caderno-resumos-SGE2015

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Simpósio de Geologia do Espinhaço 
Cooperação Brasil Alemanha
50 anos 50 anos 50 anos 
Diamantina - MG, setembro de 2015
CADERNO DE 
RESUMOS
 
EDITORIAL 
 
Prezados leitores, 
 
 É com prazer que apresentamos, neste Caderno de Resumos, as contribuições científicas 
apresentadas ao Simpósio de Geologia do Espinhaço 2015, evento que comemorou os 50 anos 
de cooperação científica entre o Brasil e a Alemanha na área de Geologia. 
A ideia do evento surgiu durante o Congresso Brasileiro de Geoquímica realizado em 
outubro de 2013, nas dependências da Casa da Glória, em Diamantina, quando profissionais de 
diversas instituições expressaram a ideia de prestar uma justa homenagem ao Centro de 
Geologia Eschwege e ao seu fundador, o professor Reinhard Pflug. 
O Simpósio de Geologia do Espinhaço pretendeu ser, antes de tudo, uma celebração 
histórica dos grandes avanços nas áreas de geologia e educação realizados pelo Centro de 
Geologia Eschwege através dos diversos profissionais que ali trabalharam. Além disso, buscou-se 
proporcionar, através deste evento, uma oportunidade para a apresentação de novas pesquisas 
realizadas no âmbito da Serra do Espinhaço. 
Nesta primeira edição, o evento foi realizado no período de 24 a 26 de setembro, e 
contou com palestras, trabalhos de campo e apresentação de pôsteres, além de atividades 
culturais e artísticas. Espera-se que, com eventuais edições futuras, consiga-se estabelecer um 
conclave periódico, em que geocientistas das mais diversas áreas possam se encontrar para 
debater e aproveitar as maravilhas naturais da Serra do Espinhaço. 
 
 
Matheus Kuchenbecker e Luiz Guilherme Knauer 
Comissão Científica do SGE 2015 
 
 
 
SUMÁRIO 
 
Fragoso et al. – A CAPACITAÇÃO EM ESTRATIGRAFIA DE ALTA RESOLUÇÃO É POSSÍVEL EM 
ROCHAS PROTEROZÓICAS? O EXEMPLO DA ESCOLA DE CAMPO NO SUPERGRUPO ESPINHAÇO 
DA CHAPADA DIAMANTINA (BA).....................................................................................................4 
 
Knauer et al – QUANTIFICAÇÃO DA DEFORMAÇÃO EM ROCHAS METASSEDIMENTARES DA 
FOLHA DIAMANTINA (SE23.Z-A-III)..................................................................................................6 
 
Chaves – LITOTIPOS DO COMPLEXO DE GOUVEIA (MG) E SUAS IDADES........................................8 
 
Fonseca et al. – CÓRREGO DO FOGO EMERALD DEPOSIT: A POSSIBLE NORTHWARD EXTENSION 
OF THE EMERALD BELT IN MINAS GERAIS…………………………………………………………………………………10 
 
Nascimento et al – CARACTERIZAÇÃO MORFOMÉTRICA DA BACIA HIDROGRÁFICA DO RIBEIRÃO 
CARAÇA, QUADRILÁTERO FERRÍFERO (MG)...................................................................................12 
 
Nascimento et al – DISTRIBUIÇÃO ESPACIAL DO OXIGÊNIO DISSOLVIDO NA BACIA 
HIDROGRÁFICA DO RIO PEIXE, ITABIRA (MG)................................................................................14 
 
Braga et al. – CARACTERIZAÇÃO DE QUARTZO- MICA XISTOS ORTODERIVADOS NA REGIÃO DE 
PEDRO PEREIRA, MINAS GERAIS....................................................................................................16 
 
Araújo et al. – AVALIAÇÃO DA QUALIDADE AMBIENTAL DA ÁGUA SUPERFICIAL DO CÓRREGO 
QUATRO VINTÉNS NO MUNICÍPIO DE DIAMANTINA – MG...........................................................18 
 
Sgarbi & Guimarães – PETROLOGIA E PALEOCLIMATOLOGIA DA FORMAÇÃO GALHO DO MIGUEL, 
SERRA DO ESPINHAÇO MERIDIONAL NA REGIÃO DE DIAMANTINA..............................................20 
 
Lopes & Leão – SERRA DO ESPINHAÇO: PROPOSTA DE DIVULGAÇÃO DAS GEOCIÊNCIAS PARA O 
ENSINO MÉDIO..............................................................................................................................22 
 
Rodrigues et al. – GEOLOGIA E POTENCIAL GEOTURÍSTICO DA TRAVESSIA LAPINHA DA SERRA – 
TABULEIRO, SERRA DO CIPÓ (ESPINHAÇO MERIDIONAL), MINAS GERAIS....................................24 
 
Costa et al. – ANÁLISE DA PAISAGEM CÁRSTICA NÃO CARBONÁTICA: ESTUDO DE CASO DAS 
GRUTAS DO DISTRITO DE EXTRAÇÃO, DIAMANTINA- MG.............................................................26 
 
Silva & Silva – MAPEAMENTO GEOLÓGICO NA ESCALA DE 1:25.000 DA REGIÃO DE TABULEIRO, 
MUNICÍPIO DE CONCEIÇÃO DO MATO DENTRO, MG....................................................................28 
 
Pereira et al. – MAPEAMENTO GEOLÓGICO EM ESCALA 1:50.000 DA FOLHA VARGEM GRANDE 
DO RIO PARDO – MG.....................................................................................................................30 
 
 
 
Tupinambá & Silva – POSSIBILIDADES METALOGENÉTICAS EM ROCHAS METABÁSICAS DA SUITE 
PEDRO LESSA NOS ARREDORES DE SERRO (MG)...........................................................................32 
 
Hagedorn et al. – JAZIDA DE FERRO DE PORTEIRINHA (MG) REAVALIAÇÃO E SUGESTÃO DE 
REPOSICIONAMENTO ESTRATIGRÁFICO........................................................................................34 
 
Ramos et al. – MAPEAMENTO GEOLÓGICO NA ESCALA 1:25.000 DA ÁREA NORTE DA SERRA DA 
MATRICULADA, DATAS – MG.........................................................................................................36 
 
Sena & Duarte – CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA E GEOTURÍSTICA DA REGIÃO DE CARDEAL 
MOTA, SERRA DO CIPÓ, MG..........................................................................................................38 
 
Reis et al. – ASPECTOS QUALITATIVOS DA ÁGUA NA SERRA DO ESPINHAÇO - MG: RIO 
CONCEIÇÃO E RIBEIRÃO CARAÇA...................................................................................................40 
 
Horn et al. – COMPOSIÇÃO QUÍMICA DE FITÓLITOS INDICANDO À CONCENTRAÇÃO DE METAIS 
EM SOLO E ROCHAS: EXEMPLO DA REGIÃO DA MINERAÇÃO RIACHO DOS MACHADOS, MG......42 
 
Freimann et al. - GEOLOGIA DA REGIÃO DA SERRA MATRICULADA, A LESTE DE DATAS – MG 
ESCALA 1:25.000........................................................................................................................44 
 
 
 
A CAPACITAÇÃO EM ESTRATIGRAFIA DE ALTA RESOLUÇÃO É POSSÍVEL EM 
ROCHAS PROTEROZÓICAS? O EXEMPLO DA ESCOLA DE CAMPO NO 
SUPERGRUPO ESPINHAÇO DA CHAPADA DIAMANTINA (BA) 
 
Daniel Galvão Carnier Fragoso – PETROBRAS (danielfragoso@petrobras.com.br) 
Guilherme Pederneiras Raja Gabaglia – PETROBRAS (guilhermeraja@petrobras.com.br) 
Antonio Jorge Campos Magalhães – PETROBRAS (jmagal@petrobras.com.br) 
Ednilson Bento Freire – PETROBRAS (ebfreire@petrobras.com.br) 
Miguel de Morais Lima Silveira – PETROBRAS (miguel.silveira@petrobras.com.br) 
Carlos Daniel Arregui – PETROBRAS ARGENTINA (carlos.arregui@petrobras.com) 
 
A Estratigrafia de Alta Resolução, que se lastreia nos princípios da Estratigrafia de 
Sequências, é um dos principais desafios atuais da geologia sedimentar e uma ferramenta 
poderosa para a caracterização e a modelagem geológica de reservatórios. O Programa de 
Capacitação em Estratigrafia de Alta Resolução (PCEAR) da Petrobras propõe a utilização de 
afloramentos para a aplicação metodológica e detalhada sobre o tema. Este esforço está 
integrado com um dos principais objetivos da companhia, qual seja, o crescimento da produção 
de petróleo na seção Pré-Sal e a redução do declínio em outras áreas (onshore e offshore). A 
metodologia de ensino foi concebida e desenvolvida inteiramente por geólogos da Petrobras 
sob a coordenação da Universidade Petrobras e da área de Geologia de Reservatório. O referido 
programa, fundado em 1997, tem abrangido até esta data a formação de mais de 1200 
geocientistas e engenheiros da companhia e apoiado o desenvolvimento de teses de doutorado 
e dissertações de mestrados, a partir do detalhamento de quatro laboratórios de campo na 
América do Sul (Brasil, Argentina e Peru). A escola de campo pioneira deste programa localiza-se 
no Brasil, na região da Chapada Diamantina (BA), onde afloram rochas precambrianas do 
Supergrupo Espinhaço. 
Metodologia - O PCEAR se realiza em quatro áreas de campo: Chapada Diamantina, na 
Bahia; bacias de Neuquén e de Salta, na Argentina; Baciade Talara, no Peru. Estas áreas foram 
escolhidas por apresentarem exposições rochosas com boa preservação do registro sedimentar 
e grande continuidade vertical e lateral dos afloramentos. Tais características são essenciais 
para proporcionar a construção de uma solução de interpretação evolutiva baseada na 
hierarquização estratigráfica. 
A dinâmica do processo de capacitação constitui-se em um exercício contínuo da 
aplicação prática dos princípios estratigráficos e sedimentológicos mais atuais, nas mais diversas 
escalas. O resultado final é a construção de um modelo estratigráfico integrado para a área de 
estudo, tendo como objetivo maior exercitar o ordenamento hierárquico das observações no 
tratamento dos dados de afloramentos, estabelecendo-se uma análise eficaz e preditiva de uma 
seção sedimentar. A cada intervalo correlacionável, o trabalho metodológico inicia-se na busca 
da compreensão da variação do nível de base – como efeito da interrelação entre eustasia e 
subsidência – de média e de alta frequência. Em sequência, são realizados: a) levantamento de 
seções geológicas na escala de 1:40 a 1:200; b) identificação de fácies e de suas associações; c) 
definição de elementos deposicionais e arquiteturais; d) delineamento e hierarquização de 
superfícies limitantes; e) definição de padrões de empilhamento; f) reconhecimento de sistemas 
deposicionais; g) definição dos tratos de sistemas; h) correlação entre os afloramentos a partir 
do critério de rastreabilidade das superfícies e, finalmente, i) estabelecimento de um arcabouço 
estratigráfico através do reconhecimento de sequências de baixa e de alta resolução. Como 
suporte da atividade de levantamento de dados de campo, os participantes recebem foto-
mosaicos dos afloramentos estudados, além das respectivas informações de datação 
radiométrica, perfis de GR, seções de GPR e dados de análise geoquímica. 
A Chapada Diamantina como laboratório de campo para a Estratigrafia de Alta 
Resolução - As excepcionais exposições rochosas do Supergrupo Espinhaço na Chapada 
Diamantina (BA) apresentam as características necessárias para desenvolver a metodologia da 
Estratigrafia de Alta Resolução: baixo grau de deformação, boa preservação das estruturas 
sedimentares, grande continuidade vertical e horizontal das camadas e das superfícies. 
 O processo educativo se desenvolve através de trabalho de campo e de escritório 
realizado durante 7 dias, sediado na cidade de Lençóis (BA). Inicialmente, são apresentadas 
noções sobre a geologia regional, princípios de sedimentologia e conceitos básicos da 
estratigrafia de sequências. Durante os trabalhos de campo, são descritos perfis litológicos 
verticais em afloramentos-chave das formações Mangabeira, Açuruá e Tombador, sendo esta 
última o principal foco da capacitação. Nelas são observados registros sedimentares de natureza 
éolica, estuarina, flúvio-aluvial e de plataforma rasa. Em cada um desses ambientes são 
identificados os elementos arquiteturais e suas alternâncias no empilhamento estratigráfico 
que, com a definição de padrões de empilhamento e de superfícies estratigráficas, dão origem a 
um ordenamento em sequências de mais alta frequência (arbitradas serem de 4
as
 e 5
 as 
ordens - 
escala de reservatórios). As clássicas sequências de 3
a
 ordem (escala da exploração de petróleo) 
são caracterizadas a partir da alternância de sistemas deposicionais, interpretadas como 
decorrentes das variações eustáticas de maior amplitude. Sucessões sedimentares 
representativas de mudanças paleogeográficas de maior magnitude, normalmente de origem 
tectônica (tectônica modificadora) e que atingem grandes áreas de uma bacia, são identificadas 
como sequências de 2
a
 ordem. Finalmente, os grandes pacotes separados por discordâncias 
angulares e/ou grandes hiatos deposicionais, interpretados como o preenchimento completo de 
uma bacia, são atribuídos às sequências de 1
a
 ordem. 
 Por fim, é apresentado aos participantes um caso real, na Bacia do Espirito Santo, onde 
a utilização da metodologia de Estratigrafia de Alta Resolução permitiu alavancar a recuperação 
de um campo com histórico de forte declínio de produção. 
O ganho em habilidade pretendido para os participantes deste programa deve se 
materializar no trabalho de exploração (estudo regional) e, principalmente, no de geologia de 
reservatórios (estudo de detalhe). Objetiva-se com isso capacitar os profissionais da companhia 
na elaboração de processos mentais em Estratigrafia de Alta Resolução para fazer face aos 
desafios de desenvolvimento de um campo de petróleo real. 
 
 
QUANTIFICAÇÃO DA DEFORMAÇÃO EM ROCHAS METASSEDIMENTARES 
DA FOLHA DIAMANTINA (SE23.Z-A-III) 
 
Luiz Guilherme Knauer - CPMTC/CGE - UFMG (gknauer@gmail.com) 
 
A Folha Diamantina (limitada pelas latitudes 18°00’S e 18°30’S e pelas longitudes 43°30’W e 
44°00’W), típica do chamado Setor Meridional da Serra do Espinhaço em Minas Gerais, é 
caracterizada geologicamente por unidades desde arqueanas até neoproterozoicas, recobertas 
muitas vezes por sedimentos cenozoicos. O Arqueano está representado por dois tipos de 
terrenos cuja relação recíproca ainda não é clara, incluindo o chamado Complexo de Gouveia 
(gnaisses, migmatitos e rochas graníticas), e a sequência vulcano-sedimentar do Grupo Pedro 
Pereira. O Paleoproterozóico subdivide-se em dois períodos separados pelo chamado “Evento 
Transamazônico”, sendo o mais antigo representado pelo Grupo Costa Sena, que inclui variados 
tipos de xistos, quartzitos e formações ferríferas bandadas. 
O Supergrupo Espinhaço tem início de deposição nas proximidades dos 1800 milhões de anos. 
As unidades mais basais relacionam-se ao Estateriano, enquanto aquelas intermediárias e do 
topo depositaram-se já no mesoproterozoico. Dominam amplamente rochas 
metassedimentares sobre quantidades muito menores de metavulcanitos, com realce para 
quartzitos, filitos e metaconglomerados. A passagem, em direção a leste, para ambientes com 
deposição química é notável. Conjuntos mais jovens, em boa parte neoproterozoicos, estão 
associados aos grupos Macaúbas e Bambuí e à Suíte MetaígneaPedro Lessa. 
A estruturação geral da Serra do Espinhaço na região considerada ocorre por meio de um 
expressivo sistema de falhas inversas/zonas de cisalhamento dúctil de direção meridiana e que 
evidencia transporte de massa, aproximadamente, de leste para oeste. No interior dos blocos 
separados por estas falhas/zonas de cisalhamento tornam-se comuns amplas dobras 
assimétricas, abertas até localmente fechadas. 
A quantificação da deformação em rochas quartzíticas da folha foi realizada através da aplicação 
dos métodos Fry (deformação da matriz) e Rf/ϕ (deformação dos clastos), os quais definem a 
elipticidade (Rs), angulo entre o eixo maior da elipse de deformação e a direção da foliação (q’), 
e o grau de arredondamento dos grãos e sua flutuação (D). A partir da associação dos dados nos 
planos cinemáticos XZ e YZ, foram obtidos o “Parâmetro de Flinn” ((Rxy – 1)/(Ryz - 1)) e o 
“Parâmetro Logarítmico de Flinn” (Ln (Rxy – 1)/Ln (Ryz – 1)), definindo a forma do elipsoides. 
Outros parâmetros calculados incluem a medida da intensidade de distorção do elipsoide de 
deformação, a medida de intensidade de deformação do elipsoide, o “Parâmetro de Lode” (que 
utiliza os valores logarítmicos do comprimento dos semieixos do elipsoide de deformação para a 
descrição da sua forma), e o “Parâmetro de Nadai” (quantidade da deformação cisalhante em 
plano octaedral). 
 
Métodos de quantificação do “strain” requerem a presença de marcadores da deformação, 
cujas relações de forma, arranjo e posicionamento possibilitem a quantificação das mudanças 
de um corpo rochoso quando submetido a esforços tectônicos. A generalização dos fatores 
iniciais é problemática, na medida em que não são claras as condições do comportamento 
diferencial de marcadores e suas matrizes,da influência das descontinuidades originais e da 
própria amostragem em regiões com zonas de cisalhamento discretas. Limitações adicionais em 
sequências metassedimentares do Pré-cambriano incluem o eventual caráter policíclico dos 
esforços aos quais as sequências foram submetidas. Ademais, deve-se considerar que grãos 
individuais não são necessariamente esféricos antes da deformação, que nem sempre existe 
distribuição uniforme inicial dos grãos e que a simetria em relação ao acamamento é rara. 
Considerando 92 determinações em rochas quartzíticas de baixo grau metamórfico 
(parcialmente apresentadas em Knauer, 1999; Cordeiro, 2008 e Lopes-Silva, 2008), evidencia-se 
o predomínio amplo de maior absorção da deformação pelos grãos. A aplicação dos parâmetros 
de Flinn e Logarítmico de Flinn mostram o domínio de elipsoides oblatos situando, portanto, a 
maioria das amostras no campo do achatamento. As estimativas de mudanças sofridas por cada 
eixo cinemático mostram um alto grau de variabilidade, podendo ser generalizadas em valores 
entre +12% e +116% no eixo X, entre -15% e +42% no eixo Y, e entre -15% e -58% no eixo Y. 
As determinações realizadas confirmaram uma maior deformação nas regiões onde zonas de 
cisalhamento dúctil foram observadas ou anteriormente inferidas, comprovando a 
aplicabilidade desta metodologia para tal definição. Esta metodologia foi também aplicada em 
metabrecha da base da Formação São João da Chapada, com determinação dos elipsoides da 
matriz e de clastos provenientes da Formação Bandeirinha. Os dados obtidos, que mostram uma 
completa dispersão na orientação dos elipsoides dos clastos, evidenciam um evento 
deformacional mais antigo que afetou a Formação Bandeirinha. 
A plotagem dos elipsoides em mapa regional explicita a partição da deformação, assim como o 
aumento desta para sudeste, compatível com os mapeamentos anteriormente realizados na 
porção meridional da Serra do Espinhaço. 
Referências Bibliográficas: 
Cordeiro J.S. 2008. A quantificação da deformação em rochas metassedimentares dos grupos 
Costa Sena e Guinda, Paleoproterozóico da Serra do Espinhaço Meridional. Instituto de 
Geociências, Universidade Federal de Minas Gerais, Dissertação de Mestrado, 280 p. 
Knauer L.G. 1999. Aspectos estratigráficos e estruturais das unidades proterozóicas da Serra do 
Espinhaço Meridional e suas implicações para a caracterização do Evento Uruaçuano. Instituto 
de Geociências e Ciências Exatas, Universidade Estadual Paulista, Tese de Doutoramento, 226 p. 
Lopes-Silva L. 2008. Relação estratigráfica e estrutural entre os grupos Costa Sena e Guinda na 
região de Diamantina, Minas Gerais. Instituto de Geociências, Universidade Federal de Minas 
Gerais, Dissertação de Mestrado, 198p. 
 
 
LITOTIPOS DO COMPLEXO DE GOUVEIA (MG) E SUAS IDADES 
 
Alexandre de Oliveira Chaves – CPMTC-IGC-UFMG (alochaves@yahoo.com.br) 
 
A depressão de Gouveia (MG) representa uma janela estrutural do embasamento 
cristalino de cerca de 15 km de largura e 120 km de comprimento, arranjada segundo NW-SE e 
embutida na Serra do Espinhaço Meridional. Em termos geotectônicos, a região integra o 
Orógeno Araçuaí, que margeia o Craton São Francisco (CSF) a leste. Este orógeno desenvolveu-
se durante o Ciclo Brasiliano entre 630 e 490 Ma (Pedrosa-Soares et al., 2001), gerando na Serra 
do Espinhaço grandes falhamentos e dobramentos de eixos norte-sul com vergência em direção 
ao CSF. O metamorfismo superimposto localmente é de fácies xisto-verde. Litotipos 
diversificados da referida janela constituem o Complexo de Gouveia (Hoffmann, 1983), cada 
qual com idade e características petrográficas e litoquímicas próprias, reveladoras do ambiente 
geodinâmico de sua formação. 
O Complexo de Gouveia é constituído essencialmente por uma massa de leucogranito 
peraluminoso a duas micas com granada, muitas vezes porfirítico, derivado da anatexia de 
gnaisses e migmatitos paraderivados, cujos restos são encontrados em seu interior (Hoffmann, 
1983; Knauer &Grossi-Sad, 1997; Chaves & Coelho, 2013). Machado et al. (1989) encontraram 
idades discordantes U-Pb em zircão de 2839 +/- 14 Ma (intercepto superior) e 1844 +/- 15 Ma 
(intercepto inferior) para o leucogranito. A idade do intercepto superior representaria a idade 
arqueana de formação dos gnaisses e migmatitos, cujos zircões foram herdados pelo 
leucogranito durante o evento anatético, evento este registrado pela idade do intecepto inferior 
(idade também encontrada em monazitas de 1811 +/- 32 Ma do leucogranito por Chaves & 
Coelho, 2013). Os leucogranitos encontram-se localmente deformados ao longo de extensas 
zonas de cisalhamento subverticais. Turmalinitos tardios locais, ricos em quartzo e 
sericita e com monazitas datadas em 634 +/- 20 Ma (Chaves & Coelho, 2013), cruzam o 
leucogranito ao longo das zonas de cisalhamento e guardam clastos de quartzito. 
Nos arredores da cidade de Gouveia, embutidas em gnaisses do Complexo de Gouveia, 
aparecem rochas plutônicas metamorfisadas, com termos variando desde lamprófiros 
melanocráticos (ricos em flogopita e anfibólio, com microclina intersticial), monzonitos 
melanocráticos (com anfibólio, biotita, microclina e plagioclásio), sienitos mesocráticos até 
quartzo-sienitos leucocráticos (com microclina, biotita e quartzo). Todas elas são rochas 
metaluminosas e compõem uma suíte magmática alcalina saturada em sílica, denominada Suíte 
Gouveana, cujos litotipos estão geneticamente inter-relacionados por processos de 
fracionamento magmático. A colocação da Suite Gouveana está tectonicamente associada às 
transcorrências regionais da fase pós-colisional do Evento Riaciano/Orosiriano (Chaves et al., 
2014). Duas discórdias U-Pb foram obtidas para um cristal de titanita do monzonito da Suite 
Gouveana. Uma delas, correspondente aos pontos da região central do cristal de titanita, 
forneceu intercepto superior de 1948 +/- 11 Ma (idade de cristalização da Suite Gouveana) e 
intercepto inferior de 447 +/- 83 Ma (imposição metamórfica Brasiliana). A outra discórdia, 
gerada a partir dos pontos ablacionados na borda do cristal, produziu intercepto superior de 
1731 +/- 12 Ma (abertura do sistema U-Pb da titanita promovida pela elevação de isotermas 
crustais durante a Tafrogênese Estateriana Espinhaço) e intercepto inferior de 499 +/- 270 Ma 
(imposição metamórfica Brasiliana) (Chaves et al., 2015). 
De ocorrência adjacente à suíte Gouveana, são identificadas rochas subvulcânicas 
traqui-andesíticas porfiríticas levemente metamorfisados, com fenocristais de plagioclásio e 
 
sanidina e matriz também rica em feldspatos, contendo biotita, epidoto e quartzo. São rochas 
metaluminosas toleíticas de alto-K (Chaves et al., 2014). Sugere-se que estas rochas 
cristalizaram-se a 1,16 Ga, com base em idade U-Pb de rochas vulcanoclásticas também 
traquiandesíticas, situadas entre Gouveia e Pedro Pereira, datadas por Chaves et al. (2013). Os 
traqui-andesitos subvulcânicos foram metamorfisados no Brasiliano, de acordo com idade 
isocrônica Sm-Nd de rocha total e concentrados minerais de 0,45 Ga (Chaves et al., 2015). Este 
método produziu ainda uma idade modelo TDM de 1,25 Ga para os traqui-andesitos 
subvulcânicos, o que desvincula sua gênese à da Suite Gouveana (Chaves et al., 2015). 
De acordo com Knauer &Grossi-Sad (1997), posicionados no Complexo de Gouveia como 
escamas de empurrão de pequena dimensão, ainda ocorrem xistos verdes de composição básica 
e ultrabásica, sericita-quartzo xistos e itabiritos pertencentes ao Grupo Pedro Pereira, de idade 
arqueana. Bordejando o Complexo de Gouveia, quase sempre com contatos falhados, ocorrem 
quartzo-mica xistos e filitos do Grupo Costa Sena, o qual contém, ainda, quartzitos, quartzitos 
conglomeráticos, formação ferrífera, metabasitos, metaultrabasitos e metavulcânicas félsicas, 
estas últimas de idade 2,05 Ga (Machado et al., 1989). Metadiabásios de 906 Ma (Machado et 
al., 1989) da Suíte Pedro Lessa (correlacionáveis ao enxame de diquesFormiga de Chaves, 2013 
e supostos metadiabásios estaterianos, correlacionáveis aos diques do enxame Pará de Minas 
de Chaves, 2013) cortam o Complexo de Gouveia. Eles foram metamorfisados na fácies xisto-
verde durante o evento tectonotermal Brasiliano (Dossin et al., 1993). 
 
REFERÊNCIAS 
-Chaves, A.O. 2013. Enxames de diques máficos de M. Gerais – o estado da arte. Geonomos 21(1): 29- 
33. 
-Chaves, A.O. & Coelho, R.M. 2013. Petrografia, geoquímica e geocronologia do leucogranito 
peraluminoso do Complexo de Gouveia-MG. Geonomos, 21(2): 1-12. 
-Chaves, M.L.S.C, Silva, M.C.R, Scholz, R., Babinski, M. 2013. Grenvillian age magmatism in the Southern 
Espinhaço Range (Minas Gerais): evidence from U-Pb zircon ages. Braz. J. Geology (antiga Rev. Bras. 
Geociências), 43(3): 477-48. 
-Chaves A.O., Coelho, R.M., Renger, F.E., Dussin, T.M., Azevedo, M.R.M.A., Ribeiro, S.M. 2014. 
Petrografia e Litoquímica do Magmatismo Tardi-orogênico Toleítico Alto-K e da Suíte Pós-colisional 
Alcalina Saturada em Sílica de Gouveia (MG). Geoch. Brasiliensis 28(2): 117-130. 
-Chaves, A.O., Scholz, R., Lana, C., Renger, F.E., Coelho, R.M., Dussin, T.M., Azevedo, M.R.M.A., Ribeiro, 
S.M. 2015. Datação da suíte alcalina e do magmatismo toleítico alto-K de Gouveia (MG): juntos no 
espaço mas distantes no tempo. Geociências (UNESP) 34(3): 381-389. 
-Dossin, T.M., Dossin, I.A., Charvet, J., Pouclet, A., Lapierre, H. 1993. Late proterozoic mafic dykes swarm 
from the Espinhaço Range (Minas Gerais, Brazil): geochemistry and tectonic setting. In: Simpósio Sobre o 
Cráton São Francisco, 2, Salvador, Anais. p.128-130. 
-Hoffmann, C. 1983. The Archean peraluminous Gouveia Granite: its structures, geochemistry and phase 
petrology (Serra do Espinhaço, Minas Gerais, Brazil). N. Jb. Min., 2: 359-371. 
-Knauer, L. G. & Grossi-Sad, J. H. da 1997. Geologia da Folha Presidente Kubitschek. In:Grossi-Sad, J. H.; 
Lobato, L. M.; Pedrosa-Soares, A. C. & Soares-Filho, B. S. (eds.). Projeto Espinhaço em CD-ROM (textos, 
mapas e anexos). Belo Horizonte, COMIG - Companhia Mineradora de Minas Gerais. p. 1901-2055. 
-Machado, N., Schrank, A., Abreu, F.R., Knauer, L.G., Almeida-Abreu, P.A., 1989. Resultados preliminares 
da geocronologia U-Pb na Serra do Espinhaço Meridional. In: SBG, Núcleo Minas Gerais, Boletim 
Informativo, 10: 171-174. 
-Pedrosa-Soares, A.C., Noce, C.M., Wiedemann, C.M., Pinto, C.P., 2001. The Araçuaí–West Congo orogen 
in Brazil: An overview of a confined orogen formed during Gondwanland assembly. Prec. Research, 110: 
307-323. 
 
CÓRREGO DO FOGO EMERALD DEPOSIT: A POSSIBLE NORTHWARD 
EXTENSION OF THE EMERALD BELT IN MINAS GERAIS 
 
M.A. Fonseca, UFOP, marco@degeo.ufop.br 
F.R.M. Pires, frm_pires@yahoo.com.br 
M.S. Marinho, CPRM, 
 
marcelo.marinho@cprm.gov.br 
 
Introduction 
Emerald deposits in Minas Gerais occur as isolated and somewhere continuous bodies 
along a 15 km length linear NNW/SSE trending zone in NE corner of the Quadrilátero Ferrífero. 
They are hosted in Archean schists. These kind of deposits are considered to be of the classical 
type, which are related to granitic pegmatites and dykes or hydrothermal veins that cross cut Cr-
V mafic-ultramafic rocks (Rudowski et al, 1987; Sinkankas, 1981; Schwarz and Giuliani, 2001). 
Emerald is hosted by phlogopite schists or plagioclasites and is derived from the 
interaction between Be-rich pegmatitic (or pneumatolytic-hydrothermal) fluids and hosting 
volcano-sedimentary rocks with chromophore elements (Cr, Fe and V). The process of 
interaction allows the transference of beryllium and crystalization of emerald. 
In the NE Quadrilatero Ferrífero, the most important mines are Capoeirana, Belmont 
and Piteiras (Souza, 1990; Ribeiro, 2004) and still now they produce high quality emeralds. 
In this paper, we described the Córrego do Fogo deposit, a northward occurrence of 
phlogopite schists that host beautiful centimetre- scale emerald crystals. 
 
Regional Geology 
The studied area is located within the limits of the Malacacheta Quadrangle (1:100.000, 
Vidigal and Sad 1997). The basement is represented by layered tonalitic to granodioritic gneisses 
and lit-par-lit migmatites with numerous inclusions of up to 80m thick, meta-basaltic 
amphibolites, meta-ultrabasites and quartzites referred to the Guanhães Complex. In tectonic 
contacts with the gneisses there are quartz-muscovite-biotite-schist (Salinas Formation) that 
laterally grade to graphite schists with occasional staurolite, garnet, kyanite and sillimanite and 
intercalations of amphibolites, meta-ultrabasites and quartzites of the Macaúbas Group. 
Upward, the quartzites become thicker, named as Capelinha Formation. Concentrations of some 
trace elements (V, Ni, Cr, Zn, Cu) and minor elements (Ti) and other elements (F, Ba, Rb, Li, Sn) 
reveal hydrothermal alteration and high concentrations of K, Mg and Na points out to a regional 
metasomatism. High Fe2O3/FeO ratios indicate an increase of the oxygen fugacity, concomitantly 
with the metasomatism and hydrothermal alteration. Deformed leuco-granite forms two 
distinct concordant bodies with the foliation of the schist, and may have influenced the 
alexandrite and emerald mineralizations. 
The complex structure of the area is apparently derived from the westward thrusting 
accompanied by strong shearing process with development of the regional main foliation, folds 
and faulting, which produced significant disorientations and distortions of the schists, 
amphibolites, meta-ultramafites and quartzites within the gneisses. 
Increasing eastward metamorphism from the upper greenschist to amphibolite facies, 
locally reaching the boundary amphibolite-granulite, was followed by a regional K-Mg 
metasomatism responsible for the biotite-muscovite crystallizations. The Be enrichment during 
the metasomatism formed rigid boudins within the Mg-rich, phlogopitic schist close to the 
contact with the deformed, banded granite to generate the emerald deposits. 
 
The Córrego do Fogo Emerald deposit 
The Córrego do Fogo emerald deposit is located at the headwaters of the Córrego do 
Fogo, at about 18 km south of the alexandrite deposit of Setubinha and the Córrego do Fogo 
alexandrite deposit (Basílio et al 2013). It is hosted by strongly deformed phlogopite schist. The 
schist weathers to an argillaceous, reddish brown soil and is enclosed in leuco-granite gneiss. A 
NE striking regional foliation dips to the SE. Greisenized pegmatites with quartz-biotite-
muscovite-tourmaline cut the granite gneiss. The phlogopite schist is strongly sheared and 
boudinaged and hosts 5 cm long, rigid boudins composed of green beryl or emerald surrounded 
by phlogopitic schist with small amounts of minute bluish corundum disposed along the 
foliation. It can be perceived under the microscope, that the 2-4 cm long boudins are formed by 
either beryl or emerald monocrystals or several beryl crystals arranged within the boudin, 
exhibiting seriated contours and weak cleavage planes. In the surrounding phlogopitic schist, 
amphibole is partly replaced by phlogopite, decreasing the amphibole amount toward the 
boudin. Sparse inclusions of carbonate+apatite+albite crystals can be found within the beryl, 
and trails of CO2-rich fluid inclusions also occur. In some cases the beryl forming boudin displays 
partly corroded hexagonal contours. Quartz and albite occur at the pressure shadow fringe 
zones around the crystals. 
Considering that phlogopite schist also contains alexandrite in large segregations and 
minute corundum crystals, the following reactions can be envisaged: 
 
Be3Al2Si6O18 + 2 Al2O3 + 12 H2O = 3 BeOAl2O3 + 6 H4SiO4 (1) 
 (beryl) (corundum) (fluid) (alexandrite) (released) 
 
Be3Al2Si6O18 + 2 Al2O3 = 3 BeOAl2O3 + 6 SiO2 (2) 
 (beryl) (corundum) (alexandrite) (quartz) 
 
The H4SiO4 released mayresult in the quartz crystals found in the mined areas. 
The emerald occurrence at Córrego do Fogo is important for two main reasons: first it 
confirms a possible northward extension of the emerald belt thus opening new potential targets 
for mineral exploration. Also, the typology of the deposit may shed light on beryl genesis. 
 
References 
Basílio, M.S., Soares, A.C.P., Evangelista, H.J. 2013. Depósitos de Alexandrita de 
Malacacheta, Minas Gerais. Geonomos 8(1) 47-54. 
Guimarães, M.L.V.& Sad, J.HG.1997. Geologia da Folha Malacacheta, Minas Gerais. In: 
Projeto Espinhaço, Capítulo 15, COMIG, p. 1505-1574. 
Ribeiro, P.A. 2004. Geologia e Controle Estrutural dos corpos mineralizados em 
Esmeraldas do Garimpo de Capoeirana, Nova Era, MG. UFOP, Dissertação de Mestrado, 140p. 
Rudovski, L. ; Giulliani, G.; Sabaté, P. 1987. Les phlogopitites à émeraude du voisinage 
des granites de Campo Formoso et Carnaíba (Bahia, Brézil): un exemple de minéralisation 
protérozoique à Be, Mo et W dans des ultrabasiques métassomatisées. C. R. Acad. Sc. Paris, t. 
304, série II, n 18, 1129-1134. 
Sinkankas, J. 1981. Emeralds and other beryls. Radnor, Chilton Book Company, 665p. 
Swartz, D.; Giulliani,G. 2001. Emerald deposits: a review. The Australian Gemologist 21 
(1): 17:23. 
 
CARACTERIZAÇÃO MORFOMÉTRICA DA BACIA HIDROGRÁFICA DO 
RIBEIRÃO CARAÇA, QUADRILÁTERO FERRÍFERO (MG) 
 
Laura Pereira do Nascimento - UFOP (lauraifmg@gmail.com) 
Hubert Mathias Peter Roeser -
 
UFOP (hubert-deamb@em.ufop.br) 
Aníbal da Fonseca Santiago - UFOP (anibal@em.ufop.br) 
Deyse Almeida dos Reis- UFOP (deysereis.reis@gmail.com) 
Lorena Soares Laia Cabral - UFOP (lorena.slc17@gmail.com) 
 
Introdução 
O estudo morfométrico de bacias hidrográficas fornecem informações quanto ao seu 
comportamento hidrológico através de análises da relação entre sua fisiografia e sua dinâmica 
hidrológica. Nesse sentido, o objetivo desse trabalho foi realizar a análise morfométrica da bacia 
hidrográfica do Ribeirão Caraça. 
 
Metodologia 
A área de estudo é a bacia hidrográfica do Ribeirão Caraça que está localizada a sul da Serra 
do Espinhaço em Minas Gerais (Fig. 1). Sua área de drenagem é de 126,92 km² e está inserida no 
domínio geomorfológico do Quadrilátero Ferrífero. 
 
 
FIGURA 1 - Localização geográfica da bacia hidrográfica do Ribeirão Caraça 
 
Para realização desse estudo os índices e parâmetros morfométricos foram determinados 
através da manipulação de bases cartográficas utilizando o Sistema de Informações Geográficas 
(SIG), ArcGIS 10.2. O aplicativo MS Excel® também foi utilizado. 
 
Resultados e discussão 
 Os parâmetros morfométricos calculados estão apresentados na Tabela 1. O coeficiente de 
compacidade superior a 1 e o índice de circularidade menor que 0,51 indicam que a bacia 
hidrográfica do Ribeirão Caraça possui formato alongado, o que favorece o escoamento superficial e 
reduz a ocorrência de cheias e inundações. 
Além disso, a densidade de drenagem (2,27 km/km²) também aponta para uma média 
capacidade de drenagem da bacia, visto que Villela e Mattos (1975) apud Cardoso et al. (2006) 
afirmam que esse índice pode variar de 0,5 km/km2 , em bacias com baixa rede drenagem, a 3,5 
km/km2, ou mais, em bacias bem drenadas. Para manter um metro de canal fluvial na bacia do 
Ribeirão Caraça é necessário 440,78 m² de área, conforme foi calculado pelo coeficiente de 
manutenção. 
Apesar disso, a bacia tem características que podem favorecer a sua degradação 
dependendo dos usos do solo. Isso é evidenciado pelo índice de rugosidade (3067,29) considerado 
significativo, o qual indica a probabilidade de degradação de uma bacia. O que corrobora com tal 
fato é a análise da altimetria da bacia. A amplitude altimétrica de 1352 metros indica relevos mais 
íngremes, os quais atribuem maior velocidade ao escoamento superficial, favorecendo a sua ação 
erosiva e reduzindo o tempo para infiltração da água da chuva no solo. 
 
Tabela 1 - Parâmetros e índices morfométricos. 
Parâmetros Valor Índices Valor 
Área 126,92 Km² Comprimento do rio principal 29,81 km 
Perímetro 63,12 km Coeficiente de compacidade 1,57 
Comprimento total de drenagem 287,95 km Índice de circularidade 0,40 
Densidade de drenagem 2,27 km/km² Altitude média 140,00 m 
Altitude máxima 2076,00 m Índice de rugosidade 3067,29 
Altitude mínima 724,00 m Coeficiente de manutenção 440,78 
Amplitude altimétrica 1352,00 m 
 
Conclusões 
As características físicas da bacia hidrográfica do Ribeirão Caraça tende a favorecer o 
escoamento superficial, no entanto o uso e ocupação do solo assim como os aspectos litológicos 
devem ser investigados a fim de prevenir possíveis processos erosivos na bacia. 
 
Referências bibliográficas 
CARDOSO, Christiany Araujo et al. Caracterização morfométrica da bacia hidrográfica do rio 
Debossan, Nova Friburgo, RJ. Rev. Árvore, Viçosa, v. 30, n. 2, p. 241-248, abr. 2006. 
 
Agradecimentos 
Agradecemos ao CNPq, Fapemig, Fundação Gorceix e UFOP pelo apoio nesta pesquisa. 
 
 
DISTRIBUIÇÃO ESPACIAL DO OXIGÊNIO DISSOLVIDO NA BACIA 
HIDROGRÁFICA DO RIO PEIXE, ITABIRA (MG) 
 
Laura Pereira do Nascimento - UFOP (lauraifmg@gmail.com) 
Hubert Mathias Peter Roeser -
 
UFOP (hubert-deamb@em.ufop.br) 
Aníbal da Fonseca Santiago - UFOP (anibal@em.ufop.br) 
Deyse Almeida dos Reis - UFOP (deysereis.reis@gmail.com)
 
 
Lorena Soares Laia CabraL- UFOP (lorena.slc17@gmail.com) 
 
Introdução 
O oxigênio dissolvido (OD) é um dos principais parâmetros utilizados na avaliação da 
qualidade das águas naturais, pois ele está intimamente relacionado aos processos oxidativos e 
metabólicos que ocorrem em ecossistemas aquáticos. Além disso, a depleção da sua concentração 
nas águas é um indicativo de poluição hídrica por matéria orgânica. Dessa forma, as metodologias de 
interpolação espacial têm sido utilizadas para obter informações quanto à distribuição espacial de 
variáveis limnológicas, fornecendo subsídios para o gerenciamento de bacias hidrográficas. Nesse 
contexto, o objetivo desse trabalho foi analisar a distribuição espacial do oxigênio dissolvido na bacia 
hidrográfica do Rio Peixe. 
 
Metodologia 
A bacia hidrográfica do Rio do Peixe é uma sub-bacia do Rio Doce e está localizada no leste 
do estado de Minas Gerais, a sul da Serra do Espinhaço. Sua área abrange os municípios de Itabira e 
Nova Era. 
O estudo se desenvolveu a partir de analises in situ de oxigênio dissolvido durante o período 
úmido (março/2015) e período seco (julho/2015) em 12 pontos de amostragens da bacia 
hidrográfica do Rio Peixe, conforme a Figura 1. 
Os pontos de amostragem foram georreferenciados utilizando o sistema de referência 
espacial UTM DATUM SIRGAS 2000. As concentrações de oxigênio dissolvido (mg/L) foram obtidas 
através do medidor multiparâmetro portátil HQ40d da marca Hach. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
FIGURA 1 - Mapa de localização da bacia hidrográfica do Rio Peixe 
Os dados das coordenadas geográficas dos pontos e suas respectivas concentrações de 
oxigênio dissolvido foram organizados em planilhas eletrônicas e em seguida plotados em um 
sistema de informação geográfica. O mapa de distribuição espacial do oxigênio dissolvido foi 
elaborado através de uma metodologia de interpolação espacial disponível na função Inverse 
Distance Weigthed (IDW) do aplicativo ArcGIS 10.2
®
 da Esri. 
 
Resultados e discussão 
Observa-se que o médio curso do rio Peixe, tanto no período úmido quanto no seco, 
apresentaram as menores concentrações do oxigênio dissolvido, o que pode estar relacionado ao 
fato dessa área ser predominantemente urbana e sofrer constantes lançamentos de efluentes 
doméstico in natura, conforme a Figura 2. Tal fato se baseia nos índices de coleta e tratamento de 
esgoto, respectivamente, 80,27% e 35,26%, do município de Itabira em 2013 (BRASIL, 2015). A 
redução da concentração de oxigênio dissolvido é causada principalmente pelos processos aeróbicosde decomposição de matéria orgânica presente na massa líquida. 
Apesar disso, o alto e baixo curso do Rio Peixe apresentam as maiores concentrações de 
oxigênio dissolvido para ambas as estações do ano. Isso pode estar relacionado ao uso e ocupação 
do solo e ao aumento da vazão a jusante. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Conclusões 
A análise espacial da concentração de oxigênio dissolvido na bacia hidrográfica do Rio Peixe 
indica que a qualidade das águas quanto a esse parâmetro pode estar relacionada aos impactos das 
ações antrópicas assim como ao comportamento hidrológico dos mananciais ao longo da área da 
bacia. Dessa forma, tal análise pode auxiliar na identificação de áreas susceptíveis a depleção do 
oxigênio dissolvido, exigindo mais atenção do órgão gestor de recursos hídricos. 
 
Referências bibliográficas 
BRASIL. Ministério das Cidades. Sistema Nacional de Informações sobre Saneamento (SNIS). 
Aplicativo Série Histórica. Disponível em: < http://app.cidades.gov.br/serieHistorica/>. Acesso em: 8 
ago. 2015. 
 
Agradecimentos 
Agradecemos ao CNPq, Fapemig, Fundação Gorceix e UFOP pelo apoio nesta pesquisa. 
Figura 2 - Distribuição espacial do oxigênio dissolvido na bacia hidrográfica do Rio 
Peixe 
 
CARACTERIZAÇÃO DE QUARTZO- MICA XISTOS ORTODERIVADOS NA 
REGIÃO DE PEDRO PEREIRA, MINAS GERAIS 
 
Ian Costa Braga – UFMG (ian_costabraga@hotmail.com); 
Lívia Chaves de Menezes Alves – UFMG (livinhachaves15@gmail.com) 
Luan Andrade – UFMG (luan_nadador@hotmail.com) 
João Victor Araújo - UFMG (joaovar@yahoo.com.br) 
 
A área estudada situa- se na porção central do estado de Minas Gerais, na região do Espinhaço 
Meridional, próximo a Gouveia, distrito de Pedro Pereira, delimitada pelos vértices (UTM): 
Vértice 1, X:632.876m, Y:7.954.168m; Vértice 2, X:632.709m,Y:7.951.168m, Vértice 3, 
X:632.836m, Y:7.954.129m, Vértice 4, X:638.709, Y:7.951.129m. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1: Mapa geológico da área estudada elaborado pelos autores.A, B, e C são pontos de coleta de amostra. 
O mapeamento em escala 1: 25.000 evidenciou a presença de quatro unidades litológicas 
principais (Fig. 1). Dentre estas unidades, o embasamento é representado pelo Complexo de 
Gouveia, a unidade acima do embasamento é o Grupo Pedro Pereira, composto por rochas 
metabásicas, metaultrabásicas e metassedimentares de origem química. Sobre essas duas 
unidades afloram quartzitos do Supergrupo Espinhaço, em contato tectônico. 
Subordinadamente ocorrem rochas da Suíte Metaígnea Pedro Lessa. Durante a análise 
petrográfica das rochas coletadas foi constatado que grande parte das rochas antes mapeadas 
como Grupo Costa Sena são, possivelmente, resultado do cisalhamento dos granitóides do 
embasamento. Em campo, percebe-se que o embasamento, quando indeformado, representa 
Locais de coleta 
um granito porfirítico, que grada até os termos mais deformados, caracterizado como um 
quartzo-mica xisto com textura milonítica (Fig. 2.4 e 2.5). Xistos com textura protomilonítica 
aparecem associados (Fig. 2.3), registrando o termo intermediário da deformação do 
embasamento. 
Em lâmina delgada, foram descritas três amostras (Fig. 1. A, B, C e Fig.2), todas interpretadas 
como produto da deformação do granito do Grupo Gouveia. A amostra que representa o termo 
menos deformada (Fig. 1.A e Fig.2.1 e 2.2) é um feldspato-quartzo-mica xisto, com turmalina e 
cianita secundária (Fig. 2.2), que aparecem dispersas, sem orientação. Portanto, sugere-se uma 
origem pós-cinemática e metassomática para a formação da cianita e turmalina. Fenocristais de 
quartzo aparecem contornados pela foliação, marcada por sericita (Fig. 2.1), e com bordas de 
recristalização composta por quartzo com extinção ondulante (Fig 2.1). Poucos cristais de 
feldspato alcalino com geminação do tipo calrsbad (Fig 2.1), também aparecem na lâmina. Entre 
as amostras, a que representa o termo com deformação intermediária é constituída por um 
quartzo-sericita xisto com textura protomionítica (Fig.1.B e Fig.2.3). Nela é possível observar 
porfiroclastos de quartzo sigmoidais, contornadas por uma foliação marcada por sericita, e 
borda de recristalização marcada por cristais de quartzo com extinção ondulante. O termo mais 
deformado também é representado por um quartzo-sericita xisto (Fig.1.C,e Fig.2.4 e 2.5), porém 
com textura milonítica desenvolvida. Esta é marcada por ribbons policristalinas de quartzo e 
forte foliação dada por sericita. Cristais de zircão ipdiomorfo aparecem como mineral acessório 
(Fig 2.4), sugerindo a origem ortoderivada para esse xisto. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2: Fotomicrografias dos diferentes termos deformados do granito Gouveia. 2.1(Nicóis Cruzados) E 2.2(Nicóis descruzados): 
Feldspato-quartzo-mica xisto com cianita e turmalina metassomática pós-cinemática: 2.3(Nicóis Cruzados): Quartzo-sericita xisto 
com textura protomilonítica: 2.4(Nicóis Descruzados) e 2.4(Nicóis Cruzados): Quartzo-serica xisto com textura milonítica 
desenvolvida e cristal de zircão ipdiomorfo. (QUARTZO=QTZ: CIANITA=CIAN: FELDSPATO=FL: SERICITA=SER: ZIRCÂO=ZIRCÂO). 
0,25mm 
0,25mm 
0,50mm 
 0,25mm 
0,25mm 
 
AVALIAÇÃO DA QUALIDADE AMBIENTAL DA ÁGUA SUPERFICIAL DO 
CÓRREGO QUATRO VINTÉNS NO MUNICÍPIO DE DIAMANTINA - MG 
ARAUJO, A. D. – UFVJM (a-dias@live.com) 
BAGGIO FILHO, Hernando – UFVJM (hernandobaggio@yahoo.com.br) 
PINHO, I. P. A. – UFVJM (paulaillana96@gmail.com) 
DIAS, W. P. – UFVJM (welberth.dias@yahoo.com.br) 
COSTA, T. M. – UFVJM (thiagocostam@hotmail.com) 
FREITAS, M. O. – UFVJM (mariana.naninha@hotmail.com) 
 
Introdução: A qualidade da água é uma variável que, depende das características naturais e 
antrópicas no contexto de uma bacia hidrográfica. A escolha da sub-bacia do Córrego Quatro 
Vinténs se deu em função das particularidades naturais e das características do uso da terra. Sua 
sub-bacia encontra-se integralmente inserida na bacia hidrográfica do Rio Jequitinhonha. 
Encontra-se localizada na borda leste da Serra do Espinhaço Meridional – município de 
Diamantina-MG, drenando litologias do Supergrupo Espinhaço (Fig: 1). O estudo avaliou a 
qualidade físico-química da água superficial – parâmetros turbidez e cor da água, além, de 
verificar se os valores encontrados encontram-se dentro dos limites estabelecidos pelas 
Resoluções: CONAMA 357/05 e Portaria do Ministério da Saúde nº 518/2004. 
 
Figura 1: Mapa da bacia de drenagem, com a inserção dos pontos de amostragem e suas respectivas 
imagens. Base IBGE,2010. 
Etapas e métodos e técnicas: A pesquisa foi dividida em três etapas: 1a: revivões bibliográficas e 
cartográficas, planejamento da amostragem; 2a: campanhas de campo I II, coleta-estação seca e 
chuvosa, transporte, conservação das amostras, análises físico-químicas, parâmetros turbidez e 
cor da água; 3
a
: análises dos dados, tabulação, interpretação e redação final. 
Resultados e discussões: turbidez - os valores de turbidez (UNT) apresentados na tab. 1 
mostram uma distribuição heterogênea nos dois períodos climáticos, os valores variam entre 
1.74 UNT e 23.5 UNT na estação chuvosa e 11.4 UNT e 62.0 na seca. O CONAMA 357/05 estipula 
o valor de 40 UNT, já, a portaria do 518/04 do Ministério da Saúde estabelece o valor de 5 UNT, 
utlilizando as duas normativas, nota-se que, na estação seca, nenhum dos pontos violaram o 
limite estabelecido pelo CONAMA e, 11 pontos ultrapassaram o limite do MS – na estação 
chuvosa, 3 pontos violaram o limite – CONAMA e, todos os 12 pontos ultrapassaram o limite 
estabelecido pelo MS. De acordo, com os valores detectados para turbidez e compararados às 
receptivas normativas, as águas do córrego Quatro Vitens, não são apropriados para consumo 
humano, seja direto ou indireto, Fig. 2 – gráfico 1. Cor da água: este parâmetro foi medido para 
comprovar os resultados preocupantesdetectados para a turbidez, a cor da água é uma 
característica importante, pois, fornece ao observador indício de alterações naturais e 
antropicas. Os valores para cor da água (mg/L) apresentados na tabela 1, apontam uma 
distribuição heterogênea entre as estações climáticas, variando entre 23.52 a 187.09 mg/L – 
estação seca e 138.14 a 630.54 mg/L chuvosa. 
 
O CONAMA 357/05 não determina valores, define apenas que, os cursos d’água devem 
apresentar-se em sua cor natural, a MS-518/04, define padrões de potabilidade, determina que, 
o valor máximo para cor da água deve ser de 15 mg/L. Tendo com referência o valor etabelecido 
pela MS-515/04, a água do córrego Quatro Vinténs não pode ser utilizada, todos os pontos 
amostrados aprsensentam valores bem superiores a este, como mostra a Fig. 2 – gráfico 2. 
 
Figura 2: o gráfico 1: mostra os valores de UNT e o seu comportamento nas estações – seca e chuvosa – 
comparadas à resolução CONAMA 357/05, gráfico 2: apresenta os valores encontrado para a cor d água e 
o seu comportamento nas estações – seca e chuvosa, comparadas à Portaria 518/04 do MS. 
 
Considerações: O estudo mostrou que, em alguns pontos os níveis de turbidez (UNT) 
encontram-se alterados, três pontos – estação chuvosa, para o período seco, os doze pontos, 
estão dentro do limite estabelecido pelo CONAMA/357. Em relação à cor da agua, todos os 
pontos amostrados ultrapassaram, em muito, o limite estabelecido pelo MS/518. Os valores de 
UNT e cor da agua (mgl/L) apresentaram uma distribuição heterogênea – período seco e 
chuvoso, mesmo assim, nos dois períodos, os valores apresentaram-se elevados. O córrego 
Quatro Vinténs é um geoambiente frágil e que, não se encontra envolvido em nenhum projeto 
de recuperação ambiental. Fica evidente, a necessidade de monitoramento mais eficaz dessa 
importante sub-bacia, já que, a mesma drena totalmente a área urbana e rural do município de 
Diamantina. 
 
PETROLOGIA E PALEOCLIMATOLOGIA DA FORMAÇÃO GALHO DO MIGUEL, 
SERRA DO ESPINHAÇO MERIDIONAL NA REGIÃO DE DIAMANTINA 
 
Geraldo Norberto Chaves Sgarbi - UFMG (gncsgarbi@gmail.com) 
Frederico Sousa Guimarães - CDTN/CNEN (fredsg.guimaraes@gmail.com) 
 
Introdução: A Formação Galho do Miguel (FGM) é uma das oito Formações metassedimentares 
do Supergrupo Espinhaço na Serra do Espinhaço Meridional (EM). Posiciona-se sobre quartzitos 
e metaconglomerados diamantíferos da Formação Sopa-Brumadinho (FSB). Aflora normalmente 
na forma de maciços elevados e escarpados (Fig. A) que alcançam 1400 m na Folha Presidente 
Kubitscheck (FPK) (S. do Indaiaí, margem direita do rio Paraúna). Exibe direção 
aproximadamente norte-sul e é a unidade mais expressiva da Folha Diamantina (FD), com área 
superior a 1000 km². Apresenta-se também de forma expressiva na FPK, a sul da anterior, onde 
estrutura-se segundo uma notável inversão estratigráfica (superpondo-se aos Grupos Macaúbas 
e Bambuí, mais recentes) e também topográfica. 
 
Descrição: A espessura da FGM é marcante, no contexto das demais unidades do EM, entre 500 
e 3000 m. Em termos genéticos ela representa a evolução metamórfica de baixo grau de 
quartzo-arenitos depositados a partir de cerca de 1,7 Ga. Hoje, apresenta-se como quartzitos 
muito duros que sustentam grande parte do relevo do EM, em função de sua cimentação por 
sílica. Exibe grande maturidade mineralógica (99% de quartzo) e também textural, com ausência 
quase total de argilas, bom grau de arredondamento dos grãos e boa seleção. Mostra, contudo, 
pouca deformação, exceto em zonas de cisalhamento, onde se notam grãos de quartzo 
estirados e orientação da sericita. Sua granulação varia entre fina a média e mostra 
estratificações cruzadas de grande porte com bases tangenciais típicas de depósitos de areias 
eólicas, além de tabulares e acanaladas. Mostra ainda marcas onduladas eólicas, que ocorrem 
em conjuntos alongados subparalelos em flancos de dunas ou em baixios de interdunas. 
Ocorrem mais raramente também bancos maciços, provavelmente derivados de fácies 
interdunas com estratificação planar paralela, cujas estruturas podem ter sido obliteradas por 
processos diagenéticos e metamórficos. Quando comparado com paleodesertos mais recentes 
como os do Grupo Areado (Sgarbi & Basilici, 2012) e do Grupo Bauru (Basilici et al. 2012), 
Cretáceo Inferior e Superior, respectivamente, a FGM se sobressai pela grande espessura de 
seus estratos, homogeneidade mineralógica e cores claras, indicativos da ausência de impurezas 
como Fe e Mn, o que contrasta firmemente com as rochas da FSB a ela sotoposta. Outra 
característica, esta paleoambiental, é a indicação da ausência de umidade enquanto deserto 
ativo, pela ausência de níveis conglomeráticos, depósitos de wadi , playa lakes e oueds, ao 
contrário do que ocorre com os outros paleodesertos acima mencionados., A FGM se caracteriza 
como um deserto extremamente árido, como ocorre atualmente na parte central do Sahara. É 
importantes ressaltar que não foi ainda reportado a presença de ventifactos na FGM, que é um 
dos melhores indicadores de ambientes eólicos. 
 
Petrologia sedimentar: A FGM exibe alta maturidade mineralógica e o elevado grau de 
arredondamento de sua fração areia indica que tais grãos foram submetidos a vários ciclos de 
transporte eólico, tendo origem policíclica. No entanto, os contatos hoje são serrilhados e 
penetrativos, devido à dissolução por pressão e recristalização metamórfica, tendo poucos grãos 
mantido a textura sedimentar original. Em outros grãos eólicos, é possível observar evidências 
de sua forma detrítica baseadas em impurezas na superfície do paleogrão que o separam do 
crescimento secundário (Fig. B). Praticamente a totalidade do quartzo presente é monocristalino 
(sem deformação interna) e de provável origem granítica. Na literatura, há poucos dados 
relativos ao sentido de transporte eólico da FGM que poderia indicar suas prováveis áreas 
fontes. Estas, tentativamente, poderiam ter sido rochas graníticas nas ombreiras do Rifte 
Espinhaço, que formaria as áreas rochosas periféricas ao deserto (hamada). Ocorrem grãos de 
quartzo envoltos por microcristais de sericita não detrítica, tendo sido formadas provavelmente 
pelo metamorfismo de baixo grau que atuou em argilas infiltradas mecanicamente na zona 
vadosa do deserto, por enxurradas originárias de chuvaradas raras e esporádicas. Estas feições 
são comuns em paleodesertos mais recentes, como por exemplo no Grupo Areado da Bacia 
Sanfranciscana (infiltração mecânica de ilitas) (Sgarbi 1987) e na Formação Sergi, Jurássico da 
Bacia do Recôncavo. Deformação de grãos de quartzo ocorre especificamente em zonas de 
cisalhamentos que cortam essa Formação, assim como ocorrem zonas extensamente 
cimentadas por sílica, levando a crer que possam ter valor econômico como fonte de sílica 
industrial. 
Paleoclimatologia: A FGM sobrepõe à FSB, sendo que esta última mostra, em microscopia, 
matriz composta por quartzitos ferruginosos com grãos de areia e grânulos, mal selecionados, 
angulosos, impuros e com baixas maturidades textural e mineralógica em um contexto de 
transporte fluvial de alta energia associado também a presença de lagos e leques aluviais. O 
conjunto indica a evolução paleoclimática na região, a partir de um clima úmido (FSB) para outro 
contexto climático de severa aridez (FGM). 
O contato observado entre as duas Formações na região de Diamantina (Morro da Galinha) 
mostra a ocorrência de uma capa de laterita ferruginosa (canga) no topo da FSB no contato com 
a FGM, corroborando o contexto paleoclimático úmido para a FSB, portanto diverso da FGM. 
 
 
 
Fig. A) Quartzitos puros da FGM com estratificações 
cruzadas eólicas mostrando grande resistência a erosão, 
sustentando a topografia. Estrada de Diamantina para 
Guinda, nas imediações do Córrego do Pasmar. 
 
 
 
Fig. B) Fotomicrografia de quartzito da FGM 
mostrando um grão de quartzo monocristalino 
tipicamente eólico com crescimentosecundário 
(setas) 
 
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 
SGARBI, G. N. C., BASILICI, G. (2012). Architecture of a wet aeolian depositional system: Southern Sanfranciscana Basin, Early 
Cretaceous, SE Brazil. I Congresso Internacional “Geociências na CPLP”, Universidade de Coimbra, Maio de 2012. 
BASILICI, G., SGARBI, G. N. C., DALl’ BÒ, P. F. F. (2012). A Sub Bacia Bauru: Um sistema continental entre deserto e cerrado. In: 
Geologia do Brasil (orgs. Hasui, Y., Carneiro, C. Dal R., Almeida, F. F. M. de, Bartorelli, A.). Ed. Beca, São Paulo, 520 – 543 p. 
SGARBI, G. N. C. (1989). Geologia da Formação Areado, Cretáceo Inferior a Médio da Bacia Sanfranciscana, oeste de Minas Gerais. 
Diss. Mestrado, UFRJ, 324p. Demais referências são mostradas no Poster relativo a esse trabalho. 
 
SERRA DO ESPINHAÇO: PROPOSTA DE DIVULGAÇÃO DAS GEOCIÊNCIAS 
PARA O ENSINO MÉDIO 
 
Osvaldo Rodrigues Lopes – UNIBH (osvaldo.lopes@prof.unibh.br) 
Gizely Cristina dos Santos Leão – UNIBH (gizelysantos2009@hotmail.com) 
 
Nas últimas décadas, é inegável a consolidação das Geociências como um dos mais 
importantes ramos do conhecimento científico, sobretudo para a compreensão do 
funcionamento do Sistema Terra (MAYER, 1991; FRODEMAN, 2000). Os motivos são muitos, 
desde a necessidade de melhor aproveitamento dos recursos hídricos, minerais e energéticos 
(como petróleo, gás e combustíveis nucleares), a preservação e conservação do ambiente, ou 
mesmo o conhecimento das interações entre o homem e a natureza de forma a estabelecer 
e/ou prever suas consequências (BABCOCK, 1994). A educação básica no Brasil, além de 
diversos problemas, não inclui o ensino de Geociências de forma efetiva, e muitas vezes essa 
inserção é dificultada pela falta de material didático para os professores. Diversos autores 
defendem a inserção de temas relacionados às Geociências em diferentes segmentos da 
educação básica (MORIN, 2001; CARNEIRO et al., 2004). Esse trabalho tem por objetivo 
fornecer a professores do ensino médio um guia prático na organização de um trabalho de 
campo e ao mesmo tempo sugerir um roteiro na Serra do Espinhaço, especificamente na Serra 
do Cipó (MG). A Geodiversidade da Serra do Espinhaço apresenta-se como uma excelente 
possibilidade pedagógica de eixos temáticos em diferentes disciplinas, como Geografia, 
Biologia e Química. Como se sabe, a Serra do Espinhaço representa a faixa orogênica mais 
extensa e contínua do território brasileiro, sendo o divisor de águas das bacias hidrográficas 
dos rios Doce e São Francisco. Pela sua dimensão e Geodiversidade temos vários Parques e 
Áreas de Proteção Ambiental que vêm colaborando na preservação e manejo deste 
exuberante patrimônio geológico nacional e que podem servir como alternativas de trabalhos 
de campo. Neste contexto a região do Parque Nacional da Serra do Cipó, parte da Serra do 
Espinhaço Meridional, é a expressão morfológica de parte da Faixa de Dobramentos Araçuaí 
(ALKMIM, 2013). Este Parque é circundado pela Área de Proteção Ambiental (APA) Morro da 
Pedreira, uma região de fácil acesso, didaticamente propícia à divulgação e aprendizado 
geocientífico, e gerida pelo Instituto Chico Mendes de Conservação da Biodiversidade 
(ICMbio). Tradicionalmente, o ensino de Geologia está muito associado com as práticas de 
campo. Essas atividades despertam grande interesse e entusiasmo em estudantes de 
diferentes níveis de formação. Para o professor, fazer uso de trabalhos de campo pode 
constituir um recurso de ensino-aprendizagem de grande valor pedagógico. Compiani e 
Carneiro (1993) caracterizam cinco papéis didáticos para excursões geológicas de campo: (a) 
Ilustrativo; (b) Indutivo; (c) Motivador; (d) Treinador; (e) Investigativo, de forma a orientar os 
objetivos almejados pelo professor com o trabalho de campo. As finalidades e etapas de 
organização de uma excursão geológica propostas por Angelier et. al. (1992) foram utilizadas 
neste trabalho com algumas adaptações, visando desenvolver um guia para professores do 
ensino médio na preparação e execução de uma excursão Geopedagógica. Como exemplo, 
sugerimos um roteiro de campo de duração de um dia na APA Morro da Pedreira em três 
importantes locais, tanto do ponto de vista turístico, quanto para discussões de temas vistos 
em sala de aula. Ponto 1: próximo à Cachoeira Grande, na ponte sobre o rio Cipó, na entrada 
da cidade de Cardeal Mota (MG), onde observa-se o leito do rio encaixado em uma falha 
geológica. Ponto 2: caminhada de aproximadamente 30 minutos na Trilha dos Escravos até o 
alto da cachoeira Véu da Noiva, onde há registro de um ambiente marinho proterozoico 
preservado em marcas de onda, bem como a visão de um relevo controlado por falhas de 
empurrão. Ponto 3: Mirante da Serra (quartzitos do Grupo Macaúbas) de onde tem-se uma 
visão da Serra de Santa Helena (Formação Serra de Santa Helena com predomínio de filitos) e 
do Morro da Pedreira, constituído por mármores. Nesta área é possível observar um poliê, 
estrutura de dissolução típica de rochas carbonáticas. As práticas relacionadas às Geociências 
são consideradas cada vez mais necessárias para a formação integral dos cidadãos, uma vez 
que em geral as pessoas precisam compreender a dinâmica natural do planeta, para que 
possam agir de maneira responsável e adequada em relação ao ambiente. Minas Gerais é um 
berço para o aprendizado geológico e deve ser melhor explorado do ponto de vista 
educacional, de forma a divulgar e valorizar toda sua história e importância geoeconômica 
para o País. 
 
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 
ALKMIN, F. F. 2012. Serra do Espinhaço e Chapada Diamantina. In: Geologia do Brasil. HASUI, 
Y.; CARNEIRO, C.D.R.; ALMEIDA, F.F.M.; BARTORELLI, A. (orgs.). São Paulo: Beca Editora. p. 236-
244. 
ANGELIER, J.; BARDINTZEFF, J.-M.; CHAUVE, P.; COUREL, L.; GUELLEC, S.; LABESSE, B.; 
PÉRILLEUX, É.; THOMAS, P. & THONON, P. 1992. Enseigner...La géologie au collège et au Lycée. 
Editora Nathan. Paris. 287p. 
BABCOCK, E. A. 1994. Geoscience in a changing society. Episodes, 17(4):101-105. 
CARNEIRO, C. D. R.; TOLEDO, M. C. M. de; ALMEIDA, F. F. M. de. 2004. Dez motivos para a 
inclusão de temas de Geologia na Educação Básica. Rev. Bras. Geoc., 34(4):553-560. 
COMPIANI, M.; CARNEIRO, C. D. R. 1993. Os papéis didáticos das excursões geológicas. 
Enzeñanza de las Ciencias de la Tierra, 1(2):90-98. 
FRODEMAN, R. L. ed. 2000. Earth matters: the Earth Sciences, phylosophy and the claims of 
community. Upper Saddle River: Prentice Hall. 209p. 
MAYER, V. J. 1991. Earth-Systems Science: a planetary perspective. Science Teacher, 58(1):34-
39. 
MORIN, E. 2001. Os sete saberes necessários à educação do futuro. 4. Ed. Trad. Catarina E.F. da 
Silva e Janne Sawaya; rev. técn. Edgard A. Carvalho. São Paulo: Cortez; Brasília: UNESCO. 118p. 
 
GEOLOGIA E POTENCIAL GEOTURÍSTICO DA TRAVESSIA LAPINHA DA 
SERRA – TABULEIRO, SERRA DO CIPÓ (ESPINHAÇO MERIDIONAL), MINAS 
GERAIS 
 
 
Rodrigues, R. - UFMG (rodolforp@hotmail.com.br) 
Caxito, F.A. - UFMG (facaxito@yahoo.com.br) 
Novo, T.A. - UFMG (tiagoanovo@gmail.com) 
Uhlein, G.J. - UFMG (guhlein@gmail.com) 
Moy, S. - UFMG (suelymoy@hotmail.com) 
Magalhães, A. - UFMG (magalhaes86@hotmail.com) 
 
O presente trabalho visa à caracterização do contexto geológico da região de Lapinha da Serra – 
Tabuleiro, Serra do Cipó (Espinhaço Meridional), Minas Gerais. Entre os vilarejos de Lapinha da 
Serra (distrito de Santana do Riacho) e Tabuleiro (distrito de Conceição do Mato Dentro), realiza-
se a “travessia”, uma caminhada de aproximadamente 30 km, realizada normalmente em dois 
dias. Poucas informações geológicas sobre o trajeto estão disponíveis, porém, para os 
praticantes do ecoturismo e turismo geológico na região. Desta forma, o mapeamento geológico 
da região, com a finalidade de identificar e descrever os principais pontos de interesse 
geoturístico desta região torna-se imperativo para um maior aproveitamento do potencial 
turístico e divulgação do trabalho de pesquisaem geociências para a comunidade em geral. 
Nesta região, afloram rochas do Éon Proterozóico (2500-541 milhões de anos) pertencentes ao 
Supergrupo Espinhaço, e ao grupos Macaúbas e Bambuí. A estratigrafia é duplicada e invertida 
por um importante sistema de falhas de empurrão e reversas vergentes para oeste, 
característico da porção externa da Faixa Araçuaí. O Supergrupo Espinhaço nesta região é 
composto pelas formações Sopa-Brumadinho (quartzitos e metaconglomerados polimíticos), 
Galho do Miguel (ortoquartzitos finos com estratificação cruzada de grande porte) e Santa Rita 
(quartzitos sericíticos e filitos). Os ortoquartzitos da Formação Galho do Miguel, depositados em 
um ambiente desértico há 1,5 bilhões de anos, destacam-se na topografia da região, 
sustentando a Serra do Abreu e outros morrotes. O Grupo Macaúbas, indiviso na região, é 
constituído por metadiamictitos e quartzitos de granulação média a grossa, que passam, para o 
topo, para quartzitos de granulação fina e filitos. O Grupo Bambuí na região é representado 
pelos mármores da Formação Sete Lagoas. Importante relevo cárstico é formado sobre estas 
ocorrências, como por exemplo, na região da lagoa de Lapinha da Serra. As trilhas utilizadas na 
travessia Lapinha – Tabuleiro são ideais para a descrição da geologia da região, uma vez que 
seguem um traçado aproximadamente Oeste – Leste, desta forma perpendicular à estruturação 
NNW-SSE da Serra do Cipó, atravessando assim todas as unidades estratigráficas descritas. As 
regiões com maior potencial geoturístico serão identificadas e catalogadas, com intuito de 
propor um guia geoturístico voltado para o público leigo, com explicação dos ambientes nos 
quais as rochas foram depositadas, idade das rochas e evolução geológica da região. No futuro, 
poderão ser também confeccionadas placas explicativas da geologia local, em linguagem leiga, a 
serem afixadas nos principais pontos de interesse geoturístico. 
 
PALAVRAS-CHAVE: Geoturismo; Travessia Lapinha – Tabuleiro; Serra do Cipó 
 
 
ANÁLISE DA PAISAGEM CÁRSTICA NÃO CARBONÁTICA: ESTUDO DE CASO 
DAS GRUTAS DO DISTRITO DE EXTRAÇÃO, DIAMANTINA- MG. 
Thiago Martins da Costa- UnB (thiagocostam@hotmail.com) 
Mariana de Oliveira Freitas– UFVJM (mariana.freitas.ufvjm@gmail.com) 
Amanda Dias Araújo– UFVJM (a-dias@live.com) 
Welber Dias Pereira – UFVJM (welberth.dias@yahoo.com.br) 
Illana Paula Andrade de Pinho (paulaillana96@gmail.com) 
Hernando Baggio – UFVJM (hernandobaggio@yahoo.com.br) 
Herinch Horn – UFMG (hhorn.@ufmg.com.br) 
 
Introdução: O estudo sobre os ambientes cársticos não carbonáticos é um tema recente na 
carstologia mundial, cujo, desenvolvimento induz a questionamentos sobre o conceito de 
carste e debates acerca da gênese destes ambientes. A justificativa deste trabalho 
fundamenta-se, na importância de se desenvolver pesquisas sobre o sistema cárstico em 
rochas silicatadas no Brasil e, em particular, no Estado de Minas Gerais. O estudo apresenta as 
características de duas das principais cavidades da região: a Gruta do Salitre e Gruta Monte 
Cristo (como um estudo de caso), localizadas no município de Diamantina, distrito de Extração 
– MG e desenvolvidas em rochas quartzíticas do Supergrupo Espinhaço – Grupo Guinda - 
Formação Sopa Brumadinho Figura 1. 
 
Figura 1: Mapa de localização da Gruta do Salitre e Monte Cristo no contexto estadual e municipal, 
imagem orbital (Google Earth), mostrando a inserção das cavidades dentro das macroestruturas – 
monoclinal. 
Etapas e métodos e técnicas: as bases metodológicas seguiram três etapas de trabalho: 
revisão bibliográfica e cartográfica, análise de imagens satélite; pesquisas de dados 
secundários no Cadastro Nacional de Cavernas e Sociedade Brasileira de Espeleologia e a 
tabulação de dados; A segunda etapa consistiu na campanha de campo –2014 – prospecção; 
levantamento da morfologia cárstica e feições espeleológicas; terceira etapa consistiu-se em 
interpretação dos resultados obtidos. 
Resultados: apresenta-se as seguintes caracteriscas mofologicas das cavidades estudadas: 
Gruta Monte Cristo: A Gruta Monte Cristo está inserida em um maciço-monoclinal quartzítico-
Formação Sopa-Brumadinho-Supergrupo Espinhaço. O maciço possui aproximadamente 
212m de comprimento e 90m de largura orientado no sentido NW-SE, possui duas 
entradas, que dão acesso à cavidade, a entrada principal é ampla, a outra, possui 
dimensões reduzidas, desenvolvimento horizontal de 216m, 20m de desnível, 3452,5 m² 
de área, possui dois salões que apresentam morfologia alongada e predominantemente 
horizontalizada, o piso é suavemente inclinado apresentado blocos abatidos. A cavidade 
apresenta características morfológicas diferentes em cada salão. Presença de depósitos 
clásticos, químicos e biológicos, destaque, para a presença de depósitos estratificados – 
90cm/altura, largura média de 3m, organizando-os em camadas plano/paralelas de 
aproximadamente 2cm cada – cinza e branco. A drenagem é do tipo intermitente, origina na 
parte exógena da cavidade e flui para o interior do conduto principal. As feições superficiais 
identificadas: maciços residuais individualizados, torres, verrugas, banquetas, tafonis, 
kamenitzas; feições subterrâneas: salões, microespeleotemas, cúpulas de teto, sedimentos 
estratificados, espeleotemas, cúpulas, verrugas, banquetas. Gruta do Salitre: Desenvolvida em 
rochas quartzíticas da Formação Sopa - Brumadinho encontra-se orientada no sentido NW-SE. 
Desenvolvimento horizontal 593,5m, composto por galerias e salões, possuindo três entradas. 
Os depósitos encontrados são clásticos, químico e biológico, ausência de depósitos 
estratificados. O sistema hidrológico encontra-se ativo. As principais feições cársticas mapeada 
são feições superficiais (maciços residuais, dolina de colapso, torres, verrugas, banquetas, 
tafonis, kamenitzas) e feições subterrâneas (salões, microespeleotemas, cúpulas de teto, 
sumidouro, ressurgência, sedimentos clásticos, espeleotemas, cúpulas, verrugas, banquetas). 
O sistema cárstico da Gruta do Salitre foi compartimentado em dois ambientes principais: o 
superficial composto pelo maciço principal, o canyon e a dolina de colapso e o subterrâneo, 
composto pelas cavidades e salões. 
 
Figura 2. (a) compartimentação cársticas – sistemas cársticos da Gruta do Salitre; (b) compartimentos 
cársticos mostrando as feições do carste superficial, subterrâneo e sedimentos estratificados da Gruta 
Monte Cristo. 
Considerações: Conforme os critérios utilizados para caracterização e descrição dos 
compartimentos cársticos destaca-se: a ocorrência de processos hidrológicos nas duas 
cavidades, o sistema cárstico encontra-se ativo. Presença de depósitos clásticos, químicos e 
biológicos nas duas cavidades, destaque, para os deposito estratificados da Gruta Monte 
Cristo, os depósitos químicos estão presentes nas duas cavidades e ocorrem, especialmente, 
na forma de coralóides, crostas e escorrimentos, destaque especial, para a presença de 
depósitos pirolusita na Gruta Monte Cristo. As cavidades investigadas são predominantemente 
horizontalizadas. As galerias e salões possuem morfologias retangulares, triangulares e 
elípticas horizontais. As feições superficiais identificadas nas duas cavidades: maciços residuais 
individualizados, torres, verrugas, banquetas, tafonis, kamenitzas; feições subterrâneas: 
salões, microespeleotemas, cúpulas de teto, sedimentos estratificados, espeleotemas, cúpulas, 
verrugas, banquetas, em especial, a dolina de colapso da Gruta do Salitre. 
Maciço da Gruta Monte Cristo 
Depósitos estratificados 
Entrada da caverna 
Feições superficiais do carste 
 
Maciço da Gruta do Salitre 
2(a) 2(b) 
 
MAPEAMENTO GEOLÓGICO NA ESCALA DE 1:25.000 DA REGIÃO DE 
TABULEIRO, MUNICÍPIO DE CONCEIÇÃO DO MATO DENTRO, MG 
 
Paulo Zaeyen de Oliveira e Silva – IGC/UFMG (pzaeyen@hotmail.com) 
Moisés Henrique Sousa Silva – Geólogo Autônomo (moiseshenrique.geologia@yahoo.com.br)O presente trabalho tem como objetivo apresentar o mapa geológico (Figura 1) em 
escala 1:25.000 de uma área de aproximadamente 58 km2, no distrito de Tabuleiro, no 
extremo nordeste da folha topográfica de Baldim 1:100.000. A região de Tabuleiro 
encontra-se na borda leste da Serra do Espinhaço Meridional, estado de Minas Gerais 
(MG), Brasil, e se destaca pela ocorrência dos fosfatos mais antigos descritos no país, 
encontrados na Formação Sopa-Brumadinho, depositados durante a fase rift da bacia 
do Espinhaço (Mourão, 1995). A região chama atenção por suas grandes feições de 
relevo e sua complexa estruturação geotectônica, e está inserida no Orógeno Araçuaí, 
associados ao ciclo orogênico Brasiliano (HERGESELL, 1985; ALMEIDA-ABREU et al., 
1986; UHLEIN et al., 1986; MARSHAK e ALKIMIN, 1989; ROLIM, 1992; ROSIÉRE et al., 
1994). Na área mapeada são encontradas rochas do membro Rio Preto da formação 
Sopa-Brumadinho, Da Formação Galho do Miguel e da Suíte Metaígnea Pedro Lessa. A 
Formação Sopa Brumadinho, na região, compreende três tipos litológicos principais: 
sericita xistos de granulação fina, carbonáticos e fosfatados, milonitizados e quartzitos 
finos, laminados, por vezes com níveis micáceos; quartzitos de granulação fina a 
média, localmente com estratificações cruzadas de pequeno a médio porte, com 
clastos esparsos e localmente contendo óxidos de ferro; e quartzitos de granulação 
fina com lentes de conglomerados oligomícticos, com clastos de quartzito ferruginoso 
e quartzo leitoso, localmente monomíctico. A Formação Galho do Miguel é composta 
por quartzitos de granulação fina com megaestratificações cruzadas preservadas, 
segundo a descrição proposta por Pflug (1968), e a Suíte Metaígnea Pedro Lessa, 
composta por rochas de coloração cinza-esverdeadas, de granulação fina a média 
composta por clinopiroxênios e plagioclásio com textura ofítica a sub-ofítica, com 
uralitização dos piroxênios para anfibólios e saussuritização dos plagioclásios, por 
vezes foliadas a xistificadas, assim como o que foi descrito por Knauer (1990) em sua 
dissertação de mestrado. As rochas da região foram afetadas por forte deformação, 
que condicionou um caráter alóctone às litologias encontradas, formando nappes e 
klippen com vergência para oeste e baixo ângulo dos planos de cisalhamento, 
indicando que a área se encontra numa zona de patamar, com o movimento sendo 
acomodado por zonas de cisalhamento transcorrentes, de direção E-W. Todas estas 
estruturas são marcadas por foliação milonítica, caudas de recristalização em cristais 
de quartzo, tension gashes e estruturas do tipo S-C e C-C`. Como consequência desta 
deformação, não há contatos estratigráficos normais, apenas contatos tectônicos, 
permitindo apenas a identificação de uma tectono-estratigrafia (Sousa Silva & Silva, 
2013). 
Figura 1: Mapa Geológico da região de Tabuleiro, Conceição de Mato Dentro – MG (Sousa Silva & Silva, 
2013). 
 
 
MAPEAMENTO GEOLÓGICO EM ESCALA 1:50.000 DA FOLHA VARGEM 
GRANDE DO RIO PARDO – MG 
 
Diego Ferreira Lima e Corrêa Pereira – UFMG (diegocorrea.geol@gmail.com) 
Frederico Sousa Guimarães – CDTN (fredsg.guimaraes@gmail.com) 
Luiz Guilherme Knauer – UFMG (gknauer@gmail.com) 
 
Foi realizado um mapeamento geológico em escala 1:50.000 de uma área de 
aproximadamente 780 km², nos arredores dos municípios de Vargem Grande do Rio Pardo e 
Montezuma, localizados no extremo norte do estado de Minas Gerais, fronteira com o estado 
da Bahia. 
Em 4,4% da área mapeada (31,5km²), afloram rochas graníticas (monzogranitos e 
sienogranitos), na maioria das vezes, gnaissificadas. A partir da correlação com folhas 
adjacentes, essas rochas foram inseridas no Complexo Gavião, embasamento do Cratón do São 
Francisco. Próximo ao contato tectônico com as rochas metassedimentares proterozóicas, as 
rochas graníticas possuem textura milonítica. 
As rochas metassedimentares aflorantes na área foram interpretadas como pertencentes ao 
Grupo Macaúbas, de idade neoproterozóica. Os metapelitos e quartzitos, que ocupam 52,5% 
da área mapeada, inserem-se na Formação Rio Peixe Bravo; já os metadiamictitos, que 
ocupam 16% do mapa, inserem-se na Formação Serra do Catuni. 
A Formação Rio Peixe Bravo é dividida em duas unidades informais: uma unidade basal, na 
qual predominam quartzitos e uma unidade de topo, onde predominam metapelitos. O 
contato entre essas unidades informais é gradacional. 
A unidade basal aflora na zona interna à área delimitada por uma anomalia magnética positiva, 
o que corresponde ao centro e centro-sul do mapa (Fig. 1). O quartzito, devido à sua grande 
resistência mecânica e química, aflora principalmente nas chapadas e em maiores cotas em 
relação à unidade pelítica, o que representa uma inversão de relevo. Usualmente, o quartzito é 
muito puro e de cor branca a rosada, com estratos marcados por planos apenas levemente 
enriquecidos em mica branca, mas também ocorrem quartzitos muito micáceos, com minerais 
opacos ou ainda com alteração ferruginosa intersticial, deixando a rocha avermelhada a 
alaranjada. São comuns nesta unidade estruturas sedimentares como estratificações planar-
paralelas centimétricas a decimétricas, cruzadas tabulares de médio porte com sets chegando 
a 50 cm e foresets com até 10 cm, além de, menos comumente, cruzadas acanaladas. 
A unidade metapelítica caracteriza-se por quartzo-moscovita xistos de origem 
metassedimentar, com grande variação composicional ao longo da área, e mesmo em escala 
de afloramento. Pode ou não apresentar como acessórios e/ou como essenciais biotita, 
estaurolita, cianita, opacos, granada; além de exclusivamente como acessórios turmalina, 
zircão, apatita e alanita. Frequentemente apresenta-se rica em minerais ferruginosos, 
tornando-se densa, de cor escura, e com notável magnetismo ao teste de um imã de mão. 
Atribui-se a isso o fato de a área de afloramento da unidade corresponder muito bem com a 
forte anomalia magnética detectada nos levantamentos geofísicos (Fig. 1), sendo que, de 
maneira geral, a direção dos planos de foliação e acamamento acompanha a direção da 
anomalia. Em quase todos os afloramentos ocorrem minerais metamórficos aluminosos e 
peraluminosos, sendo eles, do mais frequente para o menos frequente: granada, estaurolita e 
cianita. Quando ocorrem, são muito abundantes, além de comumente ocorrerem na forma de 
porfiroblastos centimétricos, em especial a estaurolita, que atinge até 20cm de comprimento. 
A Formação Serra do Catuni aflora exclusivamente a leste da área mapeada, desde o limite 
norte ao limite sul, sendo delimitada a oeste pelos xistos do topo da Formação Rio Peixe 
Bravo. Litologicamente, é caracterizado como metadiamictito polimítico (clastos de carbonato, 
quartzito, quartzo e, mais raramente, de metassiltitos laminados, metagranitos, metagranitos 
miloníticos, xistos), suportado pela matriz fina, foliada, de mineralogia essencial quartzo-
biotita-moscovita. Menos frequentemente, possui matriz quartzosa, de cor cinza escuro, 
configurando uma matriz metagrauvaquiana. Localmente, há pequenos cristais de granada 
avermelhados a róseos (normalmente menores que 1mm) em teores de não mais de 5%. Os 
clastos são subangulosos a subarredondados, de tamanhos muito variáveis (desde seixo até 
matacões com 50cm de diâmetro ou mais). Camadas esparsas, métricas a decimétricas e 
raramente decamétricas de quartzito micáceo ocorrem intercaladas aos metadiamictitos. 
A área exibe padrão estrutural complexo o que se reflete em mapas geofísicos com traçados 
peculiares. A interpretação estrutural consiste numa deformação com vergência para NW que, 
conforme progrediu, produziu um padrão de interferências de dobras tipo 2. Essa deformação 
foi responsável também pela instalação de zonas de cisalhamento que marcam o contato das 
unidades cristalinas com as unidades metassedimentares superiores. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 1: Mapas magnetométrico de sinal