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ESTILOS ESTRUTURAIS E EVOLUÇÃO TECTÔNICA DA
BORDA OESTE DA BACIA DO SÃO FRANCISCO, COM BASE
NA INTEGRAÇÃO DE DADOS DE SUPERFÍCIE, SUB-
SUPERFÍCIE, LITOGEOQUÍMICA E ISÓTOPOS.
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ii
FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO
Reitor
João Luiz Martins
Vice-Reitor
Antenor Barbosa Júnior
Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação
Tanus Jorge Nagem
ESCOLA DE MINAS
Diretor
José Geraldo Arantes de Azevedo Brito
Vice-Diretor
Marco Túlio Ribeiro Evangelista
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Chefe
Paulo César Souza
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EVOL UÇÃ O C RU S T A L E REC URS O S N A T URA I S
CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA – VOL. 42
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
Nº 254
ESTILOS ESTRUTURAIS E EVOLUÇÃO TECTÔNICA DA
BORDA OESTE DA BACIA DO SÃO FRANCISCO, COM BASE
NA INTEGRAÇÃO DE DADOS DE SUPERFÍCIE, SUB-
SUPERFÍCIE, LITOGEOQUÍMICA E ISÓTOPOS
Julio Cesar Carvalho Coelho
Orientador
Marcelo A. Martins-Neto
Co-orientador
Antônio Carlos Pedrosa Soares
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do
Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito
parcial à obtenção do Título de Mestre em Ciência Naturais, Área de Concentração: Geologia
Estrutural/Tectônica
OURO PRETO
2007
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
vi
Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br
Escola de Minas - http://www.em.ufop.br
Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/
Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais
Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita
35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais
Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606 e-mail: pgrad@degeo.ufop.br
Os direitos de tradução e reprodução reservados.
Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou
reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de direito
autoral.
Edição 1ª
Catalogação: sisbi[email protected].br
C672e Coelho, Júlio César Carvalho.
Estilos estruturais e evolução tectônica da borda oeste da bacia do
São Francisco, com base na integração de dados de superfície, subsuperfície,
litogeoquímica e isótopos [manuscrito] / Júlio César Carvalho Coelho.
– 2007.
xx, 115 f.: il., color., grafs. , tabs; mapas. (Contribuições às Ciências da
Terra. Série M, v. 42, n. 254)
Orientador: Prof. Dr. Marcelo Augusto Martins Neto.
Co-orientador: Prof. Dr. Antônio Carlos Pedrosa Soares.
Dissertação (Mestrado) - Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de
Minas. Departamento de Geologia. Programa de pós-graduação em
Evolução Crustal e Recursos Naturais.
Área de concentração: Geologia estrutural/Tectônica.
1. Bacias hidrográficas - Minas Gerais - Teses. 2. Geologia estrutural -
Minas Gerais - Teses. I. Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de
Minas. II. Título.
CDU: 551.243
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
vii
Dedico este trabalho à minha família, minha esposa Cristina e meus filhos Marina e Pedro.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
viii
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
ix
Agradecimentos
Gostaria de agradecer, em primeiro lugar, à Petrobras, nas pessoas do Paulo Manoel
Mendes de Mendonça e Paulo de Tarso Guimarães, pela minha liberação em tempo integral para que eu
pudesse me dedicar integralmente a este trabalho, à liberação de estação de trabalho para a interpretação
sísmica, à cessão de imagem de satélite da área de estudo através do colega João Batista de Lellis
Françolin, além do apoio financeiro ao projeto sem o qual este trabalho se inviabilizaria.
Agradeço aos meus orientadores Marcelo Augusto Martins-Neto e Antônio Carlos
Pedrosa-Soares pelo apoio, incentivo e pelas valiosas discussões que tanto contribuíram para que este
trabalho chegasse até aqui.
Ao CNPq pela concessão de Bolsa de Produtividade em Pesquisa a Marcelo Augusto
Martins-Neto, vinculada ao projeto e que serviu de incentivo aos profissionais dedicados que fizeram jus
de recebê-la, bem como pelo grant associado à bolsa que contribuiu para os custeios desta dissertação.
À Landmark pela cessão do pacote de softwares de interpretação sísmica, para fins
acadêmicos.
Agradeço à UFOP e à Capes pela liberação do aluno bolsista do PET Marcelo de Souza
Marinho para dedicar-se a este projeto e a quem eu dedico um agradecimento especial pela amizade,
companheirismo e dedicação durante todo o trabalho, em especial nos trabalho de campo.
À UFOP tenho ainda mais a agradecer por me receber aqui tão bem durante este período
de trabalho, aos seus professores, em especial aos professores Issamu Endo e Newton Souza Gomes,
funcionários administrativos, em especial ao Edson, aos funcionários dos laboratórios de moagem de
amostras e de laminação, em especial ao Mario Veisac Carneiro, que estiveram sempre à disposição para
contribuir quando solicitados.
Agradeço à Fundação Gorceix pela liberação do espaço e equipamentos utilizados durante
o período em que estive fazendo as tarefas de escritório. Aos seus funcionários que me receberam
muitíssimo bem, em especial ao Adriano Edson Cardoso (o “Alemão”), Wilquênio Augusto Pontes Emery
e Elmar Augusto de Oliveira.
Ao Prof. Dr. David Nelson da Curtin University, Perth, Austrália, pela sua colaboração na
datação das amostras para lá enviadas.
Ao colega Almério Barros França pela colaboração nas revisões dos abstracts.
À Votorantim Metais pela colaboração sempre que necessário cedendo amostras e, em
especial aos geólogos Tolentino Flávio de Oliveira e Samuel Nunes Ferreira que me acompanharam nas
visitas à unidade de Vazante e que muito colaboraram com frutíferas discussões.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
x
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
xi
Sumário
AGRADECIMENTOS...........................................................................................................ix
LISTA DE FIGURAS..........................................................................................................xiii
LISTA DE TABELAS ..........................................................................................................xv
RESUMO............................................................................................................................xvii
ABSTRACT.........................................................................................................................ixx
CAPÍTULO 1. CONSIDERAÇÕES GERAIS ......................................................................1
1.1. Introdução..........................................................................................................................1
1.2. Localização........................................................................................................................1
1.3. Metodologia.......................................................................................................................2
CAPÍTULO 2. GEOLOGIA REGIONAL ............................................................................5
2.1. Introdução..........................................................................................................................5
2.2. Estratigrafia .......................................................................................................................6
2.2.1. Seqüência Canastra/Paranoá..................................................................................8
2.2.1.1. Grupo Paranoá..........................................................................................8
2.2.1.2. Grupo Canastra.......................................................................................11
2.2.2. Grupo Vazante ....................................................................................................13
2.2.2.1. Formação Retiro.....................................................................................14
2.2.2.2. Formação Rocinha..................................................................................14
2.2.2.3. Formação Lagamar.................................................................................14
2.2.2.4. Formação Serra do Garrote.....................................................................15
2.2.2.5. Formação Serra do Poço Verde...............................................................15
2.2.2.5.1. Membro Morro do Pinheiro Inferior...........................................16
2.2.2.5.2. Membro Morro do Pinheiro Superior..........................................16
2.2.2.5.3. Membro Pamplona Inferior........................................................17
2.2.2.5.4. Membro Pamplona Médio..........................................................17
2.2.2.6. Formação Morro do Calcáreo..................................................................17
2.2.2.7. Formação Lapa.......................................................................................18
2.2.3. Seqüência Macaúbas ...........................................................................................18
2.2.4. Seqüência Bambuí...............................................................................................19
2.2.4.1. Formação Jequitaí/Carrancas ..................................................................19
2.2.4.2. Formação Sete Lagoas............................................................................20
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
xii
2.2.4.3. Formação Serra de Santa Helena.............................................................21
2.2.4.4. Formação Lagoa do Jacaré......................................................................22
2.2.4.5. Formação Serra da Saudade....................................................................23
2.2.4.6. Formação Três Marias............................................................................24
2.3. Tectônica, Geologia Estrutural e Metamorfismo...............................................................25
2.3.1. Tectônica ............................................................................................................26
2.3.2. Geologia Estrutural e Metamorfismo...................................................................26
2.3.2.1. Compartimento Oeste.............................................................................27
2.3.2.2. Compartimento Central...........................................................................27
2.3.2.3. Compartimento Leste..............................................................................27
CAPÍTULO 3. ARTIGO 1....................................................................................................29
CAPÍTULO 4. ARTIGO 2....................................................................................................61
CAPÍTULO 5. SÍNTESE E DISCUSSÃO DOS RESULTADOS........................................99
CAPÍTULO 6. CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES.................................................105
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...............................................................................107
ANEXOS.............................................................................................................................113
BANCA EXAMINADORA (Ficha de Aprovação).............................................................115
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
xiii
Lista de Figuras
Figura 1- Mapa de localização da área estudada (retângulo), com alguns dos afloramentos descritos. As
linhas sísmicas aqui representadas correspondem a aquelas que foram liberadas pela ANP e estudadas
neste trabalho.......................................................................................................................2
Figura 2- Foto do afloramento BSF-JC-142 mostrando um exemplo do arenito do Grupo Paranoá na
cidade de Cristalina/GO. Observar o pouco metamorfismo e as estruturas sedimentares primárias
preservadas mostrando o ambiente de plataforma com influência de maré. ...........................9
Figura 3- Parte de uma linha sísmica em tempo mostrando a atividade ígnea ocorrida ao longo da Bacia
do São Francisco no período deposicional da seqüência de margem passiva intermediária da então
Bacia Canastra/Paranoá (Martins-Neto, 2005, Romeiro & Zalán, 2005). Refletores (setas vermelhas)
podem ser interpretados como sendo rochas magmáticas, geralmente intrusivas.................11
Figura 4- Foto do afloramento BSF-JC-11, Mina Morro do Ouro, nas imediações da cidade de
Paracatu/MG, mostrando um exemplo do filito do Grupo Canastra. Observar a deformação mais
acentuada destruindo as estruturas sedimentares primárias e implantando na rocha uma xistosidade
..........................................................................................................................................13
Figura 5- Foto do afloramento BSF-JC-165 as margens da estrada de acesso à pedreira Lagamar, nas
proximidades da cidade de Lagamar/MG, mostrando um exemplo dos estromatolitos do Membro
Sumidouro da Formação Lagamar......................................................................................15
Figura 6- Foto do afloramento BSF-JC-159. Vila Cabeluda – saindo de Vazante/MG em direção à BR-
040 por estrada de terra andar cerca de 40 km e virar à direita e andar mais 4 km. Exemplo dos
estromatolitos do Membro Morro do Pinheiro Inferior da Formação Serra do Poço Verde..16
Figura 7- Foto do afloramento BSF-JC-161, dentro da cidade de Vazante/MG. Exemplo de esteiras
algálicos presentes nos dolomitos laminados do Membro Morro do Pinheiro Superior da Formação
Serra do Poço Verde. .........................................................................................................17
Figura 8- Foto do afloramento BSF-JC-174, mostrando um exemplo do contato entre o conglomerado da
Formação Jequitaí/Carrancas com a os carbonatos da Formação Sete Lagoas. Corte de estrada na
rodovia que liga a cidade de Pedro Leopoldo a Belo Horizonte/MG ...................................20
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
xiv
Figura 9- Foto do afloramento BSF-JC-170, mostrando um exemplo da Fácies Lagoa Santa da Formação
Sete Lagoas com a presença de estromatolitos com substituição por aragonita na pedreira Sambra,
próximo à estrada que dá acesso a Inhaúma/MG. Notar que alguns estromatolitos estão tombados
indicando a direção da paleocorrente..................................................................................21
Figura 10- Foto do afloramento BSF-JC-169, mostrando um exemplo dos pelitos da Formação Serra de
Santa Helena com as camadas indicando um shallowing-upward de ordem inferior. Corte de estrada na
rodovia de acesso a Inhaúma/MG.......................................................................................22
Figura 11- Foto do afloramento BSF-JC-168, mostrando um exemplo dos calcarenitos cinza escuros com
estruturas indicativas de depósitos de altíssima energia, slump de tempestade (tempestito), da
Formação Lagoa do Jacaré. Afloramento na pedreira Britador próximo ao trevo da BR-040 na cidade
de Paraopeba/MG, saída oeste............................................................................................23
Figura 12- Foto do afloramento BSF-JC-104, mostrando um exemplo de sucessão do tipo shallowing-
upward realçada pela erosão diferencial das rochas gerando formato de sino invertido (seta). Formação
Serra da Saudade, afloramento da Cachoeira do Garimpo próximo à cidade de João Pinheiro/MG, saída
para Brasilândia de Minas..................................................................................................24
Figura 13- Foto do afloramento BSF-JC-18, mostrando um exemplo de barras de tempestito da Formação
Três Marias com estruturas de escape de fluidos do tipo balls and pillows. Corte na rodovia MG-181 na
Serra da Maravilha, entre as cidades de João Pinheiro/MG e Brasilândia de Minas.............25
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
xv
Lista de Tabelas
Tabela 1- Coluna litoestratigráfica com as principais unidades envolvidas neste estudo, baseada
predominantemente nos trabalhos de Dardenne (1978a, 2000)..............................................7
Tabela 2- Seqüências sedimentares pós-1,8 Ga encontradas na região estudada da Bacia do São Francisco.
Modificado de Martins-Neto & Alkmim 2001. (1) Martins-Neto (1998, 2000), (2) Martins-Neto et al.
(2001), (3) Dardenne (2000), (4) Pereira (1992), (5) Pimentel et al. (1999, 2000), (6) Martins-Neto &
Hercos (2001), (7) Pedrosa-Soares et al. (2001), (8) Martins-Neto et al. (1997), (9) Castro & Dardenne
(2000),(10) Sgarbi et al. (2001), (11) Sawasato (1995) .........................................................8
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
xvi
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
xvii
Resumo
A Bacia do São Francisco foi submetida durante o tempo geológico a eventos tectônicos de
diferentes intensidades e direções de transporte. A cada evento tectônico associa-se um conjunto de
estruturas característico. O primeiro, iniciado a cerca de 1300-1200 Ma nos domínios da Faixa Brasília e a
cerca de 900 Ma nos domínios da Faixa Araçuaí, foi um evento distensivo responsável pela formação de
duas bacias do tipo rifte-margem passiva, uma a oeste e outra a leste. A este evento associa-se um
conjunto de falhas normais, observadas em sísmica, na base de cada uma destas bacias. O segundo grande
evento foi compressivo, iniciado por volta de 1000 Ma e gerou uma série de falhas transcorrentes de
direção NE-SW notadas na sísmica, principalmente na porção mais central da bacia e com reativações que
levam seus registros até à superfície, em alguns casos. O prosseguimento deste evento a partir de 750 Ma
até o final do ciclo Brasiliano (530 Ma) foi responsável pela formação de uma bacia do tipo foreland e de
dois cinturões de antepaís. O primeiro a oeste, com dobras e falhas de empurrão com vergência para leste
chegando a envolver até o embasamento na borda da bacia e com um domínio thin-skinned. Os limites
deste cinturão são bem caracterizados, tanto em superfície quanto em subsuperfície. A leste o limite se dá
pela falha de São Domingos e a oeste por um conjunto de falhas de empurrão com embasamento
envolvido (fase thick-skinned) na porção mais junto à cidade de Paracatu/MG e pelo afloramento do
detachment da fase thin-skinned na região próxima à cidade de Cristalina/GO. A interpretação sísmica
indica que este descolamento basal seja correspondente à base do Bambuí, sugerindo que as unidades
estratigráficas dentro deste domínio pertencem a esta unidade. Idades U/Pb em zircões detríticos pelo
método Shrimp indicam que os arenitos marinho rasos da seqüência Canastra/Paranoá da região de
Cristalina/GO possuem idade máximas mais antiga que os arenitos turbidíticos da seqüência Bambuí
aflorantes na região de Unaí/MG. Da mesma forma, idades TDM Sm/Nd diferenciam as áreas fonte dos
sedimentos do Bambuí e do Vazante. Estes resultados, associados às análises de proveniência através da
litogeoquímica dos sedimentos desta região corroboram os resultados da interpretação sísmica de que as
rochas do domínio thin-skinned pertencem à seqüência Bambuí, além de indicarem proveniência diferente
para os depósitos do Bambuí e do Vazante. O segundo cinturão de antepaís, a leste, possui dobras e falhas
de empurrão com vergência para oeste.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
xviii
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
xix
Abstract
The São Francisco Basin was submitted during its evolution to distinct tectonic events in
different directions and intensities. Each event can be associated to a characteristic group of structures.
The first event had a distensive effort character and started, at the Faixa Brasilia domain, from at about
1300-1200 Ma; and in the Faixa Araçuaí domain, around 900 Ma. This distentional effort was responsible
for an event resulted on the formation of two rift-to-passive margin basins, located respectively at the
western and eastern sides of the São Francisco Basin craton. The normal faults mapped in seismic data
sections deep in record the rift basins are associated with the distentional events stage of the basin. The
second tectonical event was compressive, starting around 1000 Ma and produced a group of NE-SW
direction strike-slip faults, which affect mainly the Canastra/Paranoá Sequence. The third development of
this event is related to the Brasiliano orogeny and evolved from about 740 Ma to the end of the Brazilian
cycle (530 Ma). It was responsible for the formation of a foreland basin and two thrust-and- fold belts.
The first thrust fold belt, in the western boundary domain of the São Francisco Basin, was built-up by a
group of folds and faults with vergency to the east, involving the basement, and developing a thin-skinned
domain. The limits of the thin-skinned domain are easily recognized in both, surface and subsurface. The
eastern limit is the São Domingos fault, and the western limit is defined by thick-skinned faults (e.g.,
Paracatu/MG area), or by the exposure of the detachment itself (e.g., Cristalina/GO area). The seismic
interpretation indicates that the detachment corresponds to the base of the Bambuí sequence. This
interpretation suggests that the stratigraphic units inside this domain belong to the Bambui sequence.
Detritical zircons U/Pb Shrimp ages indicate that the shallow-water marine sandstones of the
Canastra/Paranoá sequence present close to Cristalina/GO have a maximum age older than the maximum
age of the Bambui sequence turbiditic sandstones found in the outcrops close to Unaí/MG. Sm/Nd TDM
ages also indicate different source areas for the Bambui and Vazante sequences. These results, associated
with the litogeochemistry provenance analysis on the sediments of both areas, corroborate the seismic
interpretation that the thin-skinned domain rocks belong to the Bambui sequence, and show that the
Bambui and Vazante sequences had distinct source areas. The second orogenic belt, in the eastern part of
the area, was built-up by an western vergency group of folds and faults.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
xx
CAPÍTULO 1
CONSIDERAÇÕES GERAIS
1.1- INTRODUÇÃO
Apesar de bastante estudada, principalmente da década de 60 até os dias de hoje, a Bacia do São
Francisco guarda ainda uma série de interrogações interpretativas as quais motivam cada dia mais os
profissionais da área a estudar esta região, a fim de tentar solucionar algumas destas questões.
Com a quebra do monopólio do petróleo e a conseqüente criação da ANP (Agência Nacional do
Petróleo), os dados de subsuperfície como sísmica e poços adquiridos pela Petrobras e até então
desconhecidos do mundo acadêmico, tornaram-se públicos. Desde então, alguns trabalhos já foram
realizados utilizando alguns destes dados (Romeiro Silva et al., 1998; Fugita & Clark, 2001; Martins-
Neto, 2005; Romeiro Silva & Zalán, 2005; Coelho et al., 2005). Entretanto, faltava ainda um trabalho de
integração unindo os já conhecidos dados de superfície com os dados da sísmica, poço e outros que
pudessem ajudar na interpretação regional da Bacia do São Francisco. Com a liberação por parte da ANP
da utilização dos dados sísmicos e de poço da região, para fins acadêmicos, surgiu a oportunidade
esperada para levar avante este projeto.
Assim, buscando contribuir na elucidação de dúvidas geológicas e para um melhor entendimento
da evolução geológica da Bacia do São Francisco, viemos aqui apresentar os resultados dos estudos de
integração de dados realizado na bacia, com enfoque maior na borda oeste, onde se localizam as linhas
sísmicas estudadas.
O corpo desta dissertação está organizado na forma de dois artigos científicos, que constituem
seus capítulos 3 e 4. Os capítulos 1 e 2 trazem os aspectos introdutórios, incluindo uma síntese do
conhecimento regional sobre a Bacia do São Francisco (Capítulo 2), enquanto o Capítulo 5 visa a
apresentação de uma síntese e discussão dos resultados obtidos.
1.2- LOCALIZAÇÃO
A área de estudo está situada na região noroeste do estado de Minas Gerais, chegando a tocar o
estado de Goiás na região da cidade de Cristalina (Figura 1). É limitada pelas latitudes a sul
correspondente à da cidade de Três Marias/MG, e a norte pela da cidade de Arinos/MG e a oeste pela
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
2
longitude de Cristalina/GO e a leste pelas proximidades da cidade de Pirapora/MG, perfazendo um total
de cerca de 40.000 km
2
.
Figura 1. Mapa de localização da área estudada (retângulo), com alguns dos afloramentos
descritos. As linhas sísmicas aqui representadas correspondem a aquelas que foram liberadas pela ANP
e estudadas neste trabalho.
1.3- METODOLOGIA
Este estudo, por tratar-se de uma integração de dados de diferentes fontes e com a sísmica tendo
um papel fundamental nas conclusões, a área escolhida para o trabalho foi a região próxima às linhas
sísmicas 2D: 240-290, 240-064, 240-060, 240-292, 240-303, 240-305, 240-063, 240-065 e 240-291 e do
poço 1-RF-1-MG liberados pela ANP-Agência Nacional do Petróleo - para este fim (Figura 1).
Inicialmente, foi feito um levantamento bibliográfico dos trabalhos anteriores sobre a bacia e o
Cráton do São Francisco, com ênfase na estratigrafia, tectônica e geologia estrutural. Também fizeram
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
3
parte deste levantamento e conseqüente do estudo, trabalhos cujo tema fosse bacias do tipo foreland com
seus estilos estruturais e tectônicos característicos.
Em seguida, iniciaram-se os trabalhos de interpretação dos dados já existentes, começando pela
amarração poço-sísmica com o poço 1-RF-1-MG e as linhas sísmicas supracitadas. Para isto, foi gerado
um sismograma sintético usando o programa Syntool (Landmark), efetuada calibração da função
velocidade x profundidade usando o perfil sônico e check shots, determinados topos litoestratigráficos e
quebras nos perfis elétricos do poço, assim como a calibragem dos marcos elétricos e litológicos com o
sinal sísmico.
O próximo passo foi a interpretação das linhas sísmicas através do software Seisworks 2D
(Landmark) com o rastreamento dos principais marcos/horizontes sismoestratigráficos e falhas. Com isso,
estes marcos/horizontes sismoestratigráficos e falhas mapeadas foram amarrados com a geologia de
superfície, etapa onde foram realizadas sete viagens ao campo totalizando 40 dias de trabalho e 174
afloramentos descritos. Em vários deles foram coletadas amostras para petrografia e geoquímica. Foram
também coletadas amostras nos poços 1-RF-1-MG e MASA-329, este último pertencente à Votorantim
Metais, Vazante/MG. Foram feitas lâminas delgadas de algumas amostras e parte delas foi enviada para
diferentes laboratórios para que fossem feitas análises litogeoquímicas e isotópicas.
As análises de geoquímica inorgânica foram realizadas no laboratório Actlabs (Canadá) onde as
amostras passaram pelos processos WRA+Trace/4Litho Research. Foram obtidos dados de elementos
maiores, menores, traços e terras raras. Este mesmo grupo de amostras foi enviado para o laboratório da
Universidade de Brasília (UNB) para datação através da relação isotópica Sm/Nd. Os resultados foram
trabalhados nos programas Minpet 2.0 e Excel 2003.
Duas amostras (arenito Canastra/Paranoá e turbidito Bambuí) foram enviadas para a
Universidade de Curtin, Austrália para preparação dos zircões detriticos e datação U/Pb pelo método
SHRIMP.
Estes métodos foram utilizados apenas como complemento do trabalho afim de se obter
subsídios extra para testar a interpretação sísmica e estratigráfica.
Os dados coletados no campo foram então lançados, georeferenciados e interpretados em base
GIS no software ArcView. Os dados estruturais foram tratados, também, através do software DIPS.
Com todos estes dados em mãos, foi então realizada a integração final gerando um novo mapa
geológico para a área, baseado no mapa da CPRM-2004, sugerindo algumas mudanças em relação às
interpretações preexistentes.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
4
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
5
CAPÍTULO 2
GEOLOGIA REGIONAL
2.1- Introdução
A Bacia do São Francisco vem sendo estudada, há bastante tempo, e passou por diversas fases
do conhecimento científico. Definida como a porção sul do cráton homônimo e que atuou como bacia
durante os estágios deformacionais posteriores a 1,8 Ga (Alkmim & Martins-Neto, 2001), possui cerca de
500.000 km
2
e engloba parte dos estados de Minas Gerais, Bahia e Goiás.
A área de estudo deste trabalho encontra-se, em sua maior parte, sobre o Cráton do São
Francisco (Almeida, 1968 e 1977), região estável pós 1,8 Ga, o qual foi preservado durante os eventos
posteriores, como o Ciclo Brasiliano (Alkmim & Martins-Neto, 2001). Mais especificamente, este
trabalho esteve focado próximo à borda oeste da Bacia do São Francisco, junto à Faixa Brasília (Almeida,
1977), onde estão localizadas as linhas sísmicas disponibilizadas pela ANP e onde foi realizada a etapa de
campo (Figura 1).
O início da formação da Bacia do São Francisco se deu quando eventos distensivos provocaram
sobre o então paleocontinente São Francisco, que era parte do supercontinente Rodínia, (Brito Neves et
al., 1993; Pedrosa-Soares & Wiedeman-Leonardos, 2000; Alkmim et al., 2001; Martins-Neto et al., 2001;
Pedrosa-Soares et al., 2001) a abertura de duas bacias sedimentares, sendo a primeira a oeste, Bacia
Canastra/Paranoá, e mais tarde a segunda, causada por distensão provocada por plumas mantélicas
(Correia Gomes & Oliveira, 1997; Martins-Neto, 1998b; Pedrosa-Soares & Wiedeman-Leonardos, 2000;
Martins-Neto & Alkmim, 2001; Alkmim & Martins-Neto, 2001), a leste, denominada Bacia Macaúbas
(Martins-Neto et al., 1997; Dardenne, 2000; Martins-Neto & Hercos, 2001; Martins-Neto et al., 2001;
Alkmim et al., 2001; Pedrosa-Soares et al., 2001). Esta abertura continental e o conseqüente
preenchimento sedimentar da Bacia Canastra/Paranoá teria se iniciado no Meso para o Neoproterozóico
no período de ca. de 1,3 a 1,2 Ga (Dardenne, 2000; Pimentel et al., 2000; Martins-Neto & Alkmim, 2001)
e seus últimos depósitos são datados já do inicio do Neoproterozóico, a ca. de 900 Ma (Dardenne, 2000;
Pimentel et al., 1999, 2000; Martins-Neto et al., 2001; Martins-Neto & Alkmim, 2001). Já na borda leste,
na Bacia Macaúbas, datações em rochas magmáticas da região indicam uma idade entre 1,0 e 0,9 Ga para
esta abertura (Machado et al., 1989; D’Agrella et al., 1990) sendo seus últimos depósitos datados de 549
Ma (Pedrosa-Soares & Wiedeman-Leonardos, 2000).
Um evento compressivo se iniciou de oeste para leste na bacia, a partir de ca. de 900 Ma
chegando até ao final do ciclo Brasiliano, afetando tectonicamente as seqüências deposicionais da Bacia
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
6
do São Francisco, culminando com a formação de dois cinturões de antepaís, um na borda oeste e outro na
borda leste da bacia, ficando a região central preservada (Martins-Neto & Alkmim, 2001; Alkmim &
Martins-Neto, 2001).
2.2- Estratigrafia
A Bacia do São Francisco tem sido palco de estudo há tempos e, apesar disso, pode-se
considerar que muita coisa ainda necessita ser feita para melhorar o seu conhecimento e melhor
entendimento de sua evolução tectono-sedimentar.
Os primeiros estudos de cunho geológico sobre a região estudada podem ser considerados como
os de Eschwege (1822, 1832 apud Renger, 1979) que começou com a idéia de divisão litoestratigráfica da
bacia. Durante o século XIX e início do século XX, alguns trabalhos como o de Gardner (1846 apud
Magalhães, 1988) que diferencia os tipos de ardósia encontrados ao longo da bacia, o de Derby (1880) a
quem é imputada a denominação de “Série” São Francisco, Rimann (1917) que introduziu o termo Série
Bambuí e Freyberg (1932) que propôs a divisão da Série Bambuí, merecem destaque.
Com a evolução da ciência e com a criação dos primeiros cursos de geologia no Brasil, no final
da década de 50, as décadas seguintes foram bastante prolíferas em trabalhos científicos nesta região.
Destacam-se aí, na área da estratigrafia, os trabalhos de Branco & Costa (1961), Barbosa (1965), Oliveira
(1967), Almeida (1967), Braun (1968), Barbosa et al. (1970), Schöll (1973), Pflug & Renger (1973) e
Dardenne (1978a), como mostra Muzzi Magalhães (1989). Com o advento da estratigrafia moderna, novos
trabalhos foram ganhando espaço e propondo mudanças na maneira de ver e interpretar as unidades
estratigráficas da bacia, principalmente aqueles que utilizaram as divisões das unidades estratigráficas
levando em consideração a cronoestratigrafia que, por sua vez, ganhou muito espaço e credibilidade com o
desenvolvimento das datações geocronológicas. Dentre eles, podemos individualizar alguns trabalhos
como Babinski et al. (1993, 1997), Fuck et al. (1993), Pedrosa-Soares (1995), Martins-Neto (1997, 2005),
Romeiro Silva et al. 1998, Pimentel et al. (1999, 2000), Martins-Neto et al. (2001), Martins-Neto &
Alkmim (2001), Dardenne (2000), Pedrosa-Soares et al. (2001), Romeiro Silva & Zalán (2005), Coelho et
al. (2005) dentre outros.
Como na estratigrafia tradicional ainda não há um consenso sobre a divisão e nomenclatura das
unidades estratigráficas da bacia, optamos neste trabalho por encará-las de uma forma mais abrangente
como seqüências deposicionais (Martins-Neto & Alkmim, 2001; Martins-Neto, 2005), sem, entretanto,
esquecermos as divisões convencionais. Neste caso, seguimos, preferencialmente, Dardenne (1978a,
2000) (Tabelas 1 e 2).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
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As seqüências deposicionais envolvidas neste estudo são as Seqüências Canastra/Paranoá e suas
correlatas, do Meso e Neoproterozóico além do Grupo Vazante, na borda oeste da Bacia do São Francisco;
Sequência Macaúbas na borda leste da bacia, e Sequência Bambuí, do Neoproterozóico que cobre toda a
bacia (Tabela 2).
Grupo Formação Composição Litológica Predominante
Três Marias Arenitos e siltitos
Serra da Saudade Pelitos, siltitos e arenitos
Lagoa do Jacaré Margas e calcarenitos oolíticos e oncolíticos
Serra de Santa Helena Pelitos dos tipos folhelhos, ardósia e margas
Sete Lagoas Siltitos, calcarenitos, pelitos e dolomitos
Bambuí
Jequitaí / Carrancas Diamictitos e conglomerados
Serra da Lapa Ardósias carbonáticas e dolomitos
Morro do Calcáreo Carbonatos estromatolíticos e dolarenitos
Serra do Poço Verde Dolomitos estromatolíticos, dolarenitos e ardósias
Serra do Garrote Ardósias
Lagamar Conglomerados, carbonatos e dolomitos
Rocinha Ritimitos e ardósias
Vazante
Retiro Quartzitos, diamictitos, fosforitos e ardósias
Paranoá _
Conglomerados (base), ritimitos, quartizitos,
dolomitos e pelitos
Chapada dos Pilões Filitos e/ou Xistos Carbonáticos
Paracatu Filitos Carbonáticos
Canastra
Serra do Landim Filitos e Quartizitos
Tabela 1. Coluna litoestratigráfica com as principais unidades envolvidas neste estudo,
baseada, predominantemente, nos trabalhos de Dardenne (1978a, 2000).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
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Seqüência
Idade (Ma) Tipo de Bacia Litoestratigrafia Referências
Areado/Mata da
Corda/Urucuia
140/70 sinéclise
Grupos Areado/Mata da
Corda/Urucuia
10,11
Santa Fé 350/270 sinéclise Grupo Santa Fé 10
Bambuí 750/600 foreland Grupos Bambuí 2,3,8,9
Macaúbas 900/650
rifte/margem
passiva
Grupo Macaúbas,
Vazante e correlatos
2,5,6,7
Canastra/Paranoá 1300/950
rifte/margem
passiva
Grupos Canastra e
Paranoá
3,4,5
Espinhaço/Araí 1730/1500 rifte/sag
Supergrupos Espinhaço
e Araí
1,2,3
Tabela 2. Seqüências sedimentares pós-1,8 Ga encontradas na região estudada da Bacia do São
Francisco. Modificado de Martins-Neto & Alkmim 2001. (1) Martins-Neto (1998, 2000), (2) Martins-Neto
et al. (2001), (3) Dardenne (2000), (4) Pereira (1992), (5) Pimentel et al. (1999, 2000), (6) Martins-Neto
& Hercos (2001), (7) Pedrosa-Soares et al. (2001), (8) Martins-Neto et al. (1997), (9) Castro & Dardenne
(2000),(10) Sgarbi et al. (2001), (11) Sawasato (1995)
2.2.1- Seqüência Canastra/Paranoá
A Seqüência Canastra/Paranoá é composta basicamente por arenitos e pelitos, com bastante
contribuição carbonática no setor norte da bacia, nos domínios do Grupo Paranoá (Dardenne, 1978a, 1981
e 2000; Dardenne et al., 1997). Reconhece-se que na porção norte da Faixa Brasília, como na região de
Alto Paraíso, por exemplo, existe uma predominância de rochas do chamado Grupo Paranoá, onde o
mesmo foi descrito pela primeira vez (Dardenne, 1978a), enquanto que na porção sul o predomínio é de
rochas do Grupo Canastra, como na região da Serra da Canastra, onde estes litotipos foram descritos
(Barbosa, 1955; Campos Neto, 1984a, b; Pereira et al., 1994). É notável ainda a diferença de
metamorfismo entre as rochas dos dois grupos, sendo o Canastra bem mais metamorfisado que o Paranoá,
chegando a condição de fácies xisto verde. Alguns autores advogam que os dois grupos são
correspondentes e que a diferença está no grau de metamorfismo que cada um deles sofreu (Dardenne,
1978a, b; Campos Neto, 1984a, b; Pereira et al., 1994; Pedrosa-Soares et al., 1994).
2.2.1.1- Grupo Paranoá
A base dos depósitos sedimentares do Grupo Paranoá é composta por um pacote de
paraconglomerados denominados São Miguel. Estes paraconglomerados podem ser considerados os
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
9
representantes da fase rifte da bacia (Martins-Neto & Alkmim, 2001). Foram descritos pela primeira vez
por Dyer (1970) na região de Alto Paraíso onde possuem cerca de 50 m de espessura e consistem de
clastos de quartzito, siltito carbonático e pelito carbonático numa matriz pelítica carbonática de coloração
esverdeada. Ocorrem sob a forma de camadas espessas e maciças, às vezes com estratificações cruzadas e
convolutas (Dardenne, 2000).
As camadas intermediárias deste grupo formam uma sucessão de quartzitos, ritmitos e pelitos, às
vezes carbonáticos. Níveis de evaporitos substituídos por carbonatos também são encontrados nesta fase
de deposição. Dardenne (2000) interpreta esta assembléia como sendo de ambiente de maré a supramaré
seguido por sedimentos marinhos de plataforma dominada por correntes de maré (Figura 2).
Figura 2. Foto do afloramento BSF-JC-142 mostrando um exemplo do arenito do Grupo
Paranoá na cidade de Cristalina/GO. Observar o pouco metamorfismo e as estruturas sedimentares
primárias preservadas mostrando o ambiente de plataforma com influência de maré.
No topo o predomínio é de depósitos de águas profundas, principalmente pelitos e algumas
vezes quartzitos, intercalados por ritmitos de maré, representando períodos de mar relativamente mais
raso.
As relações de contato são através de discordâncias, tanto na base, com o Grupo Arai, quanto no
topo, com o Bambuí.
Dentro do que estamos chamando de Grupo Paranoá destaca-se ainda um grupo de seqüências
vulcano-sedimentares conhecidas como Seqüências Palmeirópolis, Juscelândia e Indaianópolis (Danni &
Leonardos, 1980; Ribeiro Filho & Teixeira, 1980; Fuck et al., 1981; Nascimento et al., 1981). Ocorrem na
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
10
região a oeste dos complexos máficos e ultramáficos de Cana Brava, Niquelândia e Barro Alto, GO.
Consistem de anfibolitos associados com gnaisses, metacherts e micaxistos. Observam-se ainda
associações com metabasaltos, metaandesitos, metariolitos e metavulcânicas ácidas. Nos metabasaltos de
Palmeirópolis e Juscelândia são descritas ocorrências de pillow lavas típicas (Dardenne, 2000). Estudos
petroquímicos destes metabasaltos têm demonstrado a sua similaridade com basaltos toleíticos de fundo
oceânico (Araújo & Nilson, 1987, 1988; Araújo et al., 1995; Araújo, 1998).
Análises Pb/Pb e U/Pb em rochas da Seqüência Palmeirópolis indicam uma idade de 1,25 Ga
levando à interpretação de que a Bacia Canastra/Paranoá teria gerado uma crosta oceânica no
Mesoproterozóico (Dardenne, 2000). Outras datações U/Pb e Sm/Nd em rochas vulcânicas como as
intrusivas da região oeste de Barro Alto e Niquelândia, GO, indicando idades 1,3 Ga (Suita,1998) têm
sugerido uma intensa atividade vulcânica ao longo de toda a Bacia Canastra/Paranoá durante este período.
A interpretação sísmica sugere para esta mesma fase, que corresponderia à fase de deposição da
Seqüência Margem Passiva (Martins-Neto, 2005), intensa atividade ígnea associada, principalmente
intrusiva (Figura 3).
Figura 3. Parte de uma linha sísmica em tempo mostrando a atividade ígnea ocorrida ao longo
da Bacia do São Francisco no período deposicional da seqüência de margem passiva intermediária da
então Bacia Canastra/Paranoá (Martins-Neto, 2005, Romeiro & Zalán, 2005). Refletores (setas
vermelhas) podem ser interpretados como sendo rochas magmáticas, geralmente intrusivas.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
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2.2.1.2- Grupo Canastra
Este Grupo foi definido por Barbosa (1955) como sendo composto por metassedimentos
pelíticos e psamíticos, essencialmente filitos e quartzitos, metamorfisados na fácies xisto verde e,
frequentemente, com contribuição carbonática.
Freitas Silva & Dardenne (1994) dividiram este grupo em três formações:
• Formação Serra do Landim – composta por filitos e/ou xistos carbonáticos de coloração
esverdeada. Inicialmente alguns autores atribuíam estas rochas ao Grupo Vazante
(Madalosso & Valle, 1978; Madalosso, 1980).
• Formação Paracatu – foi definida por Almeida (1969) como sendo composta por
espessas camadas de filito carbonoso de coloração esverdeada intercaladas por
quartzitos brancos. Já Freitas Silva & Dardenne (1994) subdividiram esta Formação em
dois Membros: o Membro inferior, denominado Morro do Ouro, com camadas de
quartzitos, com espessura variando de alguns metros a 100m, passando a camadas de
filitos carbonáticos com intercalações de quartzitos no topo. O Membro superior foi
chamado de Serra da Anta e foi descrito como composto por camadas filitos
esverdeados com algumas intercalações carbonáticas e finas lâminas de quartzitos
(Figura 4).
• Formação Chapada dos Pilões – foi subdividida em Membro Serra da Urucânia,
composta por intercalações regulares de filitos e quartzitos na base, passando ao
Membro Hidrelétrica Batalha composto principalmente por quartzitos.
Sucessões em coarsening upward observadas nas formações Paracatu e Chapada dos Pilões
sugerem uma interpretação de um megaciclo regressivo, com camadas ricas em matéria orgânica e piritas
diagenéticas na base, indicando depósitos de águas profundas, passando a camadas turbidíticas e fluxos
gravitacionais na porção mediana e chegando a um ambiente de plataforma dominado por correntes de
tempestades na parte superior, sendo cobertas no topo por sedimentos de plataforma rasa dominada por
correntes de maré (Dardenne, 2000).
As relações de contato deste grupo com seus vizinhos, Grupo Araxá na base e Vazante/Bambuí
no topo, não são bem conhecidas devido à complexidade tectônica implantada nas rochas da região
durante o evento Brasiliano, o qual provocou a geração de dobras e falhas de empurrão que vieram a
cobrir qualquer sinal destes contatos.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
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Figura 4. Foto do afloramento BSF-JC-11, Mina Morro do Ouro, nas imediações da cidade de
Paracatu/MG, mostrando um exemplo do filito do Grupo Canastra. Observar a deformação mais
acentuada destruindo as estruturas sedimentares primárias e implantando na rocha uma xistosidade.
2.2.2- Grupo Vazante
O Grupo Vazante ocorre na porção oeste da Bacia do São Francisco junto à Faixa Brasília. É
composto por metassedimentos de grau metamórfico baixo que chega às condições de fácies xisto verde.
Sua área de ocorrência principal é nas imediações das cidades de Vazante/MG, Lagamar/MG,
Coromandel/MG e Paracatu/MG. A ocorrência de rochas deste grupo mais ao norte, nas imediações da
cidade de Unaí/MG também é citada (Dardenne et al., 1997, 1998), porém, trabalhos mais recentes
demonstraram que tais rochas pertencem ao Bambuí (Martins-Neto, 2005; Romeiro & Zalán, 2005 e
Coelho et al., 2005).
A idade destas rochas bem como sua posição dentro da estratigrafia da Bacia do São Francisco
ainda hoje é motivo de controvérsia na comunidade científica. As datações até hoje obtidas nestas rochas
mostram uma faixa muito ampla de possibilidade para a idade desta sedimentação. Através de análises de
estromatólitos do tipo Conophyton, encontrados em alguns níveis desta unidade, estimou-se uma idade de
1,35 Ga a 950 Ma para estas rochas (Dardenne et al., 1976; Dardenne 2000, 2005; Dardenne et al., 2005),
que colocam esta unidade no Mesoproterozóico e, consequentemente, correlacionada aos grupos Canastra
e Paranoá. Entretanto, idades Pb/Pb nas galenas das minas de Vazante e Morro Agudo indicam uma idade
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
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de 1,2 Ga a 650 Ma (Freitas-Silva & Dardenne, 1997), onde a idade de 1,2 Ga pode ser interpretada como
sendo o momento da separação do Pb de sua fonte, enquanto a idade de 650 Ma seria a idade da
mineralização, próxima à da sedimentação, o que nos levaria a uma idade de sedimentação
neoproterozóica, compatível com a do Bambuí (Dardenne, 2000).
Classicamente esta unidade foi dividida em sete formações (Dardenne et al., 1997, 1998): Retiro,
Rocinha, Lagamar, Serra do Garrote, Serra do Poço Verde, Morro do Calcáreo e Serra da Lapa.
2.2.2.1- Formação Retiro
A Formação Retiro é considerada a base do Grupo Vazante e é composta por camadas de
diamictitos, arenitos e conglomerados. Os diamictitos e conglomerados têm seixos de rochas carbonáticas,
dolomitos, quartzitos e granitóides. Estes diamictitos são algumas vezes correlacionados com os
diamictitos da Formação Jequitaí e, consequentemente, com a base do Bambuí (Dardenne, 2000).
As camadas de diamictitos são interpretadas como sendo originadas por fluxos de detritos, em
ambiente de água relativamente profunda através de correntes de gravidade (Dardenne et al., 1998; Souza,
1997).
2.2.2.2- Formação Rocinha
Esta formação é composta por um ritmito de metapelitos e quartzitos na base, a partir de um
contato gradacional com a Formação Retiro, passando a uma seção de intercalações de camadas de
ardósias e metassiltitos e voltando ao predomínio de ritmitos, desta vez de quartzitos e metasiltitos que
irão passar para as unidades basais da Formação Lagamar ( Dardenne et al., 1997, 1998; Dardenne, 2000).
2.2.2.3- Formação Lagamar
Um conjunto de camadas alternadas de conglomerados, quartzitos, metassiltitos e ardósias
formam a unidade basal desta formação, passando a uma unidade carbonática de pelitos psamíticos os
quais são cobertos por uma brecha dolomítica intraformacional e em seguida para uma unidade
carbonática bem estratificada com presença de dolomitos estromatolíticos que formam bioermas. Estas
bioermas são compostas por dolomitos laminados, dolarenitos oncolíticos e doloruditos. Outros
estromatolitos que também são comuns nesta unidade são os dos tipos Conophyton e Jacutophyton os
quais formam colunas com laminações convexas e cônicas (Figura 5). A unidade basal é também
conhecida como Membro Arrependido e a superior, Membro Sumidouro (Dardenne, 1978a, 2000;
Dardenne et al., 1997, 1998).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
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Figura 5. Foto do afloramento BSF-JC-165 as margens da estrada de acesso à pedreira
Lagamar, nas proximidades da cidade de Lagamar/MG, mostrando um exemplo dos estromatolitos do
Membro Sumidouro da Formação Lagamar.
Lateralmente estas bioermas passam, de forma gradacional, a camadas de metassiltitos e
ardósias, da mesma forma que passam para a Formação Serra do Garrote.
2.2.2.4- Formação Serra do Garrote
Esta formação consiste de ardósias carbonáticas com intercalações finas de quartzitos
(Madalosso, 1980; Dardenne, 1978a, 2000; Dardenne et al., 1997, 1998).
2.2.2.5- Formação Serra do Poço Verde
Por tratar-se da hospedeira das maiores mineralizações de Pb e Zn da região, esta formação foi
estudada em maior detalhe. Ela foi definida pela primeira vez por Dardenne (1978a) e dividida em quatro
membros: Morro do Pinheiro Inferior, Morro do Pinheiro Superior, Pamplona Inferior e Pamplona Médio
(Dardenne et al., 1998). Posteriormente, Rigobello et al. (1988) denominou esta formação de Formação
Vazante.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
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2.2.2.5.1- Membro Morro do Pinheiro Inferior
Este membro consiste de dolomitos laminados com esteiras de cianobactérias intercaladas com
dolarenitos oncolíticos e brecha intraformacional com lentes de dolomitos com estromatólitos Conophyton
(Figura 6).
Figura 6. Foto do afloramento BSF-JC-159. Vila Cabeluda – saindo de Vazante/MG em direção
à BR-040 por estrada de terra andar cerca de 40 km e virar à direita e andar mais 4 km. Exemplo dos
estromatolitos do Membro Morro do Pinheiro Inferior da Formação Serra do Poço Verde.
2.2.2.5.2- Membro Morro do Pinheiro Superior
Este membro é formado por dolomitos laminados com presença de esteiras de cianobactérias
(Figura 7) e com estruturas do tipo birds eyes. É comum ainda a intercalação de camadas de dolarenitos,
brechas e margas.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
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Figura 7. Foto do afloramento BSF-JC-161, dentro da cidade de Vazante/MG. Exemplo de
esteiras algálicos presentes nos dolomitos laminados do Membro Morro do Pinheiro Superior da
Formação Serra do Poço Verde.
2.2.2.5.3- Membro Pamplona Inferior
O Membro Pamplona Inferior é composto por camadas de metassiltitos intercalados por
dolomitos laminados com esteiras de cianobactérias e com lentes de quartzitos.
2.2.2.5.4- Membro Pamplona Médio
Este membro consiste de dolomitos com lâminas de esteiras de cianobactérias intercaladas com
dolarenitos, brechas e dolomitos com estromatolitos colunares.
2.2.2.6- Formação Morro do Calcáreo
Esta formação, também conhecida como Membro Pamplona Superior da Formação Vazante
(Rigobello et al., 1988), consiste de dolomitos estromatolíticos que formam biostromas e bioermas com
colunas de laminação convexa associados com dolarenitos oolíticos e oncolíticos e com doloruditos.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
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2.2.2.7- Formação Serra da Lapa
A Formação Serra da Lapa é representada predominantemente por filitos e metassiltitos
carbonáticos, lentes de dolomitos e finas camadas de quartzitos. Nas porções dolomíticas são comuns as
esteiras de cianobactérias, estromatolitos colunares e brechas intraformacionais.
2.2.3- Seqüência Macaúbas
Os primeiros depósitos desta seqüência são marcados pela grande glaciação ocorrida no inicio
do Neoproterozóico. Além dos depósitos sedimentares característicos desta fase de glaciação, como os
diamictitos sobre pavimentos estriados descritos na Serra da Água Fria (Martins-Neto & Alkmim, 2001;
Martins-Neto & Hercos, 2002), o Grupo Macaúbas possui representantes das fases rifte e margem passiva
da então Bacia Macaúbas (Pedrosa-Soares et al., 1992, 1998; Noce et al., 1997; Ulhein et al., 1998a;
Martins-Neto, 1998; Martins-Neto et al., 2001).
O Grupo Macaúbas teve suas formações divididas em ambiente proximal e distal (Pedrosa-
Soares & Wiedmann-Leonardos, 2000). A unidade proximal inclui depósitos pré-glaciais e depósitos
glaciais, sendo que os pré-glaciais são compostos por camadas de conglomerados e arenitos, algumas
vezes pelitos e dolomitos. O ambiente de sedimentação interpretado é o da fase rifte da bacia com
depósitos fluviais a marinhos de plataforma rasa. Já os depósitos relacionados à fase de glaciação são
predominantemente diamictitos e secundariamente arenitos e pelitos, além de algumas vulcânicas também
ocorrerem neste cenário. O contato com os depósitos de ambiente de margem passiva é gradacional. A
fase margem passiva é caracterizada por ritmitos depositados por fluxos do tipo debris flows e por
correntes de turbidez (Pedrosa-Soares & Wiedmann-Leonardos, 2000). As idades U/Pb para estas rochas
estão por volta de 950 Ma (Pedrosa-Soares et al., 1999c). Idades de ca. 816 Ma (Pedrosa-Soares et
al.,1998 e Pedrosa-Soares & Wiedmann-Leonardos, 2000) obtidas em rochas com características de fundo
oceânico da Formação Ribeirão da Folha, unidade distal da fase margem passiva da seqüência Macaúbas
(Lima et al.,2002) indicam esta idade como idade máxima das rochas do topo desta seqüência.
As rochas da Formação Salinas compostas principalmente por grauvacas arenosas,
conglomeráticas e pelíticas, têm idades máximas U/Pb em zircões detríticos de ca 570 Ma e possuem
características de proveniência que indicam origem de arco magmático, indicando que estas rochas são
mais jovens e têm como protólitos as próprias rochas do Macaúbas (Lima et al.,2002).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
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2.2.4- Seqüência Bambuí
Também conhecida como Grupo Bambuí (Tabela 1) esta seqüência é composta basicamente por
pelitos e carbonatos e por alguns arenitos turbidíticos e conglomerados, principalmente na porção norte da
área estudada da Bacia do São Francisco em Minas Gerais (Figura 1). É encontrada cobrindo toda a Bacia
do São Francisco e junto às faixas móveis que a limitam, principalmente na Faixa Brasília.
Em termos de ambiente geotectônico, é considerada como depositada em uma bacia do tipo
foreland (Martins-Neto & Alkmim, 2001).
Sua idade deposicional é ainda controversa ficando entre ca. de 790 Ma (Pimentel et al. 1995)
idade do início da sobrecarga tectônica na Faixa Brasília e conseqüente resposta flexural no antepaís
(Martins-Neto et al. 1997; Martins-Neto & Alkmim, 2001) como idade máxima, e 600 Ma como mínima,
levando-se em consideração esta idade como a do início dos processos de colisões na Faixa Araçuai
(Pedrosa-Soares et al., 2001), que deformam rochas do Grupo Bambuí.
Pode ser dividido em seis formações: Jequitaí/Carrancas, Sete Lagoas, Serra de Santa Helena,
Lagoa do Jacaré, Serra da Saudade e Três Marias (Tabela 1). A Bacia Bambuí foi preenchida por três
seqüências deposicionais de segunda ordem em shallowing-upward, as quais são interpretadas como
sendo ciclos do tipo transgressivo-regressivas (Dardenne, 1981, 2000), englobando as formações Sete
Lagoas (1
o
ciclo), Serra de Santa Helena e Lagoa do Jacaré (2
o
ciclo), e Serra de Santa Helena e Três
Marias (3
o
ciclo).
2.2.4.1- Formação Jequitaí/Carrancas
A Formação Carrancas está localizada na base da Seqüência Bambuí e é formada por camadas
de conglomerados e diamictitos com seixos de carbonatos, dolomitos, quartzitos, gnaisses e granitóides. A
matriz é frequentemente carbonática e de coloração esverdeada. Pode ser considerada como a expressão
do período glacial que teria ocorrido no neoproterozóico (Dardenne, 2000; Martins-Neto & Alkmim,
2001).
Seu contato na base é discordante com o Grupo Araí, na região da Faixa Brasília; com a
Seqüência Canastra/Paranoá em toda a região central da Bacia do São Francisco e com o embasamento na
região sul da bacia. No topo este contato se dá com a Formação Sete Lagoas e é também discordante
(Figura 8).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
19
Figura 8. Foto do afloramento BSF-JC-174, mostrando um exemplo do contato entre o
conglomerado da Formação Jequitaí/Carrancas com a os carbonatos da Formação Sete Lagoas. Corte
de estrada na rodovia que liga a cidade de Pedro Leopoldo a Belo Horizonte/MG.
Com o final do período de glaciação e o conseqüente degelo das águas da então Bacia Bambuí, o
ambiente tornou-se propício para a deposição de pelitos carbonáticos e carbonatos (Dardenne, 1978a, b,
2000). Datações em “carbonatos de capa” da Formação Sete Lagoas na pedreira Sambra (Figura 9)
indicam idades de ca 740 Ma sugerindo ser esta a idade do final desta glaciação (Babinski & Kaufman,
2003).
Alguns autores acreditam que a Formação Carrancas e a Formação Jequitaí são cronocorrelatas
entre si e com a Sequência Macaúbas (Romeiro Silva & Zalán, 2005).
2.2.4.2- Formação Sete Lagoas
Representa o primeiro dos megaciclos deposicionais transgressivo-regressivos. Na região central
e oeste da bacia ela é composta por uma sucessão espessa de pelitos, margas e ritmitos marinhos de água
profunda (Dardenne, 2000), ricos em matéria orgânica. Já na região sul e leste onde se encontra a rampa
flexural da bacia, como, por exemplo, próximo à cidade de Pedro Leopoldo/MG (Figura 8), as fácies
descritas neste ambiente são de calcilutitos dolomíticos e ritmitos carbonáticos (fácies Pedro Leopoldo).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
20
O contato basal deste megaciclo é discordante, na maioria das vezes com os conglomerados da
Formação Jequitaí/Carrancas (Figura 8), outras vezes com o embasamento (Martins-Neto & Alkmim,
2001).
No topo, as fácies encontradas são calcarenitos e calcissiltitos cinza escuros de água rasa que
cobrem toda a bacia. Geralmente são portadoras de estromatolitos (fácies Lagoa Santa - Figura 9)cobertos
por depósitos de supramaré com estruturas indicativas de exposição subaérea como gretas de contração,
estruturas de dissolução, birdeyes e tepees (Lima 1997) fechando o primeiro megaciclo.
Figura 9. Foto do afloramento BSF-JC-170, mostrando um exemplo da Fácies Lagoa Santa da
Formação Sete Lagoas com a presença de estromatolitos com substituição por aragonita na pedreira
Sambra, próximo à estrada que dá acesso a Inhaúma/MG. Notar que alguns estromatolitos estão
tombados indicando a direção da paleocorrente.
2.2.4.3- Formação Serra de Santa Helena
Os sedimentos desta formação correspondem à base do segundo megaciclo deposicional e
encontram-se depositados sobre as rochas da Formação Sete Lagoas, que representam o primeiro
megaciclo. É composta essencialmente por pelitos do tipo folhelhos a ardósias na base, indicando uma
subsidência repentina da bacia (Dardenne, 2000) passando a apresentar camadas sílticas a siltoarenosas,
no formato de barras de tempestades, em direção ao topo.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
21
O contato com a Formação Lagoa do Jacaré é do tipo gradacional e é bastante comum a presença
de sucessões do tipo shallowing-upward de uma ordem hierárquica inferior (Figura 10 e Martins-Neto &
Alkmim, 2001).
Figura 10. Foto do afloramento BSF-JC-169, mostrando um exemplo dos pelitos da Formação
Serra de Santa Helena com as camadas indicando um shallowing-upward de ordem inferior. Corte de
estrada na rodovia de acesso a Inhaúma/MG.
2.2.4.4- Formação Lagoa do Jacaré
Esta formação representa a porção superior do segundo megaciclo deposicional, logo acima dos
pelitos da Formação Serra de Santa Helena, e é composta por calcarenitos oolítios e oncolíticos indicando
uma passagem para ambiente de água rasa e com maior energia. Também é comum se encontrar
calcarenitos cinza escuros com estruturas indicativas de depósitos de plataforma rasa dominada por
tempestades, como hummockys e com influência de maré (Figura 11). Paleosolos são comuns neste
cenário indicando exposições subaéreas esporádicas por se tratar de ambiente de água muito rasa e por
representar o final do segundo megaciclo.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
22
Figura 11. Foto do afloramento BSF-JC-168, mostrando um exemplo dos calcarenitos cinza
escuros com estruturas indicativas de depósitos de altíssima energia, slump de tempestade (tempestito),
da Formação Lagoa do Jacaré. Afloramento na pedreira Britador próximo ao trevo da BR-040 na cidade
de Paraopeba/MG, saída oeste.
2.2.4.5- Formação Serra da Saudade
A Formação Serra da Saudade encontra-se na base do terceiro ciclo e é composta por pelitos na
base passando a contar com camadas de siltitos a arenitos muito finos no topo, numa demonstração típica
de deposição em shallowing-upward.
É bastante comum a presença de seqüências de shallowing-upward de ordem hierárquica
inferior, resultando em afloramentos com formato de “sino invertido” devido à erosão diferencial (Figura
12).
A passagem para a porção superior do terceiro ciclo, que é representada pela Formação Três
Marias, é gradacional.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
23
Figura 12. Foto do afloramento BSF-JC-104, mostrando um exemplo de sucessão do tipo
shallowing-upward realçada pela erosão diferencial das rochas gerando formato de sino invertido (seta).
Formação Serra da Saudade, afloramento da Cachoeira do Garimpo próximo à cidade de João
Pinheiro/MG, saída para Brasilândia de Minas.
2.24.6- Formação Três Marias
A Formação Três Marias foi depositada durante o final do terceiro megaciclo, assoreando toda a
extensão da bacia do tipo foreland (Martins-Neto & Alkmim. 2001). Seus depósitos são
predominantemente arcóseos, arenitos e conglomerados com estruturas internas que indicam um ambiente
de sedimentação marinha de água rasa a fluvial com forte influência de tempestade (Chiavegatto, 1992;
Chiavegatto et al., 1997).
Os afloramentos desta formação são reconhecidos por apresentarem camadas de
arenitos/arcóseos de formato sigmoidal, com espessuras centimétricas a métricas, com estruturas de
tempestitos como as do tipo hummockys e estruturas de escape de fluido como as do tipo balls and pillows
(Figura 13). Seu contato basal com a Formação Serra da Saudade é transicional e no topo é fortemente
discordante para as rochas do Fanerozóico ao recente.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
24
Figura 13. Foto do afloramento BSF-JC-18, mostrando um exemplo de barras de tempestito da
Formação Três Marias com estruturas de escape de fluidos do tipo balls and pillows. Corte na rodovia
MG-181 na Serra da Maravilha, entre as cidades de João Pinheiro/MG e Brasilândia de Minas.
2.3- Tectônica, Geologia Estrutural e Metamorfismo
A Bacia do São Francisco na área estudada (Figura 1) é alvo de trabalhos nesta área de
conhecimento também há bastante tempo, a exemplo dos trabalhos no campo da estratigrafia. Entretanto,
como a tectônica de placas revolucionou o conhecimento geológico a partir da década de 60, os trabalhos
mais recentes, desta década para cá, encontram-se mais alinhados com o entendimento atual. Vários
trabalhos importantes serão aqui mencionados durante este breve resumo, porém merecem destaque os
trabalhos de Almeida (1968 e 1977), onde pela primeira vez se falou em Cráton do São Francisco, Costa
et al. (1970) e Dardenne (1978b). Na década de 80, vários foram os trabalhos de destaque, dentre os quais
pode-se citar Alkmim (1993, 1996), Magalhães (1988), Bacellar (1989) e Muzzi Magalhães (1989). Mais
recentemente Alkmim & Marshak (1998), Valeriano (1999), Alkmim & Martins-Neto (2001), Pedrosa-
Soares et al. (2001), Cruz (2004), Martins-Neto (2005), Cruz & Alkmim (2005), Romeiro & Zalán (2005)
e Coelho et al. (2005), dentre outros, são alguns dos que foram melhor estudados e que serão mais vezes
citados.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
25
2.3.1- Tectônica
A Bacia do São Francisco foi afetada por diversos eventos tectônicos ao longo de sua história
geológica. Considerando que a Bacia do São Francisco atuou como bacia a partir de 1,8 Ga (Alkmim &
Martins-Neto, 2001), os eventos tectônicos que a afetaram ocorreram a partir desta idade.
O primeiro grande evento tectônico a ser considerado foi um evento distensivo que teria se
iniciado por volta de 1.3 a 1.2 Ga (Dardenne 2000, Pimentel et al. 2000, Martins-Neto & Alkmim 2001) e
foi responsável pela quebra do paleocontinente Rodínia. Este evento foi responsável pela formação de
uma bacia sedimentar do tipo rifte-margem passiva na borda oeste da Bacia do São Francisco, a qual
ganhou o nome de Bacia Canastra/Paranoá (Martins-Neto & Alkmim, 2001). Na borda leste uma outra
bacia do tipo rifte-margem passiva também foi formada por este evento distensivo, porém em uma outra
etapa, por volta de 1.0 - 0,9 Ga (Brito Neves et al., 1993, Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos, 2000,
Alkmim et al., 2001, Martins-Neto et al., 2001, Pedrosa-Soares et al., 2001). Esta bacia foi denominada
Bacia Macaúbas.
Os depósitos da fase margem passiva da Bacia Canastra/Paranoá mostram-se na sísmica, na
porção central da bacia do São Francisco, afetados por uma tectônica transpressiva caracterizada por
estruturas em flor, sendo marcante a discordância desenvolvida por esta tectônica entre os pacotes
Canastra/Paranoá e Bambuí (Martins-Neto, 2005; Coelho et al., 2005). Reativações destas estruturas em
flor deformam localmente o pacote da Seqüência Bambuí.
A partir de então a Bacia do São Francisco passou a sofrer uma compressão do oeste oriunda da
colagem de arcos magmáticos, iniciada a ca. de 950 Ma (Pimentel et al., 1995 e 2000), e da colisão de
fragmentos continentais, incluindo o Cráton Amazonas, causando o fechamento do Oceano Brasilides e a
construção definitiva da Faixa Brasília em ca. de 600 Ma (Martins-Neto & Alkmim, 2001; Valeriano et
al., 2004). Entre ca. de 600 e 520 Ma teve lugar uma compressão de leste para oeste erigindo a Faixa
Araçuaí, deformando os domínios leste da bacia do São Francisco. A principal conseqüência desta
compressão foi a formação de dois cinturões de antepaís com vergências opostas, um em cada borda da
Bacia do São Francisco.
2.3.2- Geologia Estrutural e Metamorfismo
Com base no conjunto de estruturas presentes na área estudada, a Bacia do São Francisco pode
ser dividida em três compartimentos estruturais como veremos a seguir (Alkmim et al., 1993, 1996;
Alkmim & Martins-Neto, 2001): um compartimento oeste, que corresponde à porção externa da Faixa
Brasília e com vergência para leste; uma porção central onde as unidades neoproterozóicas da Seqüência
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
26
Bambuí encontram-se não metamorfisadas e praticamente indeformadas; e um compartimento leste, que
corresponde à porção externa da Faixa Araçuaí, com vergência para oeste.
2.3.2.1- Compartimento Oeste
O compartimento oeste pode ser subdividido em duas partes, uma a norte e outra a sul.
Na região sul, as principais estruturas observadas são dobras e falhas de empurrão (Dardenne,
1978, Barcellar, 1989, Muzzi Magalhães, 1989 e Muzzi Magalhães et al., 1989), orientadas,
preferencialmente segundo NNE-SSW e com vergência para leste (Alkmim & Martins-Neto, 2001).
Observa-se ainda nesta porção, falhas transcorrentes, principalmente um feixe delas, sinistrais, de direção
N60W que afetam até o embasamento (Muzzi Magalhães, 1989 e Valeriano, 1999). Segundo Muzzi
Magalhães (1989), este feixe de falhas teria nucleado tardiamente no Evento Brasiliano uma vez que
afetam as dobras e falhas preexistentes. Neste domínio, as rochas dos grupos Canastra e Vazante
encontram-se metamorfizadas na fácies xisto verde, enquanto as do Grupo Bambuí não apresentam
metamorfismo.
Na porção norte observa-se que as estruturas dominantes compõem um cinturão epidérmico de
antepais. Tais estruturas são dobras de vários tipos e dimensões, falhas de empurrão e transcorrências
destrais, todas elas relacionadas ao mesmo evento tectônico do Ciclo Brasiliano (Dardenne, 1978b,
Fonseca & Dardenne, 1993, Romeiro et al., 1998, Alkmin & Martins-Neto, 2001 e Martins-Neto, 2005).
As transcorrências têm orientação NE-SW, enquanto que as dobras e falhas mostram seus traços
estruturais orientados, preferencialmente, segundo NNW-SSE com vergência para ENE (Alkmin &
Martins-Neto, 2001). As rochas da Bacia do São Francisco neste domínio não exibem metamorfismo.
2.3.2.2- Compartimento Central
Corresponde à região supracratônica onde as rochas aflorantes encontram-se indeformadas,
indicando terem sido preservadas dos efeitos do tectonismo Brasiliano e qualquer outro posterior a ele.
Neste domínio as rochas também não apresentam metamorfismo.
2.3.2.3- Compartimento Leste
Assim como no compartimento oeste, o compartimento leste tem suas estruturas formando um
cinturão de antepais, entretanto, neste caso, a vergência é para oeste. As rochas envolvidas são das
Seqüências Macaúbas e Bambuí (Alkmim & Martins-Neto, 2001). Descreve-se como sendo característica
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
27
principal deste compartimento a presença de uma clivagem de plano axial que fica mais intensa e
penetrativa para leste (Marshak & Alkmim, 1989, Uhlein, 1991, Oliveira, 1994, Dussin & Dussin, 1995,
Alkmim & Martins-Neto, 2001).
Entretanto, ao contrário do compartimento oeste da bacia na zona externa da Faixa Brasília onde
as rochas do Grupo Bambuí não exibem metamorfismo, a deformação compressional das rochas nesta
parte leste da bacia foi acompanhada de metamorfismo e abundante migração de fluidos hidrotermais,
com o grau metamórfico variando de incipiente junto ao limite ocidental do compartimento, aumentando
progressivamente para leste até a fácies xisto verde junto à Serra do Espinhaço (Alkmim & Martins-Neto,
2001).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
28
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
29
CAPÍTULO 3
ARTIGO 1
Artigo submetido e aprovado, a ser publicado no volume especial da Revista Brasileira de
Geologia sobre o cráton do São Francisco.
ESTILOS ESTRUTURAIS E EVOLUÇÃO TECTÔNICA DA PORÇÃO MINEIRA DA
BACIA PROTEROZÓICA DO SÃO FRANCISCO
Coelho,J.C.C.
1,2
; Martins-Neto,M.A.
2,3
e Marinho,M.S.
2
1- Petroleo Brasileiro S/A – Petrobras Av Republica do Chile, 65 Rio de Janeiro-R.J.
julio.cesar@petrobras.com.br
2- Universidade Federal de Ouro Preto, Escola de Minas, Departamento de Geologia.
3- NUPETRO-Núcleo de Geologia do Petróleo, Fundação Gorceix, Ouro Preto/MG
marcelo@nupetro.com.br
Abstract: STRUCTURAL STYLES AND TECTONIC EVOLUCTION PHASE OF THE
PROTEROZOIC SÃO FRANCISCO BASIN IN MINAS GERAIS STATE, BRAZIL. The São Francisco
basin was submitted during its evolution to distinct tectonic events in different directions and intensities.
Each event can be associated to a characteristic group of structures. The first event had a distensive
character and started in the Faixa Brasilia domain at about 1300-1200 Ma and in the Faixa Araçuaí
domain around 900 Ma. This distentional event resulted on the formation of two rift-to-passive margin
basins, located respectively at the western and eastern sides of the São Francisco craton. Normal faults
mapped in seismic sections record the rift stage of the basin. The second tectonic event was transpressive,
produced a group of NE-SW strike-slip faults, which affect mainly the Canastra/Paranoá Sequence. The
third event is related to the Brasiliano orogeny and evolved from about 740 to 530 Ma. It was responsible
for the formation of a foreland basin and two thrust-and-fold belts. The first belt, in the western domain of
the São Francisco basin, was built-up by a group of folds and faults with vergency to the east, involving
the basement, and developing a thin-skinned domain. The second one, in the eastern domain, was built-up
by a western verging group of folds and faults.
Keywords: São Francisco Basin, structures, tectonic, seismic.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
30
Resumo A Bacia do São Francisco foi submetida durante o tempo geológico a eventos tectônicos de
diferentes intensidades e direções de transporte. A cada evento tectônico associa-se um conjunto de
estruturas característico. O primeiro, iniciado há cerca de 1300-1200 Ma nos domínios da Faixa Brasília e
há cerca de 900 Ma nos domínios da Faixa Araçuaí, foi um evento distensivo responsável pela formação
de duas bacias do tipo rifte/margem passiva, uma a oeste e outra a leste. A este evento associa-se um
conjunto de falhas normais, observadas em sísmica, na base de cada uma destas bacias. O segundo grande
evento foi transpressivo, afeta, sobretudo, a Seqüência Canastra/Paranoá, sendo caracterizado por uma
série de falhas transcorrentes de direção NE-SW. O terceiro evento está relacionado à Orogenia Brasiliana,
tendo evoluído entre 740 e 530 Ma. Ele foi responsável pela formação de uma bacia do tipo foreland e de
dois cinturões de dobramento e cavalgamento. O primeiro a oeste, com dobras e falhas de empurrão com
vergência para leste chegando a envolver até o embasamento na borda da bacia e com um domínio thin-
skinned. O segundo, a leste, com as dobras e falhas de empurrão com vergência para oeste.
Palavras-chave: Bacia do São Francisco, estruturas, tectônica, sísmica.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
31
INTRODUÇÃO
Muitos estudos já foram realizados na Bacia do São Francisco, em toda sua extensão,
principalmente nas regiões de borda, onde a tectônica deformadora permite uma exposição mais completa
da sucessão sedimentar e acervo estrutural. Na porção intracratônica, região central da bacia, os
afloramentos são menos abundantes e contêm somente rochas mais jovens do Neoprotezóico (Grupo
Bambuí), Paleozóico (Grupo Santa Fé) e Mesozóico (Grupos Areado, Mata da Corda e Urucuia) (Tabela
1).
Pretende-se apresentar neste trabalho uma análise dos estilos estruturais presentes na região oeste
da Bacia do São Francisco em Minas Gerais (Figura 1), incluindo uma visão dos diferentes estilos
estruturais dentro das etapas evolutivas da bacia, à luz de novas ferramentas até então indisponíveis ou
muito pouco divulgadas (Romeiro Silva et al. 1998, Fugita & Clark 2001, Martins-Neto 2005, Romeiro
Silva & Zalán 2005, Coelho et al. 2005), principalmente os dados sísmicos e de poços adquiridos pela
Petrobras durante as décadas de 80 e 90, disponibilizados pela ANP (Agência Nacional do Petróleo) para
fins acadêmicos (Figura 2).
A interpretação sísmica, associada com dados de um poço e de afloramentos, nos possibilitou
reconhecer diferentes grupos de estruturas que são característicos de diferentes momentos dentro da
evolução tectônica da bacia, bem como de quatro seqüências deposicionais de primeira ordem: Espinhaço,
Canastra/Paranoá, Macaúbas e Bambuí, além de uma unidade estratigráfica, Seqüência Vazante, cuja
idade e correlação com as demais ainda são incertas. As seqüências Canastra/Paranoá, Vazante e Bambuí
compuseram o foco deste trabalho (Tabela 1, Figura 3). As seqüências Espinhaço e Macaúbas não foram
abordadas em detalhe, por ocorrerem na porção leste da bacia, fora da área de foco deste estudo. As
seqüências mais jovens não foram contempladas neste estudo por terem sido depositadas após o último
grande evento tectônico que afetou a Bacia do São Francisco, o Ciclo Brasiliano, e, conseqüentemente,
sendo muito pouco ou quase nada afetadas estruturalmente. Além disso, por tratar-se de depósitos
sedimentares rasos, estão fora da resolução da sísmica estudada.
Algumas vezes, observam-se estruturas mais antigas sendo reativadas em eventos posteriores ou
servindo de ponto de nucleação de novas estruturas. Cada um destes grupos de estruturas afeta
determinadas seqüências sedimentares, além do embasamento, passando pela Seqüência
Canastra/Paranoá, do Meso e Neoproterozóico, em suas diversas fases na borda oeste, e seqüências
Espinhaço e Macaúbas na borda leste, chegando a atingir a Seqüência Bambuí, Neoproterozóico (Tabela
1, Figura 3) (Martins-Neto & Alkmim 2001, Martins-Neto 2005).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
32
Por enfocar a Bacia Neoproterozóica do São Francisco, no sentido de Martins-Neto & Alkmim
(2001), este tabalho considera como embasamento o conjunto de rochas que inclui as infra e supracrustais
mais velhas que 1,8 Ga, bem como os depósitos pertencentes à Tafrogênese Estateriana (Espinhaço e Arai,
Brito Neves et al., 1996).
Seqüência
Idade (Ma) Tipo de Bacia Litoestratigrafia Referências
Areado/Mata da
Corda/Urucuia
140/70 sinéclise
Grupos Areado/Mata da
Corda/Urucuia
10,11
Santa Fé 350/270 sinéclise Grupo Santa Fé 10
Bambuí 790/600 foreland
Grupos Bambuí,
Vazante e correlatos
2,3,8,9
Macaúbas 950/650
rifte/margem
passiva
Grupo Macaúbas 2,5,6,7
Canastra/Paranoá 1300/950
rifte/margem
passiva
Grupos Canastra e
Paranoá
3,4,5
Espinhaço/Araí 1730/1500 rifte/sag
Supergrupos Espinhaço
e Araí
1,2,3
Tabela 1. Seqüências sedimentares pós-1,8 Ga encontradas na região estudada da Bacia do São
Francisco. Modificado de Martins-Neto & Alkmim 2001. (1) Martins-Neto (1998, 2000), (2) Martins-Neto
et al. (2001), (3) Dardenne (2000), (4) Pereira (1992), (5) Pimentel et al. (1999, 2000), (6) Martins-Neto
& Hercos (2002), (7) Pedrosa-Soares et al. (2001), (8) Martins-Neto et al. (1997), (9) Castro & Dardenne
(2000),(10) Sgarbi et al. (2001), (11) Sawasato (1995)
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
33
Figura 1. Mapa de localização da área estudada (retângulo) no contexto regional do Cráton do
São Francisco. Observar os limites, aproximados, da compartimentação estrutural da bacia, W, C e E.
Modificado de Alkmim et al. (1993).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
34
Figura 2. Mapa da área estudada mostrando a localização do poço 1-RF-1-MG e das linhas sísmicas
utilizadas, bem como dos afloramentos visitados.
Figura 3. Seção sísmica em tempo (TWT), do domo de Cristalina/GO, a oeste, passando pelo centro da bacia, e chegando ao flanco oeste
da Serra da Água Fria, na borda leste da Bacia do São Francisco, mostrando os horizontes estratigráficos mapeados, bem como os diferentes
estilos estruturais reconhecidos. Observar a base da Seqüência Bambuí aflorando próximo às extremidades oeste e leste da seção, bem como a
coincidência desta feição com o descolamento basal da deformação epidérmica na metade oeste da seção.
METODOLOGIA E BASE DE DADOS
O presente estudo integra dados de diferentes fontes, com ênfase na interpretação das linhas
sísmicas 2D disponibilizadas e do poço 1-RF-1-MG, liberados pela ANP-Agência Nacional do Petróleo
para este fim, bem como na amarração destes dados com a geologia de superfície (Figura 2).
O primeiro passo foi a amarração do poço 1-RF-1-MG com a sísmica. Para isto, foi gerado um
sismograma sintético usando o programa Syntool (Landmark); efetuada calibração da função velocidade x
profundidade usando os perfis sônicos e
checkshots
; determinados topos litoestratigráficos e quebras nos
perfis elétricos do poço, assim como a calibragem dos marcos elétricos e litológicos com o sinal sísmico.
Em seguida, efetuou-se a interpretação das linhas sísmicas supracitadas por meio do software
Seisworks 2D (Landmark) com o rastreamento dos principais marcos/horizontes sismoestratigráficos e
falhas. Com isso, estes marcos/horizontes sismoestratigráficos e falhas mapeadas foram amarrados com a
geologia de superfície.
Nesta etapa, foram realizadas sete viagens ao campo totalizando 40 dias de trabalho e 174
afloramentos descritos (Figura 2).
Os dados coletados foram então lançados, georreferenciados e interpretados em base SIG no
software ArcView. Os dados estruturais foram tratados por meio do software StereoNet.
Pretende-se mostrar a seguir parte dos resultados obtidos neste estudo, tendo um enfoque maior na
borda oeste, onde foram realizadas as etapas de campo.
QUADRO REGIONAL
A Bacia do São Francisco cobre toda a porção sul do cráton homônimo e encerra no seu registro
estratigráfico sucessivos ciclos bacinais de primeira ordem posteriores a 1,8 Ga (Alkmim & Martins-Neto
2001). A porção cratônica da bacia possui cerca de 500.000 km
2
e engloba parte dos estados de Minas
Gerais, Bahia e Goiás. Neste estudo, será enfocada a região oeste da sua porção mineira (Figuras 1 e 2).
Grupos de estruturas diferentes podem ser observados tanto em superfície quanto em
subsuperfície e podem ser associados aos diferentes eventos tectônicos aos quais a bacia foi submetida
durante o tempo geológico (Figura 3).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
37
Estratigrafia e tectônica formadora
As unidades estratigráficas envolvidas neste estudo, como justificado na introdução deste trabalho,
são as seqüências deposicionais de primeira ordem (i) Canastra/Paranoá, do Meso e Neoproterozóico, (ii)
Vazante, de idade indefinida, e (iii) Bambuí, do Neoproterozóico (Tabela 1, Figura 3) (Martins-Neto &
Alkmim 2001, Martins-Neto 2005).
A primeira seqüência deposicional reconhecida está associada ao início do ciclo divergente da
bacia que levou à quebra do Supercontinente Rodínia (Brito Neves
et al
. 1993, Pedrosa-Soares &
Wiedemann-Leonardos 2000, Alkmim
et al
. 2001, Martins-Neto
et al
. 2001, Pedrosa-Soares
et al
. 2001).
O processo de rifteamento que teria levado ao desenvolvimento de bacias do tipo rifte/margem passiva em
ambos os lados do Paleocontinente São Francisco foi diacrônico. A oeste, há ca. de 1,3 - 1,2 Ga,
implantou-se a Bacia Canastra/Paranoá e a leste, há ca. de 0,9 Ga, a Bacia Macaúbas (Martins-Neto
et al
.
1997, 2001, Dardenne 2000, Martins-Neto & Hercos 2002, Alkmim
et al
. 2001, Pedrosa-Soares
et al
.
2001).
A porção aflorante da Seqüência Canastra/Paranoá é composta basicamente por arenitos e pelitos,
com alguma contribuição carbonática (Dardenne 1978a, 1981 e 2000). Reconhecem-se, em sísmica, fases
deposicionais distintas, cada uma com suas sismofácies características (Martins-Neto 2005).
Os sedimentos da fase rifte da Bacia Canastra/Paranoá (Figuras 3 e 4), por tratarem-se dos mais
antigos da bacia, estimados em ca. de 1300-1200 Ma (Dardenne 2000, Pimentel
et al
. 2000, Martins-Neto
& Alkmim 2001), não possuem registro em afloramentos na região estudada, e na literatura muito pouco
foi descrito a respeito. Martins-Neto & Alkmim (2001) sugerem que os Conglomerados São Miguel e
depósitos sedimentares associados poderiam ser considerados como os representantes aflorantes desta fase
deposicional.
Acima desta seqüência rifte, um conjunto de seqüências de margem passiva completa esta etapa
tectono-sedimentar (Martins-Neto & Alkmim 2001, Martins-Neto 2005). Estas seqüências teriam sido
depositadas, na borda oeste (Bacia Canastra/Paranoá), no período de 1200 Ma a 740 Ma (Dardenne 2000,
Pimentel
et al
. 1999, 2000, Martins-Neto
et al
. 2001, Martins-Neto & Alkmim 2001). A idade mínima de
740 Ma é especulativa, na medida em que é baseada na idade máxima da Seqüência Bambuí. As idades de
950 Ma (Pimentel
et al.
1999, 2000) para os arcos magmáticos mais antigos da Faixa Brasília indicam que
pelo menos parte da margem passiva Canastra/Paranoá se desenvolveu em contexto de retroarco. O
mapeamento sísmico (Figura 3) mostra que, nas latitudes de abrangência deste trabalho, os depósitos da
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
38
margem passiva Canastra/Paranoá estendem-se por sobre o Cráton do São Francisco, encobertos pelas
seqüências Macaúbas e Bambuí, até próximo aos domínios da Serra da Água Fria.
Já na borda leste, a fase margem passiva da Bacia Macaúbas foi depositada no período de 850 a
630 Ma (Pedrosa-Soares
et al
. 2000, Martins-Neto
et al
. 2001, Martins-Neto & Alkmim 2001).
Um sistema de margem ativa associado a zona de subducção tem seus registros em ambas faixas
móveis que limitam a Bacia do São Francisco. Na Faixa Brasília, esta fase é representada pela Seqüência
Araxá/Ibiá, cujos registros indicam idades de 950 a 650 Ma (Dardenne 2000, Pimentel
et al.
1999, 2000 e
Martins-Neto & Alkmim 2001). Na Faixa Araçuaí a leste, Pedrosa-Soares
et al.
(2000 e 2001) relatam
uma idade de 630 a 585 Ma para os depósitos desta fase tectônica.
Uma bacia do tipo
foreland
instalou-se nos domínios cratônicos, sob um regime tectônico flexural
por sobrecarga (Martins-Neto
et al
. 1997, 2001, Castro & Dardenne 2000, Martins-Neto & Alkmim 2001),
separada em alguns pontos mais centrais da bacia por uma discordância estimada em ca. de 150 Ma. Estes
depósitos correspondem à Seqüência Bambuí (Figura 3). Seus depósitos são constituídos, em sua grande
maioria, por rochas carbonáticas e pelíticas (Dardenne 1978a, 1981 e 2000). Arenitos (em parte turbiditos)
e conglomerados também são descritos como pertencentes a esta seqüência, principalmente na porção
mais a norte da área estudada (Martins-Neto 2005) e no sudoeste da bacia (Conglomerados Samburá,
Castro & Dardenne 2000). Registros bibliográficos indicam idades entre 740 e 530 Ma para estes
depósitos (Martins-Neto
et al
. 1997, 2001, Castro & Dardenne 2000, Martins-Neto & Alkmim 2001,
Babinski & Kaufman 2003).
Tectônica modificadora e metamorfismo
A Bacia do São Francisco na região estudada (Figuras 1, 2 e 3) apresenta uma compartimentação
estrutural e metamórfica que espelha a sua evolução tectônica.
A Bacia do São Francisco pode ser dividida em três compartimentos (Figura 1) (Alkmim
et al.
1993, 1996, Alkmim & Martins-Neto 2001): (i) um compartimento oeste, que corresponde à porção
externa da Faixa Brasília, com vergência estrutural para leste; (ii) uma porção central onde as unidades
neoproterozóicas da Seqüência Bambuí encontram-se praticamente indeformadas, e (iii) um
compartimento leste, que corresponde à porção externa da Faixa Araçuaí, com vergência estrutural para
oeste. Observa-se ainda que o grau de metamorfismo é decrescente das faixas móveis adjacentes para a
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
39
bacia, sendo que nos seus compartimentos oeste e central este metamorfismo é inexistente, sendo de muito
baixo grau no compartimento leste.
COMPARTIMENTO OESTE
O compartimento oeste (Figura 1) pode ser, na área estudada, subdividido em duas porções, uma a
norte, região de Cristalina-GO/Unaí,/Bonfinópolis de Minas, e outra a sul, região de
Vazante/Paracatu/João Pinheiro (Figura 2).
Na porção sul, as rochas encontradas são predominantemente correspondentes à Seqüência
Bambuí, as quais não apresentam metamorfismo. Na parte oeste desta porção, encontramos rochas da
Seqüência Vazante, as quais mostram-se já afetadas por um metamorfismo de baixo grau, bem como da
Seqüência Canastra/Paranoá (região de Paracatu/MG), onde as rochas mostram um metamorfismo na
fácies xisto-verde.
As principais estruturas observadas nesta região são dobras e falhas reversas (Dardenne 1978b,
Bacellar 1989, Muzzi Magalhães 1989 e Muzzi Magalhães
et al
. 1989), orientadas, preferencialmente
segundo NNE-SSW e com vergência para leste (Alkmim & Martins-Neto 2001). Observa-se ainda nesta
porção, falhas transcorrentes, principalmente um feixe sinistral de direção N60W que afeta até o
embasamento (Muzzi Magalhães 1989 e Valeriano 1999). Segundo Muzzi Magalhães (1989), este feixe de
falhas teria se nucleado tardiamente no Evento Brasiliano, uma vez que afeta as dobras e falhas
preexistentes.
Na porção norte observa-se que as estruturas dominantes compõem um cinturão epidérmico de
antepaís. Tais estruturas são dobras de vários tipos e dimensões, falhas reversas e transcorrências dextrais,
todas elas relacionadas ao mesmo evento tectônico do Ciclo Brasiliano (Dardenne 1978b, Fonseca &
Dardenne 1993, Romeiro Silva
et al.
1998, Alkmim & Martins-Neto 2001 e Martins-Neto 2005). As
transcorrências têm orientação NE-SW, enquanto que as dobras e falhas mostram seus traços estruturais
orientados, preferencialmente, segundo NNW-SSE com vergência para ENE (Alkmim & Martins-Neto
2001).
As rochas encontradas nesta região pertencem, na sua maioria, à Seqüência Bambuí. A exemplo
do ocorrido na porção sul, estas rochas encontram-se nada metamorfizadas. Entretanto, na parte próximal
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
40
à faixa Brasília em Cristalina/GO, as rochas da Seqüência Canastra/Paranoá exibem um metamorfismo
incipiente (Dardenne 1978b, Alkmim & Martins-Neto 2001, Martins-Neto 2005, Coelho
et al
. 2005).
COMPARTIMENTO LESTE
Assim como no compartimento oeste, o compartimento leste apresenta estruturas formando um
cinturão de antepaís, neste caso com a vergência para oeste (Figura 3). As rochas envolvidas são as das
seqüências Espinhaço, Canastra/Paranoá, Macaúbas e Bambuí (Alkmim & Martins-Neto 2001, Martins-
Neto 2005). O metamorfismo neste compartimento é de incipiente a baixo grau, passando a de maior
intensidade para leste, chegando a atingir condições de fácies xisto verde (Alkmim & Martins-Neto 2001).
Descreve-se como sendo característica principal deste compartimento a presença de uma clivagem de
plano axial que fica mais intensa e penetrativa para leste (Marshak & Alkmim 1989, Uhlein 1991, Oliveira
1994, Dussin & Dussin 1995, Alkmim & Martins-Neto 2001).
QUADRO EVOLUTIVO E ASPECTOS DA ÁREA ESTUDADA
A Bacia do São Francisco, na região estudada, assim como foi definida por Alkmim & Martins
Neto (2001), pode ser compartimentada, tanto em superfície quanto em subsuperfície, seguindo critérios
evolutivos e tectônicos.
O primeiro evento tectônico que atuou na formação da bacia, iniciado há cerca de 1300-1200 Ma
nos domínios da Faixa Brasília e há cerca de 900 Ma nos domínios da Faixa Araçuaí (Dardenne 2000,
Pimentel
et al
. 2000, Martins-Neto & Alkmim 2001), foi um evento distensivo que fragmentou o
Supercontinente Rodínia, provocando a abertura de dois riftes, que vieram a formar duas bacias do tipo
rifte/margem passiva, uma a oeste, Canastra/Paranoá e outra a leste, Macaúbas (Brito Neves
et al
. 1993,
Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos 2000, Alkmim
et al
. 2001, Martins-Neto
et al
. 2001, Pedrosa-
Soares
et al
. 2001). Na porção oeste da bacia, área de concentração deste trabalho, identificam-se na
sísmica (Figura 3), como representantes desta fase, falhas normais de vergências opostas, características
do processo distensivo. Como estes riftes sofreram posteriormente um processo de compressão, podem-se
observar algumas destas falhas normais invertidas para cavalgamentos (Figura 4). Os dados sísmicos
indicam também que parte das falhas reversas do evento compressional Brasiliano que envolvem o
embasamento foram nucleadas a partir da reativação de falhas normais da fase rifte da bacia precursora.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
41
Figura 4. Parte de uma linha sísmica em tempo na borda oeste da bacia rifte/margem passiva
Canastra/Paranoá, mostrando as falhas normais. Notar no círculo inversão tectônica de falha normal
gerando falha reversa que deforma a sucessão margem passiva da Seqüência Canastra/Paranoá, bem
como o descolamento basal da tectônica epidérmica.
Poderia-se especular que esta sucessão rifte reconhecida na sísmica (Figuras 3 e 4) seria
relacionada ao processo de rifteamento do Estateriano, que, no caso da Faixa Brasília, deu origem à Bacia
Arai. Entretanto, se este fosse o caso, teríamos o registro desta unidade estratigráfica no cinturão de
cavalgamentos da Faixa Brasília meridional, a oeste da bacia. Ao contrário, unidades estratigráficas de
idade Estateriana (Arai ou Espinhaço) estão ausentes na Faixa Brasília meridional, onde ocorrem rochas
pertencentes à Seqüência Canastra/Paranoá e correlatas.
Estruturas do tipo flor com direção SW-NE foram reconhecidas na sísmica (Figuras 3 e 5),
permitindo interpretar que um evento de natureza transcorrente afetou os depósitos da Bacia do São
Francisco em sua porção cratônica. O caráter positivo da maioria das estruturas-em-flor sugere que elas
foram produto de um evento transpressivo. O mapeamento sísmico mostra que estas estruturas possuem
um
trend
SW-NE e deformam, sobretudo, a Seqüência Canastra/Paranoá, sendo responsáveis pelo
desenvolvimento de uma proeminente discordância entre esta unidade e a Seqüência Bambuí (Figura 6).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
42
Reativações posteriores destas estruturas foram responsáveis localmente pela deformação da Seqüência
Bambuí.
Não há elementos seguros para se precisar a idade desta tectônica transcorrente, nem o seu
contexto tectônico. Tendo em vista o fato da maioria das flores deformarem a Seqüência Canastra/Paranoá
anteriormente à deposição da Seqüência Bambuí (Figura 6), e a idade máxima desta última, pode-se
especular que o evento principal teria ocorrido por volta ou pouco antes de 740 Ma. A qualidade do dado
sísmico não permite inferências seguras quanto ao inicio do processo, uma vez que feições
sismoestratigráficas de sedimentação sintectônica não podem ser seguramente caracterizadas. Quanto ao
contexto tectônico do evento transpressivo, pode-se especular que os esforços compressivos estariam
relacionados ao inicio de processos acrescionários na margem continental.
Figura 5.
Parte de uma linha sísmica em tempo na porção central da Bacia do São Francisco,
mostrando estruturas-em-flor positivas decorrentes das transcorrências.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
43
Figura 6. Detalhe da linha sísmica da figura anterior, mostrando a proeminente discordância
entre as seqüências Canastra/Paranoá e Bambuí, produto da tectônica transcorrente, atestando que
houve a exposição e erosão das camadas superiores da Seqüência Canastra/Paranoá antes da deposição
da Seqüência Bambuí.
As rochas sedimentares depositadas na Bacia Canastra/Paranoá são predominantemente
compostas por arenitos e pelitos com contribuição carbonática (Dardenne 1978a, 1981 e 2000). Nas
regiões da borda da bacia, onde parte destes depósitos da Seqüência Canastra/Paranoá encontra-se
aflorante, podemos comprovar que existem diferenças em termos de deformação e metamorfismo. Na
região norte, próximo à cidade de Cristalina/GO, os depósitos marinho-rasos Canastra/Paranoá encontram-
se praticamente não deformados e metamorfizados (Figura 7), enquanto que na região de Paracatu/MG, a
deformação e metamorfismo são muito mais intensos, este último chegando a condições de fácies xisto-
verde (Figura 8).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
44
Figura 7. Arenito Canastra/Paranoá nas imediações da cidade de Cristalina/GO. Notar ausência
de deformação e preservação das estruturas sedimentares primárias como estratificações cruzadas e
feições de fluidização. Afloramento BSF-JC-142 em uma pedreira na chegada de Cristalina/GO vindo de
Unaí/MG (GO-309 - estrada de terra).
Esta diferença deformacional e metamórfica impressa nestas rochas está relacionada com a
resposta local ao esforço compressional sofrido por elas, relacionado ao Ciclo Brasiliano(Dardenne 2000,
Pimentel
et al
. 1999, 2000, Muzzi Magalhães 1989, Martins-Neto
et al
. 1997, 2001, Castro & Dardenne
2000 e Martins-Neto & Alkmim 2001).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
45
Figura 8. Foto de arenito e pelito (Canastra/Paranoá). Notar que a deformação e o
metamorfismo são bastante intensos quando comparados com a foto anterior. As camadas arenosas
encontram-se boudinadas e às vezes rompidas pelo esforço tectônico. As camadas pelíticas encontram-se
xistificadas. Em ambas as camadas as estruturas sedimentares primárias foram completamente perdidas.
Afloramento BSF-JC-118 às margens da MG-188, próximo à cidade de Coromandel/MG.
Este esforço compressivo, que se propagou de oeste para leste, deu origem ao conjunto de dobras
e falhas de empurrão com vergência para leste (Figuras 1, 3 e 9), que podem ser agrupadas em conjuntos
relativos a duas fases deformacionais distintas: (i) uma mais antiga caracterizada por um cinturão
epidérmico (
thin-skinned
) e (ii) uma posterior onde as falhas de empurrão envolvem o embasamento
(
thick-skinned
), conforme detalhado a seguir.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
46
Figura 9. Projeção estereográfica em diagrama de Schmidt (diagrama de pólos), mostrando
atitude de falhas aflorantes, das fases thin e thick-skinned. Notar direção NS e vergência para leste.
A expressão mais antiga deste evento compressivo na borda oeste da Bacia do São Francisco é um
cinturão epidérmico (
thin-skinned
) de antepaís (Figuras 1, 3, 10, 11 e 12) (Alkmim & Martins-Neto 2001,
Martins-Neto 2005, Romeiro Silva & Zalán 2005 e Coelho
et al.
2005), caracterizado por um
descolamento basal, aflorante na região de Cristalina/GO, coincidente com a base da Seqüência Bambuí
(Martins-Neto 2005, Coelho
et al.
2005). A expressão aflorante do descolamento marca, nesta região, o
limite oeste do cinturão epidérmico. O limite leste deste domínio, registrado pela falha mais distante da
frente de empurrão, é a denominada Falha de São Domingos (Figura 10). A leste da Falha de São
Domingos, observa-se, tanto em sísmica como em superfície, que as rochas da Seqüência Bambuí passam
a ter um comportamento sub-horizontalizado, ou seja, sem deformação tectônica (Figuras 3, 10 e 13).
Existe uma faixa externa dentro do cinturão epidérmico onde a distância maior entre as falhas proporciona
a preservação de camadas da Seqüência Bambuí (Figura 10). Esta região é mais extensa na parte sul, a
leste de Paracatu/MG (Coelho
et al
. 2005).
Os limites oeste e leste do cinturão epidérmico foram mapeados por meio da análise de imagem de
SRTM combinado com satélite e de afloramentos, e da integração destes com a sísmica (Figuras 11 e 12).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
47
Figura 10. Parte de uma linha sísmica em tempo na região oeste da Bacia do São Francisco
mostrando, em linhas gerais, o comportamento do cinturão epidérmico, bem como seu descolamento
basal, coincidente com a base da Seqüência Bambuí. A elipse mostra a região distal do leque imbricado,
onde as maiores distâncias entre as falhas permitiram a preservação de camadas sub-horizontalizadas da
Seqüência Bambuí.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
48
Figura 11. Mapa da região estudada com parte dos afloramentos descritos e as principais
estruturas identificadas. Observar a expressão do cinturão epidérmico na área estudada, cujos limites
oeste e leste são normalmente representados por falhas reversas, exceto na região de Cristalina/GO, onde
o limite é marcado pelo afloramento do descolamento basal (linha tracejada).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
49
Figura 12. Imagem de satélite mostrando os elementos estruturais do mapa da figura anterior,
incluindo os limites do domínio epidérmico de deformação.
Figura 13. Exemplo de afloramento do compartimento central da Bacia do São Francisco, sem
deformação tectônica. Afloramento BSF-JC-105 sob a ponte sobre o Rio do Sono na MG-408 que liga
Brasilândia de Minas a Pirapora/MG, a cerca de 80 km de Brasilândia.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
50
Dentro do cinturão epidérmico, os depósitos sedimentares encontram-se fortemente deformados,
dobrados e falhados, entretanto sem metamorfismo e com as estruturas primárias preservadas (Figura 14).
Figura 14. Exemplo de afloramento com as rochas do cinturão epidérmico bastante deformadas.
As estruturas sedimentares primárias encontram-se preservadas. Afloramento BSF-JC-30 em corte de
estrada na BR-251 que liga Unaí/MG a Brasília/DF próximo ao km 902.
Os estilos de deformação são diferentes para cada tipo reológico. Rochas mais competentes, como
os arenitos e carbonatos, tendem a quebrar ao serem deformados (Figuras 14 e 15), enquanto que rochas
menos competentes, mais pelíticas, tendem a acomodar os esforços de maneira plástica (Figura 16).
Figura 15. Exemplo de afloramento com as rochas do cinturão epidérmico mostrando rocha
carbonática deformada pelo empurrão. Afloramento BSF-JC-33 em pedreira carbonática junto à
barragem do Boqueirão, nas proximidades de Unaí/MG.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
51
Figura 16. Exemplo de afloramento com as rochas do cinturão epidérmico evidenciando a
deformação plástica observada nas rochas pelíticas (camada guia em amarelo). Afloramento BSF-JC-35
em corte de estrada na MG-202 que liga Unaí/MG a Arinos/MG a cerca de 13 km do trevo na saída de
Unaí.
Figura 17. Exemplo de afloramento com as rochas do cinturão epidérmico em zona de falha, onde
pode-se observar as camadas sub-verticalizadas (S
0
=252/90). Afloramento BSF-JC-73 em drenagem do
Ribeirão Canabrava em estrada secundária próxima a Canabrava (distrito de João Pinheiro/MG).
As falhas ocorrem na forma de leques imbricados, sendo observadas tanto em sísmica (Figuras 3 e
10) quanto em afloramento (Figuras 17, 18 e 19). Quando isto acontece, encontramos as camadas da
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
52
Seqüência Bambuí mergulhando com altos ângulos. Também é comum nestes casos a zona de falha estar
caracterizada por uma zona de deformação rúptil que pode atingir até cerca de 10 m de largura (Figuras
18 e 19). Nos domínios entre as falhas de empurrão, as camadas encontram-se muito dobradas e
deformadas (Figura 14, 15 e 16).
Figura 18. Exemplo de afloramento de falha reversa do cinturão epidérmico, onde observam-se
rochas areno-pelíticas na capa e rochas silto-argilosas na lapa. Afloramento BSF-JC-34 em corte de
estrada MG-202 que liga Unaí/MG a Arinos/MG a cerca de 3 km do trevo na saída de Unaí.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
53
Figura 19. Detalhe da foto anterior mostrando a deformação rúptil associada à zona de falha.
As falhas reversas da fase deformacional posterior com envolvimento do embasamento,
thick-
skinned
, na porção mais externa da bacia, envolvem o embasamento e a coluna sedimentar, em parte como
falhas cegas (
blind thrusts
), não rompendo em superfície (Figura 20, região de Cristalina/GO), em parte
rompendo na superfície (Figura 21, região de Paracatu/MG). Muitas destas falhas são nucleadas sobre as
falhas normais do evento distensivo (Figuras 3, 4, 20 e 21). A diferença em termos de metamorfismo entre
as regiões de Paracatu e Cristalina, mencionadas anteriormente, são explicadas pelo rompimento em
superfície das falhas que afetam o embasamento, na região de Paracatu, expondo rochas oriundas de níveis
crustais mais profundos, pertencentes às seqüências Canastra/Paranoá e Vazante.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
54
Figura 20. Parte de uma linha sísmica em tempo na borda oeste da Bacia do São Francisco, na
região de Cristalina/GO, mostrando as falhas de empurrão com vergência para leste envolvendo o
embasamento. Ressalta-se aqui que estas são falhas cegas, nesta região.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
55
Figura 21. Parte de uma linha sísmica em tempo na borda oeste Bacia do São Francisco, na
região de Paracatu/MG, mostrando as falhas de empurrão envolvendo o embasamento aflorando na
extremidade oeste da linha. A primeira falha a oeste, aflorante na região do Morro do Ouro, coloca
rochas da Seqüência Canastra/Paranoá sobre rochas da Seqüência Vazante, enquanto a segunda coloca
estas rochas sobre depósitos da Seqüência Bambuí, estas sem nenhum metamorfismo.
A tectônica de cavalgamento
thin-skinned
foi, conforme esperado tendo em vista outros exemplos
bem estudados (p.ex., Cruz 2004 e Cruz & Alkimim 2005), anterior aos falhamentos da fase de
embasamento envolvido, a julgar por critérios sísmicos que mostram estes últimos deformando ou mesmo
rompendo o descolamento basal da tectônica
thin-skinned
(Figura 22). Este aspecto fica bem caracterizado
na seção da Figura 20, onde as falhas envolvendo o embasamento (neste caso cegas), soerguem o conjunto
de rochas das seqüências Canastra/Paranoá e Bambuí, caracterizando o alto da cidade de Cristalina/GO
como uma grande dobra de propagação de falha (
fault-propagation fold
), que envolve o descolamento
basal do cinturão epidérmico (Martins-Neto, 2005).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
56
Na borda leste da Bacia do São Francisco, região próxima à Serra da Água Fria, a sísmica nos
mostra que a fase compressiva que afetou a região durante o Ciclo Brasiliano (Martins-Neto
et al
. 1997,
2001, Pedrosa-Soares
et al
. 2000, 2001, Alkmim & Martins-Neto 2001) gerou um cinturão de antepaís
com falhas reversas que envolvem toda a seção sedimentar até o embasamento (Figura 23), em parte cegas
como na cobertura da linha sísmica, em parte aflorantes como a sul da linha na região da Serra da Onça.
Figura 22. Parte de uma linha sísmica em tempo próxima à borda oeste Bacia do São Francisc,
mostrando as falhas reversas da fase embasamento envolvido deformando o descolamento basal da fase
epidérmica de deformação e, assim, confirmando a cronologia destes eventos.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
57
Figura 23. Parte de uma linha sísmica em tempo próxima à borda leste Bacia do São Francisco,
na região da Serra da Água Fria, mostrando as falhas reversas cegas com vergência para oeste e que
envolvem o embasamento.
DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
Algumas conclusões puderam ser tiradas e/ou corroboradas por meio da execução deste trabalho:
Foram reconhecidos e caracterizados três grandes eventos tectônicos responsáveis pela formação e
deformação das diversas etapas evolutivas da Bacia do São Francisco:
(i) um evento distensional responsável pela formação de duas bacias do tipo rifte/margem passiva,
uma a oeste (Canastra/Paranoá) e outra a leste (Macaúbas) dos domínios do Cráton do São Francisco,
iniciado, respectivamente, a cerca de 1300-1200 Ma nos domínios da Faixa Brasília e a cerca de 900 Ma
nos domínios da Faixa Araçuaí;
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
58
(ii) um evento transpressivo, responsável pelo desenvolvimento de flores positivas na porção
cratônica da bacia, que afetam sobretudo a Seqüência Canastra/Paranoá e não a Seqüência Bambuí,
desenvolvendo uma proeminente discordância entre estas unidades; e
(iii) um evento de natureza compressiva ligado ao Ciclo Brasiliano, responsável pela formação de
uma bacia do tipo
foreland
sobre o Cráton do São Francisco (Bacia Bambuí) e de dois cinturões de
antepaís, o primeiro a oeste, com dobras e falhas reversas com vergência para leste chegando a envolver
até o embasamento na borda da bacia e com um domínio
thin-skinned
. O segundo, a leste, com as dobras e
falhas de empurrão com vergência para oeste.
Diante do exposto, algumas questões permanecem em aberto:
1- O ponto onde a falha de empurrão da fase envolvendo o embasamento que aflora na região de
Paracatu/MG torna-se cega para norte em direção a Cristalina/GO (Figuras 11 e 12) não pôde ser mapeado
no campo e não foi contemplado pela sísmica. Trabalhos de campo de detalhe são necessários no sentido
de mapear esta feição.
2- Alguns raros afloramentos sugerem a contribuição das transcorrências, mapeadas na sísmica e
mencionadas, dentre outros, por Muzzi Magalhães (1989) e por Alkmim & Martins-Neto (2001), na
construção geométrica das estruturas observadas. Entretanto, por tratar-se de um trabalho regional, a
escala do mapeamento de campo não nos permitiu concluir a este respeito.
3- É de suma importância no entendimento da evolução da Bacia do São Francisco, que estudos
litogeoquímicos e geocronológicos sejam levados a cabo para uma melhor amarração do contexto
geotectônico e idades deposicionais das diferentes unidades da bacia.
AGRADECIMENTOS: À PETROBRAS pela liberação do primeiro autor para dedicação a
projeto de mestrado e pela cessão da imagem de satélite da área, fornecida pelo Geólogo J.B.L. Françolin.
Ao CNPq por concessão de Bolsa de Produtividade em Pesquisa a MAMN, vinculada ao projeto. À ANP
pela cessão dos dados para fins acadêmicos. À Landmark pela cessão do pacote de softwares para fins
acadêmicos. À Ufop e à Capes pelo aluno bolsista do PET Marcelo de Souza Marinho para dedicar-se a
este projeto. Aos revisores da RBG pelas valiosas contribuições. Finalmente, à interação universidade-
indústria (em especial devida à Ufop, Fundação Gorceix e Petrobras) que possibilita um saudável e
prolífero intercâmbio de experiências.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
59
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Docência, 89p.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
62
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
63
CAPÍTULO 4
ARTIGO 2
Artigo em sua primeira versão a ser revisado e submetido ao Boletim de Geociências da Petrobras
INTEGRAÇÃO DE DADOS DE SUPERFÍCIE, SUB-SUPERFÍCIE, LITOGEOQUÍMICA
Sm-Nd E DATAÇÕES U-Pb SHRIMP NA BORDA OESTE DA BACIA DO SÃO
FRANCISCO, MINAS GERAIS.
Coelho,J.C.C.
1,2
; Martins-Neto,M.A.
2,3
, Pedrosa-Soares,A.C.
4
, Nelson, D.
5
e Marinho,M.S.
2
1- Petroleo Brasileiro S/A – Petrobras Av Republica do Chile, 65 Rio de Janeiro-R.J.
julio.cesar@petrobras.com.br
2- Universidade Federal de Ouro Preto, Escola de Minas, Departamento de Geologia.
3- NUPETRO-Núcleo de Geologia do Petróleo, Fundação Gorceix, Ouro Preto/MG
marcelo@nupetro.com.br
4- CPMTC-IGC-UFMG, Campus Pampulha, Belo Horizonte, M.G.
5- Curtin University, Perth, Western Australia
Abstract.
A LITOGEOCHEMISTRY, U-Pb SHRIMP DATING AND FIELD DATA INTEGRATION
CONTRIBUTING TO A BETTER UNDERSTANDING OF THE EVOLUTION OF WESTERN SÃO
FRANCISCO BASIN, MINAS GERAIS. The western border of the São Francisco Basin (Minas Gerais
State, Brazil) was involved in the Neoproterozoic east-verging Brasília fold-thrust belt. Two different
structural domains are recognized. The western domain is dominated by thick-skinned tectonics, including
basement faults. The thick-skinned thrusts carried up to the surface the Mesoproterozoic to
Neoproterozoic stratigrafic units of the Canastra-Paranoá sequence. The thin-skinned eastern domain
shows a detachment zone very well defined by seismic data. This data indicate that the thin-skinned
domain detachment corresponds to the base of the Neoproterozic Bambui sequence, suggesting that the
stratigraphic units above the detachment belong to the Bambuí sequence. Detritical zircon U-Pb SHRIMP
ages indicate that the shallow water marine sandstones of the Canastra-Paranoá sequence, located in the
surroundings of Cristalina town, have a maximum sedimentation age older than the maximum age of the
Bambui turbiditic sandstones found in the vicinities of Unaí town The U-Pb data, together with
provenance evidences from litogeochemistry analysis on clastic sediments of both areas confirm the
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
64
seismic interpretation that the thin-skinned domain rocks belong to the Bambui sequence. The comparison
of the litogeochemistry data of the Bambuí Sequence, that suggest provenance from an orogenic region,
with the Vazante Group litogeochemistry data, that indicate an stable cratonic source rich in potassic
rocks, also precludes the correlation between the Bambui sequence and the Vazante Group. Sm-Nd TDM
model ages of sedimentary rocks from both units also corroborate this interpretation.
Keywords: São Francisco Basin, thin-skinned, U-PB Shrimp, litogeochemistry , seismic.
Resumo A borda oeste da Bacia do São Francisco é um cinturão de antepaís relacionado à Orogenia
Brasiliana, que apresenta dobras e falhas de empurrão vergentes para leste, compartimentada em dois
domínios estruturais distintos. O domínio oeste, na borda da bacia, é do tipo
thick-skinned tectonics
, e
apresenta falhas que envolvem o embasamento e são responsáveis por colocar em superfície unidades
estratigráficas mesoproterozóico-neoproterozóicas da Seqüência Canastra-Paranoá. O domínio leste
caracteriza-se por tectônica epidérmica, apresentando descolamento basal nitidamente visualizável em
seção sísmica. Este domínio envolve a Seqüência Bambuí, de idade neoproterozóica. A interpretação
sísmica indica que o descolamento basal deste domínio corresponde à base da Seqüência Bambuí,
sugerindo que as unidades estratigráficas dentro do domínio pertencem a esta unidade. Idades U-Pb
SHRIMP de zircões detríticos indicam que os arenitos marinho-rasos da Seqüência Canastra-Paranoá,
situados nos arredores de Cristalina, têm idade máxima de sedimentação mais antiga que a idade dos
arenitos turbidíticos da Seqüência Bambuí, aflorantes na região de Unaí. Estes dados, associados às
interpretações de proveniência baseadas em análises litogeoquímicas dos sedimentos detríticos de ambas
as unidades, corroboram os resultados da interpretação sísmica de que as rochas do domínio epidérmico
pertencem à Seqüência Bambuí. A comparação dos dados litogeoquímicos da Seqüência Bambuí, que
indicam fontes sedimentares em uma região orogênica com contribuição de arcos magmáticos, com dados
do Grupo Vazante, que indicam fontes em região cratônica rica em rochas magmático-metamórficas
potássicas, descartam a correlação entre estas unidades. Idades modelo Sm-Nd das rochas sedimentares
destas unidades corroboram a interpretação de proveniências diferentes para os sedimentos da Seqüência
Grupo Bambuí em relação aos do Grupo Vazante.
Palavras-chave
: Bacia do São Francisco, tectônica epidérmica, U-Pb SHRIMP, litogeoquímica, sísmica.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
65
INTRODUÇÃO
A Bacia do São Francisco, por sua posição geográfica na região sudeste, próxima a grandes
centros consumidores, vem despertando interesse de diversos estudiosos em variadas áreas. O
entendimento da evolução tectônica da bacia, do seu arcabouço estrutural e de sua estratigrafia é de
fundamental importância para o conhecimento científico, assim como para estudos aplicados à prospecção
de recursos energéticos, dentre outros.
A integração de dados de superfície, sísmicos, de poços, idades U-Pb SHRIMP e litogeoquímicos
é uma abordagem que busca encontrar parâmetros interpretativos sólidos, com alto potencial para um
melhor entendimento da evolução tectônica da bacia. Este trabalho enfoca principalmente a borda oeste da
Bacia do São Francisco e tem como objetivo caracterizar, sob a ótica da abordagem integrada de dados, o
arcabouço estrutural e estratigráfico da bacia nesta região de Minas Gerais. Esta abordagem tem como
base trabalhos anteriores, de vários autores, dentre eles Dardenne (1978a e b) e Alkmim & Martins-Neto
(2001). Este trabalho, de cunho regional, englobou do noroeste do Estado de Minas Gerais até a cidade de
Cristalina-GO. A delimitação da área foi definida pelas linhas sísmicas liberadas pela ANP (Figura. 1).
Utilizamos as seqüências deposicionais de primeira ordem listadas na Tabela 1 (Martins-Neto &
Alkmim, 2001). Estas seqüências são reconhecidas em sísmica e compõem a subdivisão que melhor se
encaixou nos objetivos do trabalho (sem, entretanto, perder de vista a litoestratigrafia tradicional).
Seqüência
Idade (Ma) Tipo de Bacia Litoestratigrafia Referências
Areado/Mata da
Corda/Urucuia
140/70 sinéclise
Grupos Areado/Mata da
Corda/Urucuia
10,11
Santa Fé 350/270 sinéclise Grupo Santa Fé 10
Bambuí 740/600 foreland
Grupos Bambuí,
Vazante e correlatos
2,3,8,9
Macaúbas 900/650
rifte/margem
passiva
Grupo Macaúbas 2,5,6,7
Canastra/Paranoá 1300/950
rifte/margem
passiva
Grupos Canastra e
Paranoá
3,4,5
Espinhaço/Araí 1730/1500 rifte/sag
Supergrupos Espinhaço
e Araí
1,2,3
Tabela 1. Seqüências sedimentares pós-1,8 Ga encontradas na região estudada da Bacia do São
Francisco (modificado de Martins-Neto & Alkmim 2001). (1) Martins-Neto (1998, 2000), (2) Martins-
Neto et al. (2001), (3) Dardenne (2000), (4) Pereira (1992), (5) Pimentel et al. (1999, 2000), (6) Martins-
Neto & Hercos (2002), (7) Pedrosa-Soares et al. (2001), (8) Martins-Neto et al. (1997), (9) Castro &
Dardenne (2000),(10) Sgarbi et al. (2001), (11) Sawasato (1995)
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
66
Figura 1. Mapa de localização da área estudada mostrando a localização do poço 1-RF-1-MG,
das linhas sísmicas utilizadas (traços em azul), bem como dos afloramentos visitados (pontos em azul).
GEOLOGIA REGIONAL
A Bacia do São Francisco tem cerca de 500.000 km
2
, englobando partes dos estados de Minas
Gerais, Bahia e Goiás. Engloba o conjunto de coberturas sedimentares da porção sul do Cráton do São
Francisco, depositadas após a estabilização do embasamento cratônico, a partir de 1,8 Ga (Alkmim &
Martins-Neto 2001). O presente trabalho focaliza parte da região oeste da bacia (Figura 1). Nesta região,
grupos de estruturas diferentes podem ser observados tanto em superfície quanto em subsuperfície e
podem ser associados aos diversos eventos tectônicos ocorridos na bacia (Figuras 2,3, 4, e 5).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
67
Estratigrafia e Tectônica
As seqüências deposicionais que ocorrem na região enfocada, afetadas estruturalmente após 1,8
Ga, são: Seqüência CanastraParanoá e seus correlatos, de idade mesoproterozóica a neoproterozóica;
Seqüência Vazante, de idade indefinida, e Seqüência Bambuí, do Neoproterozóico (Tabela 1 e Figuras 3 e
5).
A Seqüência Canastra-Paranoá é composta basicamente por arenitos e pelitos, com alguma
contribuição carbonática (Dardenne 1978a, 1981 e 2000). Reconhecem-se, em sísmica, fases
deposicionais distintas, cada uma com suas sismofácies características (Martins-Neto 2005). A primeira
seqüência deposicional está associada ao início de um ciclo divergente global que teria levado à quebra do
Supercontinente Rodínia (Brito Neves
et al
. 1993, Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos 2000,
Alkmim
et al
. 2001, Martins-Neto
et al
. 2001, Pedrosa-Soares
et al
. 2001). Este processo de rifteamento
acarretou o desenvolvimento de bacias do tipo rifte-margem passiva em ambos os lados do
Paleocontinente São Francisco. A oeste implantou-se a Bacia Canastra/Paranoá e a leste a Bacia Macaúbas
(Martins-Neto
et al
. 1997, Dardenne 2000, Martins-Neto & Hercos 2002, Martins-Neto
et al
. 2001,
Alkmim
et al
. 2001, Pedrosa-Soares
et al
. 2001).
Os sedimentos da fase rifte da Bacia Canastra-Paranoá, por tratarem-se dos mais antigos da bacia,
com idade estimada em ca. 1300-1200 Ma (Dardenne 2000, Pimentel
et al
. 2000, Martins-Neto & Alkmim
2001), não possuem registro em afloramentos na região estudada.
Na borda leste da Bacia do São Francisco, os depósitos da fase rifte, iniciada há ca. 900 Ma,
encontram-se aflorantes e são representados pelas unidades basais da Seqüência Macaúbas. Uma
discordância de primeira ordem é associada a depósitos de geleira que constituem o conjunto litológico
desta fase (Martins-Neto
et al
. 1997, 2001, Martins-Neto & Alkmim 2001).
Acima desta seqüência rifte, um conjunto de seqüências de margem passiva completa esta etapa
tectono-sedimentar (Martins-Neto & Alkmim 2001, Martins-Neto 2005). Estas seqüências teriam sido
depositadas, na borda oeste (Bacia Canastra-Paranoá), no período de 1200 Ma a 740 Ma (Dardenne 2000,
Pimentel
et al
. 1999, 2000, Martins-Neto
et al
. 2001, Martins-Neto & Alkmim 2001). A idade mínima de
740 Ma é especulativa, na medida em que é baseada na idade máxima da Seqüência Bambuí dada pela
datação dos carbonatos basais da Formação Sete Lagoas (740+/-22 Ma, Babinski e Kaufman 2003).
As idades de 900 Ma (Pimentel
et al.
1999, 2000) para os arcos magmáticos intraoceânicos mais
antigos da Faixa Brasília indicam que a margem passiva Canastra-Paranoá se desenvolveu
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
68
simultaneamente em relação àqueles arcos, na borda oeste do Paleocontinente São Francisco. O
mapeamento sísmico (Figuras 2, e 4) mostra que, nas latitudes de abrangência deste trabalho, os depósitos
da margem passiva Canastra-Paranoá estendem-se por sobre o Cráton do São Francisco, onde estão
encobertos pelas seqüências Macaúbas e Bambuí, até próximo aos domínios da Serra da Água Fria.
Já na borda leste, a sedimentação de margem passiva da Bacia Macaúbas teria se depositado no
período de 850 a 630 Ma (Pedrosa-Soares
et al
. 2000, Martins-Neto
et al
. 2001, Martins-Neto & Alkmim
2001).
Sistemas de margens ativas associados a zonas de subducção têm seus registros em ambas as
faixas móveis que limitam, a leste e oeste, a Bacia do São Francisco. Na Faixa Brasília esta fase é
representada pela Seqüência Araxá-Ibiá, cujos registros indicam idades de 900 a 650 Ma (Dardenne 2000,
Pimentel
et al.
1999, 2000 e Martins-Neto & Alkmim 2001). Pedrosa-Soares
et al.
(2000 e 2001) sugerem
o período de 630 a 585 Ma para a edificação do arco magmático do Orógeno Araçuaí e bacias
relacionadas.
Uma bacia do tipo
foreland
instalou-se no domínio cratônico, sob regime tectônico flexural por
sobrecarga (Martins-Neto
et al
. 1997, 2001, Castro & Dardenne 2000, Martins-Neto & Alkmim 2001),
separada em alguns pontos mais centrais da bacia por uma discordância estimada em ca. 150 Ma. Estes
depósitos correspondem à Seqüência Bambuí (Figuras 2, 3, 4, e 5), cujas unidades são constituídas, em
sua grande maioria, por rochas carbonáticas e pelíticas (Dardenne 1978a, 1981 e 2000). Arenitos (em
parte turbidíticos) e conglomerados também são descritos como pertencentes a esta seqüência,
principalmente na porção a norte da área estudada (Martins-Neto 2005) e no sudoeste da bacia
(Conglomerado Samburá, Castro & Dardenne 2000). Registros bibliográficos indicam idades entre 740 e
530 Ma para estes depósitos (Martins-Neto
et al
. 1997, 2001, Castro & Dardenne 2000, Martins-Neto &
Alkmim 2001, Babinski & Kaufman 2003).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
69
Arcabouço Estrutural e Metamorfismo
A Bacia do São Francisco na região estudada (Figura 1) apresenta uma compartimentação
estrutural e metamórfica que espelha a sua evolução tectônica.
A Bacia do São Francisco pode ser dividida em três compartimentos tectônicos (Alkmim
et al.
1993, 1996, Alkmim & Martins-Neto 2001): (i) um compartimento oeste, que corresponde à porção
externa da Faixa Brasília, com vergência tectônica para leste; (ii) uma porção central onde as unidades
neoproterozóicas da Seqüência Bambuí encontram-se praticamente indeformadas e, (iii) um
compartimento leste, que corresponde à porção externa da Faixa Araçuaí, com vergência tectônica para
oeste. Observa-se ainda que o grau de metamorfismo decresce das faixas móveis rumo à bacia. Nos
compartimentos oeste e central o metamorfismo é inexistente, sendo de baixo grau no compartimento
leste.
COMPARTIMENTO OESTE
O compartimento tectônico situado na parte oeste da Bacia do São Francisco interessa diretamente
ao presente trabalho. Na área estudada, este compartimento pode ser subdividido em duas porções: uma
situada a norte, na região de Cristalina-Unaí-Bonfinópolis de Minas, e outra a sul, na região de Vazante-
Paracatu-João Pinheiro.
Na porção sul, as rochas encontradas são predominantemente correspondentes à Seqüência
Bambuí, as quais não apresentam metamorfismo. Na parte oeste desta porção encontram-se rochas da
Seqüência Vazante, afetadas por metamorfismo de baixo grau, bem como da Seqüência Canastra-Paranoá
(região de Paracatu), que mostram um metamorfismo na fácies xisto verde.
As principais estruturas observadas nesta região são dobras e falhas reversas orientadas,
preferencialmente, segundo NNE-SSW, com vergência para leste (Dardenne 1978b, Bacellar 1989, Muzzi
Magalhães 1989, Muzzi Magalhães
et al
. 1989, Alkmim & Martins-Neto 2001). Observam-se ainda falhas
transcorrentes, principalmente um feixe sinistral de direção N60W que afeta o embasamento (Muzzi
Magalhães 1989 e Valeriano 1999). Segundo Muzzi Magalhães (1989), este feixe de falhas teria se
nucleado tardiamente no Evento Brasiliano, uma vez que afeta as dobras e falhas pré-existentes.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
70
Na porção norte observa-se que as estruturas dominantes compõem um cinturão epidérmico de
antepaís. Tais estruturas são dobras de vários tipos e dimensões, falhas reversas e transcorrências dextrais,
todas elas relacionadas ao mesmo evento tectônico do Ciclo Brasiliano (Dardenne 1978b, Fonseca &
Dardenne 1993, Romeiro Silva
et al.
1998, Alkmim & Martins-Neto 2001 e Martins-Neto 2005). As
transcorrências têm orientação NE-SW, enquanto que as dobras e falhas mostram seus traços estruturais
orientados, preferencialmente, segundo NNW-SSE com vergência para ENE (Alkmim & Martins-Neto
2001). As rochas encontradas nesta região pertencem, na sua maioria, à Seqüência Bambuí. A exemplo do
ocorrido na porção sul, estas rochas são livres de metamorfismo. Entretanto, na parte proximal à faixa
Brasília, em Cristalina, as rochas da Seqüência Canastra-Paranoá exibem metamorfismo incipiente
(Dardenne 1978b, Alkmim & Martins-Neto 2001, Martins-Neto 2005, Coelho
et al
. 2005).
METODOLOGIA E BASE DE DADOS
O presente estudo integra dados de diferentes fontes, com ênfase na interpretação de linhas
sísmicas 2D e do poço 1-RF-1-MG (cujos dados foram disponibilizados pela ANP-Agência Nacional do
Petróleo), bem como na correlação destes dados com a geologia de superfície (Figura 2).
O primeiro passo foi a amarração do poço 1-RF-1-MG com a sísmica. Para isto foi gerado um
sismograma sintético usando o programa Syntool (Landmark), efetuada calibração da função velocidade
versus
profundidade usando os perfis sônicos e
checkshots
, determinados topos litoestratigráficos e
quebras nos perfis elétricos do poço, assim como a calibragem dos marcos elétricos e litológicos com o
sinal sísmico.
Em seguida efetuou-se a interpretação das linhas sísmicas por meio do software Seisworks 2D
(Landmark) com o rastreamento dos principais marcos/horizontes sismoestratigráficos e falhas. Com isso,
estes marcos/horizontes sismoestratigráficos e falhas mapeadas foram amarrados com a geologia de
superfície.
Nesta etapa foram realizadas sete viagens ao campo totalizando 40 dias de trabalho e 174
afloramentos descritos (Figura 2). Em afloramentos selecionados foram coletadas amostras para
petrografia e geoquímica. Foram também coletadas amostras nos poços 1-RF-1-MG (Petrobras) e MASA-
329, este último pertencente à Votorantim Metais, Vazante. Foram feitas lâminas delgadas de amostras
selecionadas e parte delas foi enviada para diferentes laboratórios para realização de análises
litogeoquímicas e isotópicas.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
71
As análises litoquímicas foram realizadas no laboratório Actlabs (Canadá), conforme o pacote
analítico WRA+Trace/4Litho Research, para determinação de elementos maiores e traços (incluindo terras
raras) por meio de equipamento ICPMS. Este mesmo conjunto de amostras foi enviado para o Laboratório
de Geocronologia da Universidade de Brasília para determinação isotópica pelo método Sm-Nd. Os
resultados foram trabalhados nos programas Minpet 2.0 e Excel 2003. Duas amostras (arenito Canastra-
Paranoá e turbidito Bambuí) foram enviadas para a Universidade de Curtin (Austrália) para datação U-Pb
pelo método SHRIMP (Sensitive High Resolution Ion Microprobe).
Os dados coletados no campo foram então organizados, georreferenciados e interpretados em
base GIS no software ArcView. Os dados estruturais foram tratados, também, através do software DIPS.
Com todos estes dados em mãos foi realizada a integração final e a elaboração de um novo mapa
geológico para a área, que sugere mudanças em relação a mapas anteriores da COMIG/CPRM-2003.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
72
RESULTADOS
A Bacia do São Francisco, na região estudada, tal como definida por Alkmim & Martins Neto
(2001), pode ser compartimentada, tanto em superfície quanto em subsuperfície, seguindo critérios
evolutivos e tectônicos.
A evolução tectônica da Bacia do São Francisco relaciona-se ao cenário geotectônico atualmente
observado, no qual dois orógenos colisionais (Brasília, a oeste, e Araçuaí, a leste) são separados por uma
região cratônica preservada dos eventos compressivos que deformaram as bordas da bacia. Como
resultado desta conformação a bacia pode ser dividida estruturalmente nos compartimentos oeste, central e
leste (Alkmim & Martins Neto 2001). A interpretação sísmica associada ao conjunto de dados de
superfície e de poço confirma esta divisão estrutural (Figuras 2, 3, 4, e 5).
O presente trabalho estudo focaliza o compartimento oeste da bacia. Neste compartimento
reconhecem-se dois domínios estruturais (Figuras 2, 3, 4, e 5). O primeiro é um domínio epidérmico de
deformação que vai da borda oeste da bacia até a falha de São Domingos. O segundo é um domínio com
falhas que envolvem o embasamento, facilmente reconhecido em seção sísmica (Martins-Neto 2005,
Coelho
et al.
no prelo).
O domínio epidérmico de deformação é caracterizado por uma seqüência de falhas de empurrão,
formando um leque imbricado, com vergência para leste. Estas falhas estão nucleadas a partir de uma
superfície de descolamento basal. Esta superfície, de acordo com amarração feita entre os perfis do poço
1-RF-1-MG e a sísmica, encontra-se próxima à base da Seqüência Bambuí e corresponde ao topo da
sucessão associada à glaciação que teria dado origem à Formação Carrancas (Figura 6).
Figura 2. Seção sísmica em tempo (TWT) do domo de Cristalina, a oeste, ao flanco oeste da Serra da Água Fria, na borda leste da Bacia
do São Francisco. A seção mostra os horizontes estratigráficos mapeados, bem como os diferentes estilos estruturais reconhecidos. Observe a
base da Seqüência Bambuí que aflora próximo às extremidades oeste e leste da seção, bem como a coincidência desta feição com o descolamento
basal da deformação epidérmica na metade oeste da seção.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
74
Figura 3. Seção geológica esquemática baseada em seção sísmica em tempo, desde o domo de Cristalina, a oeste, ao flanco oeste da Serra
da Água Fria, na borda leste da Bacia do São Francisco, mostrando as seqüências estratigráficas, bem como os diferentes estilos estruturais.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
75
Figura 4. Seção sísmica em tempo (TWT) desde a região de Paracatu, a oeste, ao flanco oeste da Serra da Água Fria, na borda leste da
Bacia do São Francisco, mostrando os horizontes estratigráficos mapeados, bem como os diferentes estilos estruturais. Observe as falhas da fase
embasamento envolvido de deformação. Nas extremidades oeste e leste da seção aflora o descolamento basal da deformação epidérmica.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
76
Figura 5. Seção geológica esquemática baseada em seção sísmica em tempo, da região de Paracatu, a oeste ao flanco oeste da Serra da
Água Fria, na borda leste da Bacia do São Francisco, mostrando as seqüências estratigráficas, bem como os diferentes estilos estruturais.
Figura 6: Parte de uma seção sísmica em tempo mostrando a amarração do poço 1-RF-1-MG
com a sísmica. Notar que a superfície mapeada como correspondente ao descolamento basal da fase
epidérmica de deformação está próxima à base da Sequência Bambuí.. Observar que o poço parou ainda
dentro da Formação Carrancas (Base do Bambuí – refletor amarelo).
O mapeamento desta superfície de descolamento, em toda a extensão das seções sísmicas
estudadas (Figuras 2 e 4), indica que as rochas da Seqüência Bambuí dentro do domínio epidérmico de
deformação encontram-se dobradas e falhadas como resultado do esforço tectônico de oeste para leste,
atribuído ao Evento Brasiliano. Pode-se observar ainda que as rochas da Seqüência Canastra-Paranoá,
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
78
mais antigas que as da Seqüência Bambuí, não foram afetadas neste evento deformacional (Figuras 2, 3, 4,
e 5).
O efeito da deformação nas rochas da Seqüência Bambuí dentro do domínio epidérmico de
deformação é variável, dependendo da sua reologia e da posição e/ou distância em relação à falha (Figuras
7, 8 e 9). Nas rochas mais competentes, como os arenitos, a feição predominante são as dobras do tipo
chevron (Figura 7 – foto 2). Já nas rochas menos competentes, como as rochas pelíticas, observam-se
dobras mais assimétricas, com geometrias mais complexas (Figuras 7 – foto 4). Neste domínio as rochas
não apresentam qualquer metamorfismo.
No domínio das falhas com o embasamento envolvido, observa-se o afloramento destas falhas a
sul, na região de Paracatu (Figuras 4 e 5), enquanto a norte as falhas desta fase de deformação não afloram
em superfície (Figuras 2 e 3), sendo caracterizadas na sísmica como falhas de empurrão cegas (blind
thrusts). Neste último caso observa-se a deformação do descolamento basal do cinturão epidérmico pelas
falhas cegas que envolvem o embasamento. A sul, os afloramentos das falhas com embasamento
envolvido trazem à superfície rochas de domínios crustais mais profundos, com intensidade de
deformação consideravelmente maior (Figura 8 – fotos 7 e 8). O metamorfismo atinge a fácies xisto verde.
Na região norte deste domínio, onde estas falhas são cegas, as rochas situadas abaixo do descolamento,
aflorantes na região de Cristalina, mostram deformação e metamorfismo incipientes (no máximo, observa-
se discreta recristalização dos quartzo-arenitos da Seqüência Canastra-Paranoá). As estruturas
sedimentares permanecem totalmente preservadas (Figura 7 – foto 1). São comuns fraturas preenchidas
por quartzo e/ou outros minerais, como turmalina, provenientes da percolação de fluidos hidrotermais
diagenéticos (Figura 9 – foto 1b).
Figura 7. A figura mostra os aspectos deformacionais das diferentes rochas de acordo com a reologia e com a sua localização em relação
às falhas (para localização das fotos em relação aos estilos tectônicos ver figura 2). 1-Arenito da Seqüência Canastra-Paranoá em Cristalina sem
deformação ou metamorfismo; 2-Turbiditos intercalados em pelitos da Seqüência Bambuí em afloramento próximo a Unaí, estrada para Brasília,
mostrando o estilo deformacional com dobras em chevron; 3- Turbiditos e pelitos da Seqüência Bambuí em zona de falha. Afloramento próximo a
Unai, na estrada para Arinos; 4-Pelitos da Seqüência Bambuí em afloramento na estrada Unaí –Arinos mostrando o estilo deformacional de
dobras abertas e assimétricas; 5-Carbonatos dobrados da Seqüência Bambuí mostrando cavalgamento. Afloramento em zona de falha em
pedreira junto à barragem do Boqueirão a Norte de Unaí; 6-Afloramento da Seqüência Bambuí junto à falha de São Domingos em corte estrada
entre Unaí e Arinos mostrando camadas de arenitos e pelitos subvertivalizados..
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
80
Figura 8. A figura mostra os aspectos deformacionais de diferentes rochas de acordo com a reologia e com a sua localização em relação
às falhas (para localização das fotos em relação aos estilos tectônicos ver figura 4). 7- Aforamento no Morro da Mina em Paracatu mostrando
pelitos totalmente deformados e metamórficos da Seqüência Canastra-Paranoá; 8-Aforamento próximo à cidade de Vazante mostrando pelitos
deformados da Seqüência Vazante; 9-Afloramento junto a zona de falha próximo a Santo Antônio do Boqueirão mostrando pelitos
subverticalizados da Seqüência Bambuí; 10-Ritmitos carbonáticos da Seqüência Bambuí em pedreira abandonada junto à falha de João Pinheiro,
às margens da BR-040 na saída de João Pinheiro para Paracatu mostrando alta deformação e ausência de metamorfismo; 11-Cachoeira do
Garimpo próximo à estrada João Pinheiro-Brasilândia mostrando as rochas da Seqüência Bambuí da porção “paraautóctone” indeformadas; 12-
Afloramento do Rio do Sono na estrada Brasilândia-Pirapora mostrando as rochas da Seqüência Bambuí subhorizontalizadas e indeformadas.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
81
Figura 9. Aspectos das rochas estudadas em lâmina delgada. Observar as diferenças composicionais e deformacionais das diferentes
unidades amostradas. A numeração das amostras se refere às figuras 2 e 4. 1 e 1b-Quartzo-arenitos da Seqüência Canastra-Paranoá na cidade de
Cristalina, mostrando ausência de metamorfismo e “over grow” de quartzo e turmalina (1b) indicando percolação de fluido hidrotermal; 2 e 2b-
Arenito arcoseano e lítico sem metamorfismo da Seqüência Bambuí. Na figura 2b pode-se observar um “over grow” no feldspato; 3-Arenito lítico
da Seqüência Bambuí com bimodalidade granulométrica e indeformado; 4 e 4b- Pelitos da Seqüência Bambuí completamente deformados e sem
metamorfismo; 5-Oncólito indeformado mostrando apenas uma feição de dissolução por pressão; 6-Quartzo-arenito da Seqüência Bambuí junto à
falha de São Domingos mostrando alta deformação em uma faixa quase milonitizada; 7-Níveis arenosos deformados e boudinados em massa
pelítica, da Seqüência Canastra-Paranoá completamente deformada e levemente metamorfisada.
Em lâmina delgada estas diferenças podem também ser observadas. Os arenitos, por exemplo,
quase não sofreram deformação e/ou metamorfismo (Figura 9 – fotos 1, 2 e 3). Neste caso são comuns os
crescimentos secundários, tanto de quartzo (Figura 9-foto 1) quanto de feldspato (Figura 9 – foto 2b).
Junto a uma zona de falha, estes arenitos podem desenvolver aspectos miloníticos (Figura 9 – foto 6), com
alta deformação, porém ainda sem metamorfismo. As rochas pelíticas, por seu turno, mostram-se
completamente dobradas em escala de lâmina delgada (Figura 9 – foto 4 e 4b). Observa-se ainda que nas
rochas carbonáticas a deformação, nesta escala de observação, também é incipiente (Figura 9 – foto 5).
podendo ser notada apenas alguma dissolução por pressão (Figura 9 – foto 5).
Quando se trata de observar a deformação e metamorfismo nas rochas do domínio com
embasamento envolvido, nota-se que as rochas pelíticas adquirem aspecto de xisto e as porções arenosas
mostram os efeitos de boudinagem com sombras de pressão (Figura 9 – foto 7).
Na porção central da bacia as rochas ficaram preservadas de deformação e metamorfismo (Figura
9 – foto 12). As camadas são sub-horizontais e mostram estruturas sedimentares totalmente preservadas.
Estratigrafia
A interpretação estratigráfica da área estudada levou em conta as seqüências deposicionais de
primeira ordem (Tabela 1). Em termos da subsuperfície, a separação das unidades foi baseada nas
características sísmicas e amarrada nas bordas da bacia por afloramentos e na porção central pelo poço 1-
RF-1-MG (Figura 6).
A sequência deposicional mais antiga, identificada na área estudada, é a Seqüência Canastra-
Paranoá, cujos dados sísmicos mostram as fases rifte e margem passiva da bacia (Figuras 2, 3, 4, e 5). A
abertura oceânica deu origem a uma deposição em ambiente de margem passiva, cujo registro pode ser
subdividido em três seqüências de ordem inferior, cada uma delas caracterizada por feições
sismoestratigráficas diferentes (Figuras 2, 3, 4, e 5). A seqüência mais jovem (Seqüência Bambuí) foi
depositada em ambiente de bacia do tipo foreland. A idade máxima da Seqüência Bambuí é indicada pela
datação de sua unidade carbonática basal (Formação Sete Lagoas) em 740+/-22 Ma (Babinski & Kaufman
2003). Os sedimentos glaciogênicos da Formação Carrancas ocorrem, localmente, sob estes carbonatos.
Conforme mapeamento e amarração feitos na sísmica e no poço 1-RF-1-MG, a superfície de
descolamento basal da fase epidérmica de deformação corresponde aproximadamente à base da Seqüência
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
83
Bambuí. Portanto, espera-se encontrar em superfície, dentro deste domínio, rochas pertencentes à
Seqüência Bambuí. Assim sendo, e para tentar dirimir dúvidas pendentes em relação a algumas unidades
litoestratigráficas na região norte da área estudada (Figuras 1, 2, e 3), foram coletadas amostras dos
arenitos da Seqüência Canastra-Paranoá em Cristalina e dos turbiditos aflorantes próximo a Unaí. Estas
amostras foram enviadas para a Curtin University (Perth, Austrália) para datação de zircões detríticos pelo
método U-Pb SHRIMP.
Os dados U-Pb (Tabelas 2 e 3) destas duas amostras são inconclusivos, uma vez que os grãos de
zircão mais jovens, de ambas as amostras, têm idades entre 1,24 e 1,43 Ga. As demais populações de
zircão detrítico indicam fontes neoarqueana (2,71 a 2,5 Ga), transamazônica (2,17 a 1,80 Ga), estateriana
em torno de 1,75 Ga (rifts Araí e Espinhaço) e fontes mesoproterozóicas com idades entre 1,5 e 1,2 Ga,
para ambas as amostras. As fontes mesoproterozóicas (1,5 - 1,2 Ga) são tentativamente interpretadas como
oriundas de episódios magmáticos anorogênicos, provavelmente relacionados aos processos distensivos da
bacia Canastra-Paranoá, conforme sugerido por Valeriano et al. (2004). Nenhuma idade neoproterozóica
foi obtida dos grãos de zircões detríticos.
A análise de lâminas delgadas destes dois arenitos mostrou que cada um deles possui associações
mineralógicas diferentes que sugerem proveniências distintas. Os arenitos marinhos de água rasa da
Seqüência Canastra-Paranoá, amostrados em Cristalina, são quartzo-arenitos, bem arredondados e bem
selecionados (Figura 9 – foto 1), ao passo que os arenitos turbidíticos de Unaí são líticos e feldspáticos
(Figura 9 – fotos 2 e 2b). Tendo em vista a situação estrutural, bem como a proveniência distinta sugerida
pela associação mineralógica, considera-se que os arenitos turbidíticos de Unaí pertencem à Seqüência
Bambuí e teriam sido depositados na calha foredeep da bacia, proximal ao orógeno em relação ao
ambiente de rampa, situado a leste, onde se desenvolveu a sucessão estratigráfica clássica da Seqüência
Bambuí de Dardenne (1978a).
Grain U Th Pb ƒ206% 207
Pb/
206
Pb
±1
σ
σσ
σ
208
Pb/
206
Pb
±1
σ
σσ
σ
206
Pb/
238
U
±1
σ
σσ
σ
207
Pb/
235
U
±1
σ
σσ
σ
% 207
Pb/
206
Pb
±1
σ
σσ
σ
.spot (ppm) (ppm) (ppm) concordance Age
1.1 69 37 26 0.302 0.11775 0.00178 0.15121 0.00335 0.3372 0.0062 5.475 0.138 97 1922 27
2.1 56 51 24 -0.008 0.12540 0.00153 0.26045 0.00313 0.3563 0.0067 6.160 0.145 97 2034 22
3.1 173 111 45 0.146 0.09001 0.00117 0.19268 0.00255 0.2357 0.0040 2.925 0.067 96 1426 25
4.1 229 211 89 0.220 0.11064 0.00095 0.26064 0.00212 0.3252 0.0056 4.961 0.099 100 1810 16
5.1 169 140 70 0.130 0.12283 0.00103 0.23189 0.00211 0.3524 0.0061 5.968 0.121 97 1998 15
6.1 165 76 40 0.233 0.09071 0.00129 0.13509 0.00261 0.2300 0.0040 2.877 0.068 93 1441 27
7.1 66 38 26 0.347 0.12157 0.00189 0.16666 0.00368 0.3475 0.0065 5.824 0.150 97 1979 28
8.1 275 113 110 0.052 0.12898 0.00086 0.11488 0.00146 0.3726 0.0063 6.627 0.126 98 2084 12
9.1 56 81 20 0.250 0.09721 0.00192 0.41963 0.00562 0.2685 0.0050 3.599 0.104 98 1571 37
10.1* 306 178 80 2.512 0.10966 0.00201 0.14207 0.00441 0.2236 0.0038 3.381 0.090 73 1794 33
11.1 256 105 96 0.076 0.12213 0.00080 0.11374 0.00125 0.3514 0.0060 5.918 0.113 98 1988 12
12.1 156 107 53 0.275 0.10782 0.00114 0.18769 0.00231 0.3039 0.0053 4.518 0.097 97 1763 19
13.1 82 53 33 0.564 0.12127 0.00186 0.18555 0.00378 0.3547 0.0065 5.930 0.150 99 1975 27
14.1* 167 194 61 0.877 0.11920 0.00155 0.20857 0.00331 0.3107 0.0054 5.106 0.117 90 1944 23
15.1 232 71 116 0.104 0.16032 0.00085 0.08454 0.00107 0.4652 0.0080 10.284 0.191 100 2459 9
16.1 132 46 48 0.145 0.11959 0.00114 0.09650 0.00176 0.3474 0.0061 5.728 0.120 99 1950 17
17.1 110 115 80 0.123 0.18664 0.00123 0.26071 0.00215 0.5804 0.0104 14.937 0.297 109 2713 11
18.1 198 70 68 -0.001 0.11484 0.00083 0.09965 0.00104 0.3302 0.0057 5.229 0.101 98 1877 13
19.1 160 70 60 0.120 0.12135 0.00105 0.12475 0.00175 0.3483 0.0061 5.827 0.119 97 1976 15
20.1 147 88 38 0.113 0.09150 0.00120 0.15844 0.00241 0.2371 0.0041 2.991 0.069 94 1457 25
21.1 206 104 80 0.136 0.12106 0.00090 0.13488 0.00146 0.3575 0.0062 5.966 0.117 100 1972 13
22.1 218 321 105 0.159 0.12053 0.00088 0.42934 0.00242 0.3584 0.0062 5.956 0.116 101 1964 13
23.1 199 79 76 0.119 0.12515 0.00090 0.10888 0.00135 0.3595 0.0062 6.203 0.121 97 2031 13
24.1 111 55 29 0.429 0.08948 0.00179 0.14024 0.00377 0.2426 0.0043 2.993 0.085 99 1414 38
25.1 137 62 51 0.116 0.11916 0.00107 0.12998 0.00169 0.3462 0.0061 5.688 0.117 99 1944 16
26.1* 102 99 36 1.546 0.12871 0.00246 0.21164 0.00530 0.2954 0.0053 5.243 0.145 80 2080 34
27.1 59 66 23 0.954 0.12390 0.00283 0.30401 0.00651 0.3065 0.0058 5.236 0.165 86 2013 41
28.1 176 180 73 0.338 0.11739 0.00112 0.29460 0.00257 0.3375 0.0058 5.462 0.113 98 1917 17
29.1 128 123 59 -0.008 0.13489 0.00101 0.27443 0.00205 0.3792 0.0066 7.054 0.140 96 2163 13
30.1 211 163 81 0.168 0.11383 0.00089 0.21539 0.00180 0.3347 0.0058 5.253 0.104 100 1861 14
Tabela 4: Planilha contendo os resultados das análises U-Pb da amostra de arenitos da Formação Canastra das imediações da cidade de
Cristalina.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
85
Grain U Th Pb ƒ206% 207
Pb/
206
Pb
±1
σ
208
Pb/
206
Pb
±1
σ
206
Pb/
238
U
±1
σ
207
Pb/
235
U
±1
σ
% 207
Pb/
206
Pb
±1
σ
.spot (ppm) (ppm) (ppm) concordance Age
1.1 118 61 41 0.134 0.11143 0.00156 0.14807 0.00312 0.3167 0.0056 4.866 0.116 97 1823 25
2.1 62 71 30 0.246 0.13249 0.00189 0.32850 0.00435 0.3832 0.0073 7.000 0.176 98 2131 25
3.1 99 65 35 0.385 0.11060 0.00170 0.18332 0.00354 0.3190 0.0057 4.864 0.122 99 1809 28
4.1 58 32 25 0.355 0.13497 0.00240 0.15322 0.00478 0.3759 0.0072 6.995 0.194 95 2164 31
5.1 107 194 77 0.175 0.18039 0.00132 0.51381 0.00329 0.4929 0.0088 12.259 0.248 97 2656 12
6.1 72 65 32 0.251 0.13092 0.00173 0.25323 0.00363 0.3752 0.0070 6.773 0.163 97 2110 23
7.1 120 94 52 0.328 0.13028 0.00134 0.21406 0.00268 0.3721 0.0066 6.684 0.145 97 2102 18
8.1 201 96 54 0.138 0.09676 0.00107 0.13080 0.00208 0.2539 0.0043 3.387 0.073 93 1563 21
9.1 122 78 52 0.093 0.13601 0.00113 0.16972 0.00187 0.3761 0.0066 7.054 0.144 95 2177 15
10.1 111 55 47 0.209 0.13238 0.00131 0.13822 0.00228 0.3852 0.0069 7.030 0.150 99 2130 17
11.1 171 86 36 0.187 0.08177 0.00133 0.14219 0.00281 0.1972 0.0034 2.223 0.056 94 1240 32
12.1* 362 295 118 0.835 0.13215 0.00114 0.20605 0.00238 0.2760 0.0047 5.029 0.100 74 2127 15
13.1 224 167 76 0.197 0.10668 0.00094 0.20945 0.00198 0.2993 0.0051 4.403 0.089 97 1743 16
14.1 85 62 30 0.259 0.10750 0.00158 0.20084 0.00331 0.3107 0.0056 4.605 0.114 99 1757 27
15.1 209 91 52 0.032 0.09061 0.00084 0.12724 0.00143 0.2393 0.0041 2.990 0.061 96 1438 18
16.1 89 61 32 0.111 0.11276 0.00145 0.20214 0.00294 0.3141 0.0056 4.883 0.114 95 1844 23
17.1 54 25 15 0.284 0.09979 0.00235 0.14525 0.00477 0.2636 0.0050 3.627 0.116 93 1620 44
18.1 163 115 58 0.569 0.11791 0.00146 0.13285 0.00291 0.3256 0.0057 5.293 0.120 94 1925 22
19.1 186 261 68 0.229 0.11125 0.00109 0.34213 0.00271 0.2906 0.0050 4.458 0.093 90 1820 18
20.1* 325 477 113 0.593 0.11445 0.00111 0.29510 0.00256 0.2813 0.0048 4.439 0.091 85 1871 17
21.1 151 182 65 0.201 0.12205 0.00114 0.30511 0.00263 0.3468 0.0061 5.836 0.122 97 1986 17
22.1 369 331 126 0.205 0.10941 0.00077 0.24811 0.00171 0.2912 0.0049 4.393 0.084 92 1790 13
23.1 103 87 39 0.154 0.11200 0.00143 0.24102 0.00312 0.3259 0.0058 5.033 0.117 99 1832 23
24.1 78 52 22 0.232 0.09620 0.00199 0.20084 0.00439 0.2573 0.0047 3.412 0.100 95 1552 39
25.1 45 39 19 0.278 0.12496 0.00293 0.24498 0.00647 0.3496 0.0068 6.024 0.194 95 2028 42
26.1 111 64 43 0.126 0.12252 0.00138 0.16840 0.00263 0.3481 0.0061 5.880 0.130 97 1993 20
27.1 28 32 13 0.195 0.13391 0.00244 0.33743 0.00562 0.3729 0.0078 6.885 0.202 95 2150 32
28.1 118 74 46 0.226 0.11063 0.00162 0.16147 0.00327 0.3518 0.0062 5.366 0.130 107 1810 27
29.1 132 271 74 0.202 0.13043 0.00120 0.58094 0.00369 0.3787 0.0066 6.811 0.141 98 2104 16
30.1 199 107 83 0.098 0.13045 0.00088 0.15005 0.00143 0.3791 0.0065 6.818 0.131 98 2104 12
31.1 143 81 59 0.065 0.13177 0.00093 0.16260 0.00173 0.3714 0.0074 6.747 0.147 96 2122 12
32.1 137 88 48 0.229 0.10753 0.00107 0.18226 0.00237 0.3119 0.0062 4.625 0.108 100 1758 18
33.1 108 68 46 0.166 0.12544 0.00115 0.17670 0.00233 0.3781 0.0076 6.539 0.151 102 2035 16
34.1 184 71 69 0.223 0.12082 0.00092 0.10600 0.00166 0.3544 0.0070 5.903 0.129 99 1968 14
35.1 275 129 152 0.090 0.17645 0.00069 0.12716 0.00099 0.4913 0.0095 11.952 0.242 98 2620 7
Tabela 5: Planilha contendo os resultados das análises U-Pb da amostra de arenitos turbiditicos, interpretados como da Seqüência Bambuí, das
imediações da cidade de Unaí.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
86
Figura 10. Os gráficos mostram a curva de concórdia com as idades encontradas nos zircões detríticos analisados. As fotos à esquerda
são dos afloramentos onde as amostras foram retiradas. Para a localização dos afloramentos, observar a numeração em relação à Figura 8. As
fotos à direta são de alguns dos zircões escolhidos para análise.
A relação estratigráfica do Grupo Vazante com as demais unidades abordadas permanece obscura.
Para verificar se unidade poderia ser correlacionável com a Seqüência Bambuí, foram coletadas amostras
no poço da Petrobras 1-RF-1-MG para análise de rochas do Bambuí e no poço da Votorantin MASA-329
para análise de rochas do Vazante. As amostras, compostas basicamente por pelitos (Figura 11), foram
enviadas para o laboratório Actlabs, no Canadá, para análise geoquímica inorgânica total, assim como
para a UNB, para datação Sm-Nd.
Figura 11. Exemplos dos testemunhos do poço 1-RF-1-MG (Petrobras) utilizados para
amostragem para análise litogeoquímica. Observar que o testemunho 3, que representa a maioria dos
testemunhos utilizados, é composto basicamente por folhelhos cinza escuros. Na base do testemunho 13
tem uma seção de diamictitos, os quais foram também analisados.
Os resultados litogeoquímicos mostram diferenças composicionais significativas entre as amostras
Bambui e Vazante (Tabela 4 e Figura 12). Em termos comparativos dos conjuntos de análises, os pelitos
Bambuí são mais ricos em Na, Fe e P, e pobres em K e Ca, enquanto que os pelitos Vazante são mais ricos
em K e empobrecidos em Na, Fe e P.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
88
Tabela 4: Planilha contendo os resultados das análises litogeoquímicas (elementos maiores em %
peso) das amostras de pelitos da Seqüência Bambuí e do Grupo Vazante.
Os diagramas de elementos terras raras, normalizados para NASC (North American Shale
Composite) e PAAS (Post-Archean Australian Shale), também indicam uma distinção entre as amostras
Bambuí e Vazante ( Tabela 5 e Figura 12).
Tabela 5: Planilha contendo os resultados das análises litogeoquímicas (elementos terras raras
em % peso) das amostras de pelitos da Seqüência Bambuí e do Grupo Vazante
Idades-modelo Sm-Nd (TDM) de rochas sedimentares indicam a idade máxima da fonte
magmática dos sedimentos, ou mistura de fontes com idades máximas diversas. As idades-modelo Sm-Nd
obtidas dos pelitos Bambuí (1,67-1,9 Ga) formam um conjunto bastante distinto das idades-modelo
fornecidas pelos pelitos Vazante (1,86-2,88). Nota-se aí que as rochas da área-fonte dos pelitos Bambuí
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
89
são bastante mais jovens que as da área-fonte dos pelitos Vazante. As relações
143
Nd/
144
Nd (0,5114 a
0,512), com
εΝ
d(0) entre -10,75 e -24,26 (Tabela 6) coloca estes sedimentos na porção inferior da reta
CHUR, para a evolução da razão
143
Nd/
144
Nd no tempo geológico, e nos permite interpretar que ambas as
áreas-fonte tem origem crustal (Borba 2006). O fato de, apesar de mais jovens, as rochas do Bambuí
apresentarem relações mais próximas à reta de CHUR pode ser creditado a uma possível maior
contribuição mantélica na área-fonte destes sedimentos.
Os diamictitos da base do poço 1-RF-1-MG, interpretados como pertencentes à Formação
Carrancas, sotoposta ao conjunto pelito-carbonatado basal da Seqüência Bambuí, apresentam idades-
modelo e relações
143
Nd/
144
Nd mais compatíveis com as do Grupo Vazante, do que com os pelitos
Bambuí. Este resultado pode indicar que estes diamictitos da Fm. Carrancas podem ser correlacionáveis
aos da Fm. Jequitaí , Seqüência Macaúbas (Zalán & Romeiro-Silva, comunicação oral).
Os dados litogeoquímicos e as idades-modelo Sm-Nd sustentam a interpretação de que as áreas-
fonte da Seqüência Bambuí e do Grupo Vazante foram distintas. Os resultados sugerem como área-fonte
dos sedimentos do Grupo Vazante uma região cratônica, rica em rochas magmáticas e/ou metamórficas
potássicas, predominantemente de idade Paleoproterozóica a Arqueana, mas com alguma contribuição das
fontes mesoproterozóicas indicadas pelos zircões detríticos com idade entre 1,24 e 1,43 Ga. No cenário
geológico-geotectônico conhecido, tal área-fonte seria o Paleocontinente São Francisco-Congo para o qual
o Grupo Vazante representaria a sedimentação proximal de uma bacia de margem passiva.
A interpretação dos dados geoquímicos dos pelitos da Sequência Bambuí é aparentemente mais
complexa. Em vista de outras unidades regionais (e.g., Grupo Araxá), estes dados sugeririam área-fonte
em região orogênica. Mas, alternativamente, também podem sugerir fontes ricas em granitos alcalinos (em
função da soma Na+K, do enriquecimento em P e Fe, e do Ca relativamente baixo). No cenário regional,
uma área-fonte rica em granitos alcalinos e rochas vulcânicas alcalinas é o rift Araí. A maioria das idades-
modelo dos pelitos Bambuí (1,67-1,9 Ga) se situa num intervalo de tempo que engloba o magmatismo
Araí (Pimentel & Botelho 2001). Por outro lado, a presença de zircões detríticos com idade de 1,24-1,43
Ga indica que o possível episódio anorogênico mesoproterozóico contribuiu para a sedimentação Bambuí.
Em conclusão, sugere-se que a sedimentação pelítica Bambuí represente um conjunto de fontes, incluindo
contribuições das fontes alcalinas (rift Araí e/ou possível magmatismo anorogênico mesoproterozóico) e
de fontes situadas no arco magmático da Faixa Brasília.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
90
Tabela 6. Planilha com os resultados das datações Sm-Nd realizadas nos sedimentos pelíticos da
Seqüência Bambuí e do Grupo Vazante.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
91
Figura 12. Gráficos elaborados com o software Minpet 2.0, de dados de análise litoquímicas dos
elementos maiores e terras raras de amostras de pelitos Bambuí e Vazante. Notar a separação destes dois
grupos de amostras nos gráficos analisados, principalmente em relação ao K, Na, Fe e Al.
Na2O K2O
Al2O3
0 1 2 3 4 5 6 7 8
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
MgO
Fe2O3
CaO MgO
Al2O3
K2O/Na2O MgO/CaO
SiO2/Al2O3
Na2O K2O
Fe2O3
Na2O K2O
Fe2O3+MgO
Na2O+CaO K2O
Fe2O3
0.5
1
3
La
Ce
Pr
Nd Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Sample/NASC Haskin 1966
0.6
1
3
La
Ce
Pr
Nd Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Sample/Post-Archaean Sed.
Legenda
Bambuí
Diamictito Bambuí
Vazante
Legenda
Bambuí
Diamictito Bambuí
Vazante
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
92
Os dados de campo, de poços e de sísmica, interpolados para a superfície, foram plotados em um
mapa na base GIS (Figura 13), o qual passa então a ser uma proposta de mapa estrutural para a região. Em
campo, sísmica e em mapa pode-se verificar a compartimentação da Bacia do São Francisco, conforme
descrito no capítulo regional deste trabalho.
Figura 13. Mapa estrutural da região estudada com alguns dos afloramentos descritos e as
principais estruturas identificadas. Observar que as estruturas mais a oeste e leste da figura representam
os limites do cinturão epidérmico, exceto na região de Cristalina/GO onde o limite é marcado pelo
afloramento do descolamento basal (linha tracejada).
Os mapas geológicos existentes até o momento incorporaram muito pouco ou quase nada de
conhecimento de subsuperfície (Figura 14). Como produto final deste trabalho, propomos algumas
modificações na interpretação das unidades estratigráficas mapeadas na área estudada, principalmente na
porção norte, próximo às cidades de Cristalina/GO e Unaí/MG (Figura 15). Conforme discutido
anteriormente, a interpretação sísmica sugere que as unidades supra-descolamento basal na área de
domínio epidérmico de deformação pertencem à Seqüência Bambuí, de idade neoproterozóica, e não à
Seqüência Canastra-Paranoá, de idade meso/neoproterozóica, como vem sendo interpretado até o
momento (Figuras 14 e 15).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
93
Figura 14. Mapa geológico da área estudada elaborado pela COMIG/CPRM-2003, e que serviu
de base para o acompanhamento deste estudo.
Figura 15. Mapa geológico da área estudada com as mudanças sugeridas, baseadas nos
estudos e interpretações efetuadas ao longo deste trabalho. Observar as diferenças propostas na
figura 15 em relação à figura 14.
Paracatu
Vazante
Legenda
Coberturas
Canastra
Bambuí
Afloramentos
10 Km
N
Paracatu
Vazante
Legenda
Coberturas
Canastra
Bambuí
Afloramentos
10 Km
N
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
94
DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
Este trabalho contribuiu na confirmação da existência de uma compartimentação tectônica e
estrutural na Bacia do São Francisco em Minas Gerais (Figura 13).
O comportamento das rochas, de diferentes reologias, diante do esforço tectônico ficou aqui
também bastante evidente, tanto em escala de afloramento quanto em lâmina delgada. Como é de se
esperar para o nível crustal enfocado, as rochas mais competentes (arenitos) apresentam-se mais fraturadas
e falhadas, enquanto que as menos competentes (pelitos) mostram-se mais dobradas (Figuras 7, 8 e 9).
A interpretação sísmica das seções analisadas indica que as rochas turbidíticas supra
descolamento, aflorantes na região de Unaí, pertencem à Seqüência Bambuí. As idades máximas U/Pb
Shrimp medidas em zircões detríticos de arenitos marinhos rasos da Sequência Canastra-Paranoá,
aflorantes em Cristalina, são maiores que as idades máximas dos zircões dos turbiditos Bambuí da região
de Unaí. A composição quartzo-arenítica dos arenitos Canastra-Paranoá é diferente da composição
arcoseana-lítica dos turbiditos Bambuí, indicando áreas distintas.
A análise dos dados litogeoquímicos e as idades TDM Sm/Nd dos pelitos do Bambuí e do Vazante
também indicam áreas fonte diferentes para estas unidades. O Bambuí tem como área fonte uma região
orogenética, com contribuição de arcos magmáticos, enquanto que a área fonte dos pelitos do Vazante é
uma região cratônica estável, rica em rochas magmáticas/metamórficas potássicas. Com isso, conclui-se
que o Grupo Vazante não é correlato ao Bambuí, entretanto sem ficar clara a sua posição dentro da coluna
estratigráfica da bacia.
Algumas questões permanecem ainda por se resolver e irão depender de estudos mais detalhados
para se tentar obter resultados mais definitivos para esta interpretação. Uma das principais dúvidas está na
localização em mapa de onde o limite oeste da fase epidérmica de deformação passa de falhas com
embasamento envolvido, o que ocorre na região de Paracatu, para afloramento da superfície de
descolamento basal, tornando cegas as falhas da fase embasamento envolvido.
Outra dúvida é em relação ao Grupo Vazante. A idade destas rochas assim como a sua posição na
coluna estratigráfica da Bacia do São Francisco não ficou aqui resolvido.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
95
AGRADECIMENTOS:
À PETROBRAS pela liberação do primeiro autor para dedicação a
projeto de mestrado e pela imagem de satélite da área, fornecida pelo geólogo J. Françolin. Ao CNPq por
concessão de Bolsa de Produtividade em Pesquisa a MAMN, vinculada ao projeto. À ANP pela cessão
dos dados para fins acadêmicos. À LANDMARK pela cessão do pacote de softwares para fins
acadêmicos. À UFOP e à CAPES pelo aluno bolsista do PET Marcelo Marinho para dedicar-se a este
projeto e aos seus professores que muito colaboraram com discussões produtivas, em especial aos
Professores. Issamu Endo e Newton Gomes. À Curtin University, Australia pela colaboração na datação
U/Pb Shrimp das amostras enviadas. À Votorantin Metais que cedeu amostras que foram fundamentais
para parte das conclusões supracitadas. À Fundação Gorceix/Nupetro que me recebeu tão bem em suas
instalações.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
96
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Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
99
CAPÍTULO 5
SÍNTESE E DISCUSSÃO DOS RESULTADOS
SÍNTESE E DISCUSSÕES
A interpretação sísmica associada com outras ferramentas como dados de campo, dados de poço,
litogeoquímica e datações, permitiu-nos elaborar um consistente modelo de evolução tectônica para a
Bacia do São Francisco, utilizando como base alguns dos modelos pré-definidos por outros autores. Os
trabalhos mostrados nos capítulos anteriores apresentaram os resultados obtidos durante este estudo e que
vieram a ajudar na consolidação da interpretação evolutiva que passaremos a discutir.
Foram reconhecidos e caracterizados dois grandes eventos tectônicos responsáveis pela formação
e deformação das diversas etapas evolutivas da Bacia do São Francisco:
1- Um evento distensional teria ocorrido logo após o ciclo transamazônico, o qual foi responsável
pela abertura de dois riftes, de idade Estateriana, um a leste denominado Espinhaço e outro a oeste, o rift
Arai (Brito Neves et. al. 1996). Estes riftes foram abortados e passaram a aulacógenos adormecidos por
algum tempo. Posteriormente, já no meso e neo-proterozóico, com a continuidade do evento distensinal,
estes riftes voltaram a abrir e foram responsáveis pela formação de duas bacias do tipo rifte-margem
passiva, uma a oeste (Canastra/Paranoá) e outra a leste (Macaúbas) dos domínios do Cráton do São
Francisco, iniciados, respectivamente, a cerca de 1300-1200 Ma nos domínios da Faixa Brasília e a cerca
de 900 Ma nos domínios da Faixa Araçuaí.
2- O evento seguinte foi um evento de natureza compressiva registrado inicialmente por uma
estruturação transcorrente de direção SW-NE iniciado entre 1 Ga e 750 Ma. O prosseguimento deste
evento a partir de ca. de 950 Ma até o final do ciclo Brasiliano (450 Ma) foi responsável pela formação de
uma bacia do tipo foreland sobre o Cráton do São Francisco (Bacia Bambuí) e de dois cinturões de
antepaís, o primeiro a oeste, com dobras e falhas de empurrão com vergência para leste chegando a
envolver até o embasamento na borda da bacia e com um domínio thin-skinned. O segundo, a leste, com
as dobras e falhas de empurrão com vergência para oeste (Martins-Neto & Alkmim 2001).
Como resultado deste conjunto de esforços e o consequente reflexo na geomorfologia atual, a
interpretação sísmica e as observações de campo permite-nos dividir a Bacia, na região estudada, em três
domínios estruturais e metamórficos distintos (Alkmim & Martins-Neto 2001):
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
100
1- Compartimento Oeste: este compartimento oeste pode ser subdividido em duas
porções, uma a norte, região de Cristalina-GO/Unaí,/Bonfinópolis de Minas, e outra a sul, região
de Vazante/Paracatu/João Pinheiro.
Na porção sul, as rochas encontradas são predominantemente correspondentes à Seqüência
Bambuí, as quais não apresentam metamorfismo. Na parte oeste desta porção, encontramos rochas da
Seqüência Vazante, as quais mostram-se já afetadas por um metamorfismo de baixo grau, bem como da
Seqüência Canastra/Paranoá (região de Paracatu/MG), onde as rochas mostram um metamorfismo na
fácies xisto-verde.
As principais estruturas observadas nesta região são dobras e falhas reversas (Dardenne 1978b,
Bacellar 1989, Muzzi Magalhães 1989 e Muzzi Magalhães et al. 1989), orientadas, preferencialmente
segundo NNE-SSW e com vergência para leste (Alkmim & Martins-Neto 2001). Observam-se ainda nesta
porção, falhas transcorrentes, principalmente um feixe sinistral de direção N60W que afeta até o
embasamento (Muzzi Magalhães 1989 e Valeriano 1999). Segundo Muzzi Magalhães (1989), este feixe de
falhas teria se nucleado tardiamente no Evento Brasiliano, uma vez que afeta as dobras e falhas
preexistentes.
Na porção norte observa-se que as estruturas dominantes compõem um cinturão epidérmico de
antepaís. Tais estruturas são dobras de vários tipos e dimensões, falhas reversas e transcorrências dextrais,
todas elas relacionadas ao mesmo evento tectônico do Ciclo Brasiliano (Dardenne 1978b, Fonseca &
Dardenne 1993, Romeiro Silva et al. 1998, Alkmim & Martins-Neto 2001 e Martins-Neto 2005). As
transcorrências têm orientação NE-SW, enquanto que as dobras e falhas mostram seus traços estruturais
orientados, preferencialmente, segundo NNW-SSE com vergência para ENE (Alkmim & Martins-Neto
2001). As rochas encontradas nesta região pertencem, na sua maioria, à Seqüência Bambuí. A exemplo do
ocorrido na porção sul, estas rochas encontram-se nada metamorfizadas. Entretanto, na parte próximal à
faixa Brasília em Cristalina/GO, as rochas da Seqüência Canastra/Paranoá exibem um metamorfismo
incipiente (Dardenne 1978b, Alkmim & Martins-Neto 2001, Martins-Neto 2005, Coelho et al. 2005).
2- Compartimento central: corresponde à região supracratônica onde as rochas aflorantes
encontram-se indeformadas, indicando terem sido preservadas dos efeitos do tectonismo Brasiliano. Neste
domínio as rochas também não apresentam metamorfismo.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
101
3- Compartimento leste: assim como no compartimento oeste, este compartimento apresenta
estruturas formando um cinturão de antepaís, neste caso com a vergência para oeste. As rochas envolvidas
são as das seqüências Espinhaço, Canastra/Paranoá, Macaúbas e Bambuí (Alkmim & Martins-Neto 2001,
Martins-Neto 2005). O metamorfismo neste compartimento é de incipiente a baixo grau, passando a de
maior intensidade para leste, chegando a atingir condições de fácies xisto verde (Alkmim & Martins-Neto
2001). Descreve-se como sendo característica principal deste compartimento a presença de uma clivagem
de plano axial que fica mais intensa e penetrativa para leste (Marshak & Alkmim 1989, Uhlein 1991,
Oliveira 1994, Dussin & Dussin 1995, Alkmim & Martins-Neto 2001).
Com relação à seqüência dos eventos citados acima, a bibliografia, assim como este estudo estão
em sintonia. Discussões importantes permanecem e devem ser melhor estudadas ao longo do tempo para
se tentar uma aproximação com a realidade final dos acontecimentos.
Comecemos com a discussão em relação às idades dos eventos. Aqui, uma das maiores dúvidas
está no momento onde começa a prevalecer na bacia o esforço compressional. Até este estudo, as
evidências de choque de cratons, arcos de ilhas e terrenos, que são considerados os responsáveis pelo
esforço tectônico compressional impresso na região estudada da Bacia do São Francisco, têm uma idade
da ordem de 650 Ma (Valeriano et. al. 2004, dentre outros). Entretanto, algumas observações nos
permitem inferir que, antes desta idade a região já se encontrava sob compressão. Sabemos que na base da
Seqüência Bambuí encontra-se a Formação Jequitaí/Carrancas, composta por sedimentos glaciais. Uma
datação nos carbonatos de capa (cap carbonates) da Formação Sete Lagoas, sotoposta estratigraficamente
a estes sedimentos glaciogênicos, indica que estes foram depositados ca. 740 Ma (Babinski e Kaufman
2003). Portanto, a idade da Formação Jequitaí/Carrancas tem que ser anterior a 740 Ma. Podemos
interpretar ainda, que a discordância existente na base da Seqüência Bambuí, e que é correlacionável ao
descolamento basal da fase thin-skinned de deformação, amarrado por sísmica e pelo poço 1-RF-1-MG,
foi exposta a erosão através de um evento compressivo (Figura 6 do capítulo 3 deste trabalho) e que,
portanto, os esforços compressionais se iniciaram antes disso. Vale a pena lembrar aqui que alguns autores
(Zalán & Romeiro Silva, comunicação verbal) colocam, inclusive, os diamictitos da Formação Jequitaí
dentro da Seqüência Paranoá/Canastra, tendo sido depositados logo após o período glacial de ca de 950
Ma. Enfim, neste trabalho não foi possível precisar a idade do início da compressão, entretanto, diante do
exposto, acreditamos estar entre 1 Ga e 750 Ma.
Ainda com relação à cronologia dos eventos tectônicos, questões surgiram quanto à seqüência thin
e thick-skinned de deformação do cinturão de ante-país da borda oeste. Mostramos neste trabalho que o
domínio thin-skinned se instalou primeiro e, somente com a continuidade do tectonismo compressional
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
102
criou-se condições para a implantação de uma tectônica mais profunda, chegando a envolver o
embasamento e afetando, dobrando, a base Sequência Bambuí, onde o domínio thin-skinned ficou restrito
(Figura 22, capítulo 3 desta dissertação).
A idade do Grupo Vazante é uma outra missão para futuros estudos mais detalhados. Neste
trabalho, entretanto, pudemos avançar sobremaneira nesta questão uma vez que o posicionamento deste
Grupo dentro da coluna estratigráfica da Bacia do São Francisco ficou mais claro com base nos dados de
litogeoquímica e de datações U/Pb Shrimp e Sm/Nd TDM.
As idades mínimas U/Pb Shrimp medidas em zircões detríticos de arenitos marinhos rasos da
Sequência Canastra/Paranoá, aflorantes em Cristalina/GO, são maiores que as idades mínimas dos zircões
dos turbiditos Bambuí da região de Unaí/MG. A composição quartzo-arenítica dos arenitos
Canastra/Paranoá diferente da composição arcoseana dos turbiditos Bambuí, indicando áreas fonte
diferentes reforça esta interpretação.
A análise dos dados litogeoquímicos dos pelitos do Bambuí mostraram-se proporcionalmente mais
enriquecidas em Na, Fe, Mg, Al e P e empobrecidas em K, enquanto que os pelitos do Vazante
mostraram-se mais enriquecidas em K e empobrecidas nos demais elementos indicando áreas fonte
diferentes para estas unidades. O Bambuí tem como área fonte uma região orogenética, com contribuição
de arcos magmáticos, enquanto que a área fonte dos pelitos do Vazante é uma região cratônica estável,
rica em rochas magmáticas/metamórficas potássicas.
Idades TDM Sm/Nd nos sedimentos destas unidades corroboram com a interpretação de
proveniências diferentes para os sedimentos do Bambuí em relação aos do Vazante. As idades, obtidas nos
sedimentos do Bambuí (1,67-1,9 Ga) formam um grupo bastante distinto do grupo formado com as idades
encontradas nos sedimentos do Vazante (1,86-2,88). Nota-se aí que as rochas da área fonte do Bambuí são
bastante mais jovens que as da área fonte do Vazante. As relações
143
Nd/
144
Nd de ca de 0,5114 a 0,512,
com
ε
(o) entre -10,75 e -24,26 (Tabela 3, capítulo 4 desta dissertação) coloca estes sedimentos na porção
inferior da reta de CHUR para a evolução da razão
143
Nd/
144
Nd no tempo geológico e nos permite
interpretar que ambas as áreas fonte tem origem crustal (Borba 2006). O fato de, apesar de mais jovens, as
rochas do Bambuí apresentarem relações mais próximas à reta de CHUR pode ser creditado a uma
possível maior contribuição mantélica na área fonte destes sedimentos.
Com isso, conclui-se que o Grupo Vazante não é correlato ao Bambuí, podendo talvez ser
cronocorrelato a sedimentos da Seqüência Paranoá/Canastra.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
103
Já os diamictitos da base do poço 1-RF-1-MG, interpretados como pertencentes à Formação
Jequitaí/ Carrancas, da Seqüência Bambuí apresentam idades TDM e relações
143
Nd/
144
Nd mais
compatíveis com as do Grupo Vazante que com o Bambuí. Isto nos remete de volta ao impasse em relação
ao posicionamento estratigráfico destas rochas, podendo ser elas cronocorrelatas ao Vazante, à Seqüência
Paranoá/Canastra ou até mesmo à Sequência Macaúbas (Zalán & Romeiro Silva, comunicação oral).
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
104
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
105
CAPÍTULO 6
CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES
Este trabalho foi de cunho regional e sem a pretensão de solucionar todos os problemas e dúvidas
de interpretações na área estudada. Apesar disso, algumas conclusões puderam ser tiradas:
Foram reconhecidos e caracterizados dois grandes eventos tectônicos responsáveis pela formação
e deformação das diversas etapas evolutivas da Bacia do São Francisco: (i) um evento distensional
responsável pela formação de duas bacias do tipo rifte-margem passiva, uma a oeste (Canastra/Paranoá) e
outra a leste (Macaúbas) dos domínios do Cráton do São Francisco, iniciado, respectivamente, a cerca de
1300-1200 Ma nos domínios da Faixa Brasília e a cerca de 900 Ma nos domínios da Faixa Araçuaí, e um
evento de natureza compressiva (ii) registrado inicialmente por uma estruturação transcorrente de direção
SW-NE iniciado em torno de 1 Ga. O prosseguimento deste evento a partir de 900 Ma até o final do ciclo
Brasiliano (450 Ma) foi responsável pela formação de uma bacia do tipo foreland sobre o Cráton do São
Francisco (Bacia Bambuí) e de dois cinturões de antepaís, o primeiro a oeste, com dobras e falhas de
empurrão com vergência para leste chegando a envolver até o embasamento na borda da bacia e com um
domínio thin-skinned. O segundo, a leste, com as dobras e falhas de empurrão com vergência para oeste.
Foi confirmada a existência de uma compartimentação tectônica, estrutural e metamórfica na
Bacia do São Francisco em Minas Gerais conforme descrito por Alkmim & Martins-Neto (2001).
A diferença de comportamento das rochas, de diferentes reologias, diante do esforço tectônico
ficou aqui também bastante evidente, tanto em escala de afloramento quanto em lâmina delgada. As
rochas mais competentes apresentam-se mais fraturadas e falhadas enquanto que as menos competentes
mostram-se mais dobradas.
A interpretação sísmica das seções analisadas indica que as rochas turbidíticas supra
descolamento, aflorantes na região de Unaí/MG, pertencem à Seqüência Bambuí. As idades mínimas U/Pb
Shrimp medidas em zircões detríticos de arenitos marinhos rasos da Sequência Canastra/Paranoá,
aflorantes em Cristalina/GO, são maiores que as idades mínimas dos zircões dos turbiditos Bambuí da
região de Unaí/MG. A composição quartzo-arenítica dos arenitos Canastra/Paranoá diferente da
composição arcoseana dos turbiditos Bambuí, indicando áreas fonte diferentes reforça esta interpretação.
A análise dos dados litogeoquímicos dos pelitos do Bambuí e do Vazante indica áreas fonte
diferentes para estas unidades. O Bambuí tem como área fonte uma região orogenética, com contribuição
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
106
de arcos magmáticos, enquanto que a área fonte dos pelitos do Vazante é uma região cratônica estável,
rica em rochas magmáticas/metamórficas potássicas. Com isso, conclui-se que o Grupo Vazante não é
correlato ao Bambuí, entretanto sem ficar clara a sua posição dentro da coluna estratigráfica da bacia.
Com relação ao exposto acima, algumas questões permanecem em aberto:
1- O ponto onde a falha de empurrão da fase embasamento envolvido que aflora na região de
Paracatu/MG torna-se cega para norte em direção a Cristalina/GO não pôde ser mapeado no campo e não
foi contemplado pela sísmica. Trabalhos de campo de detalhe são necessários no sentido de mapear esta
feição.
2- Alguns raros afloramentos sugerem a contribuição das transcorrências, mapeadas na sísmica e
mencionadas, dentre outros, por Muzzi Magalhães (1989) e por Alkmim & Martins-Neto (2001), na
construção geométrica das estruturas observadas. Entretanto, por tratar-se de um trabalho regional, a
escala do mapeamento de campo não nos permitiu concluir a este respeito.
3- Qual será a idade do Grupo Vazante? Qual será a sua posição na coluna estratigráfica da Bacia
do São Francisco? Trabalhos mais sistemáticos visando estas respostas se fazem ainda necessários para
dirimir estas dúvidas.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
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130
: 27-55.
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
113
Anexos
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
114
Coelho, Julio Cesar Carvalho – Dissertação de Mestrado – Universidade Federal de Ouro Preto.
115
Ficha de Aprovação
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
TÍTULO:
ESTILOS ESTRUTURAIS E EVOLUÇÃO TECTÔNICA DA BORDA OESTE DA BACIA
DO SÃO FRANCISCO, COM BASE NA INTEGRAÇÃO DE DADOS DE SUPERFÍCIE, SUB-
SUPERFÍCIE, LITOGEOQUÍMICA E ISÓTOPOS.
AUTOR:
JULIO CESAR CARVALHO COELHO
ORIENTADOR:
Marcelo Augusto Martins Neto
CO-ORIENTADOR:
Antônio Carlos Pedrosa Soares
Aprovada em: 27 / 02 / 2007.
PRESIDENTE: Marcelo Augusto Martins Neto
BANCA EXAMINADORA
Prof. Dr. Marcelo Augusto Martins Neto ______________________________DEGEO/UFOP
Prof. Dr. Fernando Flecha de Alkmim ________________________________DEGEO/UFOP
Prof. Dr. Reinhart Adolfo Fuck____________________________________________IG/UnB
Ouro Preto
, 27 / 02 / 2007.
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