a topografia daserra homônima e aflora em meio aos metassedi-mentos do Cinturão Araguaia.

Esta associação e outras semelhantes com mes-mo posicionamento estratigráfico, expostas a suldesta folha, foram abordadas por diversos autores,tais como: Almeida (1974), Almeida et al. (1986),Puty et al. (1972), Silva et al. (1974), Hasui et al.(1977), Abreu (1978), Cunha et al. (1981) e Hasui &Costa (1988), dentre outros. Estudos mais detalha-dos foram publicados por Gorayeb (1989), quandoos considerou corpos magmáticos essencialmenteultramáficos e de derivação mantélica.

Na Folha Xambioá, suas melhores exposições si-tuam-se nas serras do Tapa e dos Castanhais, enas fazendas Escondida, Maringá e Jandaia, ondeencontram-se imbricadas tectonicamente nos me-tassedimentos da Formação Couto Magalhães.Excelentes afloramentos são encontrados nas fa-zendas Escondida (AJ-34) e Maringá (LM-108), (fo-tos 9 a 11) (onde estruturas do tipo pillow-lavasmostram-se preservadas), ao longo da estradaPontão-Xinguara e nas fazendas Rio Vermelho(LM-106) e Visagem (JO-108 e JO-110).

É formada predominantemente por serpentini-tos, metabasaltos e silexitos, com quantidades su-bordinadas de talco xistos, clorita xistos, quartzitosferríferos bandados e filitos.

Os serpentinitos têm cor verde-escuro a claro,textura fibrolamelar a fibrosa, estrutura maciça a fo-liada e constituem-se predominantemente de ser-

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pentina e opacos. Os metabasaltos são verde-es-curos a claros, têm textura fina e maciça e mantêmpreservadas estruturas do tipo pillow-lava constituí-das de tremolita/actinolita, epídoto e clorita; eviden-ciam processos de epidotização, cloritização, albi-tização e silicificação. Remanescentes cristais ori-ginais de clinopiroxênios e plagioclásios podem,contudo, ainda ser observados no meio desse con-junto transformado.

Talco xistos e clorita xistos associam-se aos ser-pentinitos, ocorrendo, em geral, fortemente miloniti-zados. Os silexitos, responsáveis pelo destaque to-pográfico da unidade, têm coloração marrom-aver-melhada, estrutura variando de maciça a intensa-mente foliada, com vênulas irregulares de quartzo,e estão, também, associados aos serpentinitos.

Quartzitos ferruginosos bandados associados afilitos ocorrem com freqüência entre as faixas dasrochas básico-ultrabásicas e entre a serra do Tapae as fazendas Escondida e Maringá. Extensas co-berturas lateríticas ferruginosas, que formam clarei-ras, bem identificáveis em fotos aéreas, desenvol-veram-se sobre estes litótipos.

A associação foi deformada em regime dúc-til-rúptil, o que gerou o desenvolvimento de faixasestreitas de alto strain, caracterizadas por intensafoliação milonítica, lineação de estiramento mine-ral, dobras em bainha, dobras rompidas, rotaçãode elementos planares preexistentes, boudins etc.Estas, intercalam-se com faixas mais amplas debaixo strain, nas quais as rochas encontram-se pra-ticamente indeformadas.

As condições de temperatura e pressão atuan-tes propiciaram o desenvolvimento de paragênesemineral sugestiva de metamorfismo de baixo grau(fácies xisto-verde) com variação para tipos anqui-metamórficos.

2.5 Bacia do Parnaíba e Grabens Associados

A Bacia do Parnaíba, considerada como do tipoDepressão Interior por Kingston et al. (1983), exibeforma elipsoidal e área aproximada de 600.000km2,ocupando partes dos estados do Maranhão, Piauí,Tocantins, Pará e Ceará. Caputo et al. (1983) suge-rem continuidade entre esta bacia e a do Amazo-nas, somente interrompida a partir do Triássico,com a instalação da Bacia do Marajó.

Segundo Mesner & Wooldridge (1964), esta baciaapresenta três megassítios deposicionais, separa-dos por duas grandes discordâncias erosivas corre-lacionadas ao início do Carbonífero e ao final do Ju-

rássico. O primeiro ciclo, desenvolvido em climatemperado e úmido, estaria representado pela For-mação Pimenteiras; o segundo, em condições declima semi-árido a quente, englobaria, dentro daárea estudada, as formações Piauí, Pedra de Fogo,Motuca e Sambaíba; e o terceiro estaria evidenciadopelos sedimentos cretácicos da Formação Itapecu-ru. Os basaltos da Formação Mosquito, de idademesozóica, possivelmente estariam correlaciona-dos ao rompimento do Supercontinente Gondwana.

Costa et al. (1991), ao analisarem a evolução tec-tônica da Bacia do Parnaíba, mostram que seu arca-bouço geométrico foi fortemente influenciado por fei-ções estruturais pré-cambrianas e sua evolução ci-nemática marcada pelo registro de dois eventos tec-tônicos (figura 2.3). O primeiro, de idade paleozóicae ligado a um eixo extensional NW-SE, induziu movi-mentação ao longo de falhas normais, formadas apartir de reativações de estruturas do embasamentoda bacia e concentradas nas bordas W, E, SE e naparte central, originando compartimentos triangula-res. O segundo, com início no Jurássico, é associa-do a um eixo extensional ENE-WSW e incorporoumovimentação extensional às estruturas das bordasW, E e N e transcorrente àquelas com orientação NE.

Na Folha Xambioá a Bacia do Parnaíba ocupatoda a parte leste. Estruturas em graben, de orien-tação submeridiana da porção central, estão tam-bém preenchidas por sedimentos.

Dos dados aerogeofísicos utilizados, a magneto-metria registra apenas a presença de rochas doembasamento em profundidade, enquanto a ga-maespectrometria separa as diversas unidades li-tológicas, devido aos diferentes níveis de radiaçãoapresentados por cada uma delas (figura 2.5).

As unidades estratigráficas, individualizadascom base nos dados coletados em campo, em da-dos aerogeofísicos, imagens de radar e satélite, fo-tos aéreas convencionais e nos levantamentos geo-lógicos anteriores (quadro 2.2), mostram a Forma-ção Pimenteiras, de idade devoniana, como a maisantiga, enquanto a mais nova é representada pelaFormação Rio das Barreiras, correlacionável à For-mação Itapecuru.

Pedreira (1991) interpreta a sucessão dos siste-mas deposicionais desta bacia como provenientede oscilações do nível do mar em ambiente conti-nental (fluvial e desértico) (figura 2.6).

2.5.1 Formação Pimenteiras – Dp

Esta denominação foi inicialmente utilizada porSmall (1914) para identificar os folhelhos cinza-ar-

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roxeados aflorantes nas proximidades da vila de Pi-menteiras. Diversos autores têm estudado esta uni-dade, dentre os quais destacam-se: Plummer(1946), Kegel (1952), Rodrigues (1967), Carozzi etal. (1975), Aguiar (1971), Lima & Leite (1978), den-tre outros.

Neste trabalho, foram considerados desta for-mação os sedimentos aflorantes ao longo de umafaixa com largura aproximada de 7km e orientaçãosubmeridiana, que ocupa a parte centro-leste dafolha; também, parte dos sedimentos que preen-chem grabens, da porção norte, foram assim carto-grafados. Dispõem-se em contato discordante so-bre os metassedimentos do Cinturão Araguaia;com os sedimentos da Formação Piauí o contato étectônico. Na parte norte, em região praticamentesem afloramentos, observam-se estes sedimentosem contato com areiões apresentando níveis de si-

lexitos oolíticos atribuídos à Formação Pedra deFogo. As melhores exposições localizam-se emcortes de estrada nas proximidades da fazendaCastanhal (JO-71, JO-72 e JO-73).

Foram identificadas três associações de litofá-cies, descritas a seguir:

a) Associação de Litofácies Arenitos Conglome-ráticos

Normalmente esta associação encontra-se posi-cionada diretamente sobre os xistos da FormaçãoXambioá, tendo sido melhor observada na EstaçãoJO-73, onde apresenta espessura superior a 1m egeometria lenticular. É caracterizada por conglo-merados e arenitos. Os conglomerados são supor-tados por grãos organizados e mostram clastossub a bem arredondados, de quartzo e xistos (ra-ros), com tamanho máximo de 30cm. Os arenitosapresentam granulação média a grossa, granode-

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KrbFm. Rio das Barreiras(<300cps)

TRs +TRJm

Fm. Sambaíba e Mosquito(<100cps)

PTRmFm. Motuca(100 a 300cps)

Ppf Fm. Pedra de Fogo(300 a 500cps)

Cpi Fm. Piauí(<300cps)

Dp Fm. Pimenteiras(500 a 700cps)

0 10 20km

Dp

Dp

Dp

Dp

CpiTRs

TRs +

TRm

PTRm TRJm

Ppf

Dp

Krb

Figura 2.5 – Relação entre as unidades fanerozóicas mapeadas e os dadosaerogamaespectrométricos - contagem total.

crescência e grânulos bem arredondados dequartzo. É interpretada como originada a partir dedunas subaquosas, em ambiente fluvial de altaenergia.

b) Associação de Litofácies PelitosÉ caracterizada por uma seqüência de argilitos e

siltitos de cor marrom-amarelado a cinza-claro,com tonalidades avermelhadas, arroxeadas e es-branquiçadas, com intercalações de arenitos finosa muito finos.

Os argilitos e siltitos geralmente são dominantes,como na fazenda Castanhal (JO-72), onde a espes-sura é superior a 20m. Mostram laminações pla-no-paralelas e acamamento maciço.

c) Associação de Litofácies Arenitos Ferrugino-sos

Os arenitos mostram tonalidades arroxeadas eamareladas; são geralmente ferruginosos, de geo-metria lenticular, com laminação incipiente; normal-mente aparecem com espessura variando de centi-

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PELITOS

ESTRAT. PLANO-PARALELA

OÓLITOS

HUMMOCKY

CONGLOMERADOS

ESTRAT. CRUZADA ACANALADA

GRANODECRESCÊNCIA

SILICIFICAÇÃO

ARENITOS

ESTRAT. CRUZADA PLANAR

GRANOCRESCÊNCIA

DISCORDÂNCIA

ADAPTADO DE PEDREIRA (1991)

CR

ET

ÁC

EO

JUR

ÁS

SIC

OT

RIÁ

SS

ICO

ME

SO

ZÓ

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OP

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PIMENTEIRAS

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RIO DASBARREIRAS FLUVIAL

DESÉRTICO

DESÉRTICO

FLUVIAL A LACUSTRE

FLUVIAL A LACUSTRE

FLUVIAL A LACUSTRE

PLATAFORMAL MARINHO RASO

PLATAFORMAL MARINHO RASO

CRONOESTRATI-GRAFIA FORMAÇÃO INTERPRETAÇÃO AMBIENTALLITOLOGIAS/ESTRUTURAS

TEXTURASAREIA

F M GARG CAS

C

Figura 2.6 – Sistemas deposicionais das unidades da Bacia do Parnaíba, mapeadas dentro da Folha Xambioá.

métrica a métrica. Localmente, na fazenda Casta-nhal (JO-71), notam-se intercalações de arenitofino com marcas truncadas por ondas.

Neste trabalho, esta formação é interpretadacomo depositada em uma plataforma marinha rasa,afetada episodicamente por tempestades, origi-nando barras de costa afora. Os dados de aeroga-maespectrometria mostram um alto nível de radia-ção (500 a 700cps), possivelmente devido à pre-sença de arenitos ferruginosos associados ao pro-cesso de laterização que ocorre na borda da bacia,destacando-a das demais formações.

Caster, in Blankennagel (1952), com base nafauna encontrada em folhelhos na região de Pi-cos, estado do Piauí, inclui os sedimentos da For-mação Pimenteiras no Devoniano, idade estaconfirmada por diversos outros autores. SegundoAguiar (1971), esta unidade é correlacionável àparte basal da Formação Curuá, da Bacia Ama-zônica e à Formação Ponta Grossa da Bacia doParaná.

2.5.2 Formação Piauí – Cpi

Small (op. cit.) designou de Série Piauí a seçãopaleozóica da Bacia do Parnaíba. Duarte (1936) eOliveira & Leonardos (1940) utilizaram o termo For-mação Piauí restritamente aos sedimentos carboní-feros. Em 1948, Dequech & Kegel estabeleceramos atuais limites desta formação, no que foram se-guidos pelos demais autores que estudaram estessedimentos.

Na Folha Xambioá ocorre como uma faixa alon-gada submeridianamente, de largura em torno de4km, localizada na sua porção centro-leste. Encon-tra-se em contato com a Formação Pimenteirasatravés de falhamentos normais. O contato superiorcom a Formação Pedra de Fogo é gradacional,mostrando mudança lenta e constante. Foi utilizadoo critério de Lima & Leite (1978) para a separaçãoentre ambas, segundo o qual a presença dos pri-meiros níveis de silexito marcariam a passagempara a Formação Pedra de Fogo. Suas melhores

– 22 –


Quadro 2.2 – Coluna estratigráfica da Bacia do Parnaíba na Folha Xambioá.

CronoestratigrafiaUnidade

Litoestratigráfica

Associação deLitofácies

Descrição Ambiente Potencial MineralEon Era Sist. Série Do-

min. Subord.

Cretáceo Superior FormaçãoItapecuru A, Cg Pv

Arenitos finos a médios e con-glomerados com intercalaçõesde argilitos e siltitos averme-lhados.

Depósitos fluviais derios entrelaçados.

Jurássico Inferior FormaçãoMosquito

Basaltos, maciços, amigdaloi-dais, com textura ofítica e al-teração esferoidal.

Continental. Extrusãofissural. Brita.

SuperiorFormaçãoSambaíba Ae

Arenitos fino a médio, bimo-dais com estratificação cru-zada de grande porte, linhasde grãos e línguas de grãos.

Continental eólico.Areia (fraturamen-to em poços depetróleo.Médio

InferiorFormação

Motuca Pv, Ac Ae

Argilitos e siltitos vermelhoscom intercalações de areni-tos finos, transicionando paraarenitos eólicos no topo.

Continental fluvial compossíveis contribuiçõesmarinhas, trancionandopara eólico.

Superior

MédioFormação

Pedra de FogoPv,Aac Cm, Sil

Seqüência cíclica de argili-tos, arenitos, vermelhos e es-verdeados, com níveis de sile-xitos, calcários e margas.

Continental lagunar amarinho.

Corretivo de solos,brita, cal.Inferior

Carbonífero Superior Formação Piauí Pv, Afi Ac

Argilitos vermelhos com in-tercalações de arenitos finose raras lentes de conglome-rados.

Depósitos fluviais asso-ciados a ambiente de-sértico.

Devoniano Médio FormaçãoPimenteiras P, Afe Ac

Argilitos e siltitos com inter-calações de arenitos ferrugi-nosos e apresentando níveisde conglomerados lenticula-res basais.

Marinho raso, com tem-pestades episódicas.

Ae - Arenitos eólicosAc - Arenitos conglomeráticosAac - Arenitos e arenitos calcíferosAfi - Arenitos finosAfe - Arenitos ferruginosos

A - ArenitosCm - Calcários e margasP - PelitosPv - Pelitos vermelhosSil - Silexitos

Fane

rozó

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Triá

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Pal

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ico

Mes

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Per

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no

exposições situam-se em cortes na estrada deacesso para a Agropecuária São Francisco, logoapós o ribeirão Curicacas, NE da folha mapeada.

Os litótipos predominantes foram separados emtrês associações de litofácies distintas:

a) Associação de Litofácies Pelitos VermelhosÉ formada por argilitos com níveis siltosos, com

estrutura maciça a laminada, de cor vermelha comtonalidades esbranquiçadas e esverdeadas. É ca-racterizada por morrotes isolados, com até 20m dealtura (em região arenosa e plana) e revestida porsolo avermelhado.

b) Associação de Litofácies Arenitos FinosÉ constituída por arenitos finos, bem seleciona-

dos, friáveis, com tonalidades amarronzadas e aver-melhadas, com estratificações cruzadas tangenciaise plano-paralelas. Normalmente ocorre intercaladanos pelitos vermelhos e forma extensos areiões.

c) Associação de Litofácies Arenitos Conglome-ráticos

É particularizada por uma seqüência de arenitosfinos a grossos, mal selecionados, com grãos sub abem-arredondados e apresentando níveis conglo-meráticos e de material argiloso. Exibe gradaçãonormal e inversa, camadas lenticulares e estratifi-cações cruzadas acanaladas de pequeno e médioporte. Ocorre de maneira isolada, chegando a atin-gir espessura superior a 2m (JO-62).

Esta formação mostra níveis de radiação inferiora 300cps, bem contrastante com o nível apresenta-do pelas formações Pimenteiras e Pedra de Fogo,com as quais encontra-se em contato.

A natureza dos litótipos e das estruturas presen-tes nesta folha e as descritas na Folha Marabá (de-pósitos eólicos), (Almeida et al., no prelo), permi-tem caracterizar deposições em ambientes conti-nentais fluviais de planície de inundação ou lagu-nares em um contexto geral de ambiente desértico.

Estudos palinológicos realizados por Kegel(1952), Mesner & Wooldridge (1964), Müller (1964)e Aguiar (1971), permitiram posicionar a FormaçãoPiauí no Carbonífero Superior, idade esta tambémadotada neste trabalho.

Segundo Almeida et al. (no prelo) esta formaçãoé correlacionável às formações Monte Alegre e Itai-tuba, da Bacia Amazônica.

2.5.3 Formação Pedra de Fogo – Ppf

Formação Pedra de Fogo foi a denominação ori-ginalmente utilizada por Plummer (1946), para par-ticularizar uma seqüência de siltitos, folhelhos, are-nitos e calcários, com chert e Psaronius, aflorante

no riacho Pedra de Fogo, entre Pastos Bons e NovaIorque, no estado do Maranhão. Diversos outrosautores estudaram-na, dentre os quais desta-cam-se: Barbosa & Gomes (1957), Oliveira (1961),Mesner & Wooldridge (1964), Moore (1963), Aguiar(1964), Cunha (1964), Northfleet & Neves (1966),Ojeda & Perillo (1967), Lima & Leite (1978) e FariaJúnior (1979).

Ocorre na parte leste, sob a forma de faixa comorientação aproximada norte-sul, com largura entre3 e 7km e mergulho suave para leste. Neste local,as melhores exposições aparecem próximo aocontato com a Formação Piauí, associadas a pe-quenas escarpas sustentadas pelos níveis de sile-xitos (JO-68, JO-78 e JO-79). As ocorrências, rela-cionadas a grabens, localizam-se nas proximida-des do vilarejo Dois Irmãos, onde camadas hori-zontalizadas de silexitos, oolíticos e criptocristali-nos intercalam-se com arenitos. Nas imediaçõesde Araguanã (JO-47) observam-se bons aflora-mentos de calcário com silexitos, nas margens dorio Araguaia.

Foram distinguidas quatro associações de litofá-cies, descritas a seguir:

a) Associação de Litofácies Pelitos e ArgilitosÉ caracterizada por siltitos e argilitos com tonali-

dades avermelhadas e esverdeadas; são físseis etêm estrutura maciça e freqüentes níveis de marga.

b) Associação de Litofácies SilexitosÉ formada por silexitos, oolíticos e criptocristali-

nos, distribuídos por toda a unidade sob a forma deleitos, lentes delgadas e nódulos com espessuravariando de 1mm a 30cm.

c) Associação de Litofácies CalcáriosCompõe-se de calcários de cor marrom-claro a

marrom-avermelhado, com textura fina e geometriatabular. A espessura varia de 1 a 30cm. Nódulos decalcita e processos de silicificação são freqüentes.Nas margens do rio Lontra (LM-63), os calcários es-tão intercalados em arenitos finos, pelitos verme-lhos, silexitos e margas.

d) Associação de Litofácies Arenitos e ArenitosCalcíferos

São arenitos de cor cinza-claro a cinza-esverde-ado, com tonalidades avermelhadas, friáveis, argi-losos, de granulação fina a média, com raros níveisde granulação grossa, laminados incipientementee, aparentemente, com estratificação plano-parale-la. Alternam-se com camadas normalmente delga-das e, às vezes, lenticulares de arenitos calcíferosde granulação fina a média, intercalações essas,que ocorrem em repetições cíclicas ao longo detoda a coluna desta formação.

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As camadas carbonáticas indicam uma deposi-ção marinha em ambiente de planície de maré, en-quanto que os arenitos e os pelitos, possivelmente,representam um ambiente fluvial com planícies deinundação e/ou lagunas. A repetição cíclica sugereoscilações do nível do mar com incursões marinhassobre superfícies aplainadas. A ocorrência de eva-poritos citada na bibliografia (não observados nes-se levantamento), indica a presença de mares fe-chados remanescentes, característicos de condi-ções climáticas áridas, enquanto que a existênciade vegetação de grande porte (Psaronius) estariacorrelacionada a um clima úmido. Os dados aero-gamaespectrométricos mostram uma variação donível de radiação entre 300 e 500cps, demarcandouma faixa anômala para as rochas desta formação,em relação às formações Piauí e Motuca, as quaismostram níveis entre 100 e 300cps.

Estudos palinológicos e da fauna, efetuados pordiversos autores como Mesner & Wooldridge(1964), Cruz et al. (1973), Lima & Leite (1978) eScislewski et al. (1983), dentre outros, têm confir-mado uma idade permiana para esta formação.

Mesner & Wooldridge (op. cit.) correlaciona-ram-na à Formação Sucunduri, da Bacia Amazôni-ca, e Aguiar (1971) associou-a à seção Paler-mo-lrati-Teresina, do nordeste da Bacia do Paraná.

2.5.4 Formação Motuca – PTRm

Formação Motuca foi a denominação utilizada porPlummer (1948) para caracterizar os folhelhos decor vermelho-tijolo, com lentes de calcário e anidrita,aflorantes nas proximidades da fazenda Motuca, en-tre São Domingos & Benedito Leite, no estado doMaranhão. Campbell (1949) ampliou-a, acrescen-tando o Membro Pastos Bons. Aguiar (1971) divi-de-a em três membros, ratificando sua concordân-cia com as formações Pedra de Fogo e Sambaíba, econsiderando-a de idade permo-triássica.

A formação ocorre na parte leste como faixa sub-meridiana e contínua que margeia as escarpas for-madas pela Formação Sambaíba. Tem relevo bas-tante arrasado, impedindo a avaliação de sua es-pessura, que é estimada em torno de 50m na FolhaMarabá, vizinha a norte (Almeida et al., no prelo).

O contato com a Formação Pedra de Fogo é gra-dacional, cuja separação baseou-se, principal-mente, na ocorrência ou não das intercalações desilexito. O contato superior, com a Formação Sam-baíba, também é transicional tendo sido delimitadoem função da implantação definitiva do sistema eó-lico nessa unidade mais jovem.

Os litótipos foram agrupados em três associa-ções de litofácies:

a) Associação de Litofácies Pelitos VermelhosÉ formada por argilitos vermelhos, com tonalida-

des esbranquiçadas, quebradiços e com estruturamaciça. Apresenta níveis de siltitos de coloraçãoavermelhada e, localmente, finas intercalações desilexito. Representa depósitos continentais fluviaisde planície de inundação ou lagunas.

b) Associação de Litofácies Arenitos Conglo-meráticos

Constitui-se predominantemente por arenitos fi-nos, de cor marrom, com tonalidades esbranquiça-das e avermelhadas; bem selecionados, friáveis, ealgo feldspáticos. Apresenta estratificações pla-no-paralelas e cruzadas, de pequeno a médio por-te com gradação normal. É comum a presença delentes centimétricas de conglomerados suporta-dos por grãos bem arredondados de quartzo. Pos-sivelmente corresponde a depósitos fluviais de riosentrelaçados.

Esta característica distribui-se por toda a coluna,notadamente nas suas porções basais e interme-diárias, onde intercala-se aos pelitos vermelhos.Medidas efetuadas nas imediações de Ananás(AJ-17) indicam paleocorrentes orientadas prefe-rencialmente no sentido oeste.

c) Associação de Litofácies Arenitos EólicosÉ representada por arenitos de granulação fina a

média, cor marrom-amarelado com tonalidadesavermelhadas, friáveis, às vezes feldspáticos ecom grãos bem selecionados. Apresenta estratifi-cações cruzadas de grande porte e estrutura tipo li-nhas de grãos que ocorrem na parte superior, inter-calados aos arenitos fluviais e representam o inícioda implantação dos depósitos eólicos. Algumasmedidas efetuadas (JO-80 e RO-17) indicam paleo-correntes no sentido oeste e sudoeste.

Apesar da escassez de fósseis, alguns gastró-podes e peixes, de idade permiana foram descritospor Mesner & Wooldridge (1964). Outros autorescomo Aguiar (1971), Lima & Leite (1978), entre ou-tros, com base na sua posição estratigráfica consi-deram-na como de idade permo-triássica.

É correlacionada à parte superior da FormaçãoSucunduri, da Bacia Amazônica (Mesner & Wool-dridge, 1964) e ao Grupo Rio do Rastro, da Baciado Paraná (Aguiar, 1971).

2.5.5 Formação Sambaíba – TRs

O termo Formação Sambaíba foi introduzido porPlummer (1948) para designar os arenitos formado-

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res das mesetas que ocorrem nas proximidades deSambaíba, estado do Maranhão.

Afloram no extremo-Ieste sob a forma de escar-pas bem marcadas, com boas exposições. Carac-terizam-se por formar extensos bancos de areiasnas partes mais elevadas.

É formada por uma única associação de litofácies,constituída por arenitos de cor marrom-amareladoa marrom-avermelhado, granulação fina a média,bimodais. Apresentam estratificação cruzada degrande porte, linhas e línguas de grãos em arranjogranocrescente. Corresponde a depósito continen-tal eólico sob a forma de campos de dunas. É bemdelimitada pelos dados de aerogamaespectrome-tria, apresentando níveis de radiação inferior a100cps.

Intercalações basálticas na parte superior destaformação levaram Barbosa et al. (1966) e Lima &Leite (1978) a aceitarem uma contemporaneidadecom a Formação Mosquito.

Devido à ausência de fósseis, as relações estra-tigráficas que apresentam, possibilitam admití-lacomo do Triássico Médio a Superior.

2.5.6 Formação Mosquito – TRJm

As primeiras referências a rochas básicas na re-gião tem por fonte Lisboa (1914) que descrevem osderrames basálticos de Grajaú, no estado do Mara-nhão. Northfleet & Melo (1967) utilizaram a denomi-nação Mosquito para designar os derrames basálti-cos com intercalações de arenitos, no vale do rioMosquito, localizado a sul da Fortaleza dos Noguei-ras, estado do Maranhão. Aguiar (1971), nestamesma região, divide esta unidade em cinco mem-bros.

A Folha Xambioá é constituída por derrames in-tercalados nos arenitos eólicos da Formação Sam-baíba. Suas melhores exposições situam-se naparte sudeste. São formadas por basaltos de cormarrom-arroxeado a cinza-escuro, textura ofíticafina, estrutura maciça e com freqüentes níveisamigdaloidais. São formados dominantemente porplagioclásio e clinopiroxênio e apresentando opa-cos como acessório principal. Ao alterarem-se de-senvolvem estruturas esferoidais.

Lima & Leite (1978), com base em dataçõesK/Ar, atribuem o extravasamento ao período entre oTriássico e o Jurássico, idade esta também já admi-tida por Mesner & Wooldridge (1964). Caldasso &Hama (1978) identificaram também por K/Ar, trêsdiferentes estágios de derrames. Caputo (1985),confirma estes cicIos magmáticos, aludindo que a

manifestação mais antiga, data de 215Ma, correlacio-nando-os ainda com os diabásios na área costeirado estado do Amapá.

2.5.7 Formação Rio das Barreiras – Krb

Sob a designação de Unidade Rio das Barreiras,Guerreiro & Silva (1976) descrevem uma faixa res-trita de conglomerados, localizados entre Pequizei-ro e Couto Magalhães. Hasui et al. (1977), Abreu(1978) e Gorayeb (1981), entre outros, também utili-zam este termo, porém hierarquizando-o como for-mação. Coimbra (1983), Figueiredo et al. (1990) eAraújo & Olivatti (1990) associam esses sedimen-tos à Formação Pedra de Fogo, e Barbosa et al.(1966) e Aguiar (1969) incluem-nos na FormaçãoPiauí.

Na Folha Xambioá, uma seqüência de arenitos econglomerados com intercalações de argilitos e sil-titos, preenchendo estrutura do tipo graben comorientação submeridiana, largura média de 27km elocalizada a oeste do rio Muricizal, é considerada,neste trabalho, como pertencente à Formação Riodas Barreiras. Esta seqüência apresenta seme-lhanças quanto a litologias, ambiente deposicionale posicionamento tectônico e estratigráfico, tam-bém com a Formação Itapecuru, aflorante a norte,da qual encontra-se separada pelo Arco de Xambioá,alto estrutural do embasamento iniciando-se emXambioá e se dirigindo para Teresina-PI e ativodesde o Siluro-Devoniano (Aguiar, 1969). É tam-bém correlacionável à Formação Urucuia e à Uni-dade Conglomerado Cipó (Souza, 1984).

As rochas desta formação encontram-se emcontato com os metassedimentos do Grupo BaixoAraguaia, através de falhamentos normais ou os re-cobrem em discordância angular. Sobrepõe tam-bém sedimentos da Formação Pedra de Fogo, aflo-rantes nas cercanias de Araguanã, borda leste deestrutura em graben. Apresenta nível de radiaçãomenor que 300cps, em contraste com os litótiposdo Grupo Baixo Araguaia que exibem nível médiode radiação superior a 400cps.

Boas exposições foram registradas na estradapara a fazenda Ilha Branca (RO-59) e na rodoviaPontão-Piçarras (JO-58), porém sua área de ocor-rência caracteriza-se por formar extensos areiões,com raros afloramentos.

Seus litótipos principais foram agrupados emtrês associações de litofácies distintas:

a) Associação de Litofácies ArenitosÉ formada por arenitos de cor cinza-claro, com

tonalidades avermelhadas, friáveis, às vezes arco-

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sianos, de granulação fina a média. Apresentamestratificações plano-paralelas e cruzadas tangen-ciais de pequeno porte. Assemelham-se a depósi-tos fluviais de rios entrelaçados.

b) Associação de Litofácies Pelitos VermelhosÉ constituída por argilitos e siltitos de cor verme-

lha, com estratificação plano-paralela, intercaladosaos arenitos. Corresponde a depósitos de planíciede inundação ou lagos, em ambiente de rios entre-laçados.

c) Associação de Litofácies ConglomeradosÉ composta predominantemente por conglome-

rados organizados, com estratificação plano-para-lela, gradação normal e inversa e clastos sub abem-arredondados de quartzo, variando, predomi-nantemente, de grânulos a seixos. Correspondem,provavelmente, a barras conglomeráticas de rio en-trelaçado com fluxo desconfinado. Com menor fre-qüência, são também observados conglomeradospouco organizados, suportados pela matriz, comestratificações planares e tangenciais incipientes emostrando níveis lenticulares de arenitos conglo-meráticos correspondendo a leques aluviais emsua fase mais proximal.

Em correlação com os sedimentos da FormaçãoItapecuru, estes sedimentos foram consideradoscomo de idade cretácea.

2.6 Formações Superficiais

2.6.1 Coberturas Lateríticas – Qla

São representadas por lateritos imaturos resultan-tes de processos de pediplanação pleistocênica.

Ocorrem sobre as diversas unidades geológicasaflorantes na folha e mostram perfis mais comple-tos e espessos em cima dos litótipos da Associa-ção Máfica-Ultramáfica Serra do Tapa e da Forma-ção Pimenteiras. Apresentam horizonte ferruginosoconstituído por concreções esferoidais e nodularese estruturas colunares, envolvidas por minerais ar-gilosos e mostrando coloração marrom-avermelha-do com tonalidades amareladas. O horizonte mos-queado e os saprólitos são bastante variados, de-pendendo das rochas que os originaram.

Devido à escala do mapeamento optou-se porcartografar apenas o horizonte ferruginoso, queocorre sob a forma de crostas endurecidas, com-pondo pequenos platôs entre as principais baciashidrográficas. Ocorrem principalmente nos domíniosdo Cinturão Araguaia e sustentando a topografia daborda oeste da Bacia do Parnaíba.

2.6.2 Depósitos Aluvionares – Qal

São constituídos essencialmente por areias, cas-calhos, siltes e argilas, em proporções variáveis, deacordo com as litologias que os originaram. As alu-viões dos rios Muricizal, Corda e Lontra, (foto 12),que cortam sedimentos fanerozóicos, mostrampredominância de areias; enquanto nas do rio Ver-melho, que correm sobre metassedimentos da For-mação Couto Magalhães, sobressaem-se os ter-mos argilosos. As aluviões do rio Araguaia sãoconstituídas por cascalhos limoníticos, lateritos, ar-gilas e arenitos com estratificação plano-paralela ecruzada, consolidados a semiconsolidados, e porcascalhos, areias e argilas, inconsolidados de gra-nulação variável.

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Documents

Petrologia da Formação Mosquito 2