1 Chemale_2000 Evolucao geologica do ESR from Geologia do Rio Grande do Sul

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Evolução Geológica do Escudo Sul-rio-grandense
F arid Chemale Jr. I
ABSTRACT - The Sul-rio-grandense shield, situated in the Southwest Gondwana, comprises rock assemblages
generated during the Archean, Paleoproterozoic, and Neoproterozoic to Eopaleozoic, that its lithological distribution,
stratigraphic succession, structural features, conventional and isotopic geochemistry and geophysical aspects are
herein discussed. The oldest rocks ofthe ESRG are late Archean in age either as fragments or tectonic slabs in the
younger belts or proto/iths of the 2.1 Ga Santa Maria Chico Granu/ite Complex, located in the Taquarembó Block
(partially reworked Rio de Ia Plata Cráton). Behind there are ortho and paragneisses metamorphosed in amphibo/ite
facies formed and/or deformed in orogenic setting as well as metavolcano-sedimentary sequences outcropping in
the Neoproterozoic to Eopaleozoic belts. These belts resu/ted from docking ofNeoproterozoic Kalahari and Rio de
Ia Plata plates and Encantadas microplate, made up of Archean and Paleoproterozoic rocks. The collision leaded
to generation ofpetrotectonic assemblages in two major orogenic events, the 850-700 Ma São Gabriel and the
650-500 Ma Dom Fe/iciano (Brasiliano) evento During thejirst event the Palma Accretionary Metamorphic Terrane
and the Continental magmatic Tijucas are resulted from the Charrua ocean c/osure associated with eastward
subduction. At that time, occurred the rifting of Kalahari Plate margin, generating a back-arc basin and later a
marginal sea (the so-called Adamastor ocean) and the Encantadas Microplate. During Dom Fe/iciano event was
developed the Dom Feliciano magmatic are and related plutonic-volcano-sedimentary rocks oflate to post-orogenic
stages due to docking of Kalahari and Encantadas plates. The relationships between these units and the Pan-
African ones in southern Africa show retroarc or hinterland situation for ESRG and foreland for Pan-africano
belts, which is connected with changing of plate direction and therefore c/osure of Adamastor marginal sea. Thus
the ESRG is a very special Precambrian area due to its reduced area dimension in terms of plate tectonic and
presents several tectonic events that are common elsewhere of Southwest Gondwana.
1 - Introdução o conhecimento gerado através dos mapea-
mentos e aquisição substancial de dados labo-
ratoriais permitiram um avanço considerável no en-
tendimento da geração das diversas unidades petro-
tectônicas e dos processos de magmatismo, defor-
mação, metamorfismo e sedimentação envolvidos,
bem como uma melhor compreensão sobre a
cinemática de blocos e placas na geração dessas
unidades do ESRG. Dados geoquímicos de rocha
e mineral foram obtidos principalmente pelo Cen-
tro de Estudos em Geoquímica e Petrologia da
UFRGS, CPRM, UNISINOS; de geologia sedi-
mentar pelos grupos de pesquisas da UFRGS, da
UNISINOS e da CPRM; acerca de isotópicos pe-
los grupos de pesquisas do IG-UFRGS, UNISINOS
e USP, em convênio com laboratórios estrangeiros
ou não (veja Soliani Jr., neste volume); e de geofisica
pelo Convênio DNPM/USGS, IAG-USP, CPRM e
IG-UFRGS. Contribuições de outras instituições ou
projeto foram importantes como a UFSM, CRM,
CBC, DOCEGEO e o Projeto RADAM.
o ESRG abrange uma superficie de somen-
te 65.000 km2 e notabiliza-se em termos de geolo-
gia pré-cambriana do Brasil pela grande diversi-
dade de associações petrotectônicas em uma área
de dimensões reduzidas. O conhecimento geológi-
co do ESRG tem como base o somatório de traba-
lhos realizados por diferentes geocientistas, deven-
do-se citar os trabalhos pioneiros, dentre outros,
de Carvalho (1932) e Leinz et ai. (1941) mas prin-
cipalmente aqueles realizados após a fundação da
Escola de Geologia da UFRGS, em 1957. A evo-
lução do conhecimento geológico no sul do Bra-
sil, em especial no Rio Grande do Sul, baseia-se
portanto, principalmente em mapeamentos geoló-
gicos sistemáticos (em escalas 1:250.000,
1:100.000, 1:50.000 e 1:25.000) desenvolvidos
pelas Escolas de Geologia (UFRGS e UNISINOS),
CPRM, DNPM e RADAM no decorrer das quatro
últimas décadas.
Holz, M. & De Ros, L. F. (editores) 2000. Geologia do Rio Grande do Sul. Edição CIGOIUFRGS. 444 páginas.
I CPGqlUFRGS (e-mail: chemale@if.ufrgs.br)
Como capítulo inicial sobre o ESRG será
apresentado primeiro um breve histórico acerca dos
trabalhos de cunho geotectônico para situar o lei-
tor do presente volume sobre o assunto abordado
neste e demais capítulos. Tal apanhado é impor-
tante pois num primeiro contato com os trabalhos
de evolução geológica do ESRG evidencia-se que
há uma proliferação de nomes geotectônicos no sul
do Brasil, onde a maior parte dos autores utiliza
uma nomenclatura com significados distintos e no-
mes iguais para áreas geográficas diferentes, difi-
cultando o entendimento da geologia regional para
a comunidade em geral.
O capítulo seguinte será sobre o posicio-
namento do ESGR em termos do Supercontinente
Gondwana, visto que, através de sua reconstrução,
se pode visualizar melhor o ESRG como parte de
um dos sistemas de cinturões mais bem distribuí-
do e estudado no planeta, os Cinturões Brasilianos/
Pan-Africanos (Fig. 1).
A descrição das principais unidades geotec-
tônicas do ESRG seguirá o capítulo anterior, quan-
do serão abordadas, a saber: (i) as unidades do
embasamento Paleoproterozóico, as quais são re-
presentadas, dentre outras, pelo complexo
Granulítico Santa Maria Chico e pelas rochas gra-
nito-gnáissicas de grau médio (Ex. Gnaisses En-
cantadas) e (ii) os cinturões neoproterozóicos a
eopaleozóicos Vila Nova, Tijucas e Dom Feliciano.
A abordagem obedecerá a definição geral das uni-
dades, aspectos geofísicos, geologia estrutural,
empilhamento estratigráfico, descrição dos diver-
sos tipos ou associações de rochas, geoquímica e
petrologia e geologia isotópica.
Com respeito aos dados geocronológicos,
serão utilizados preferencialmente aqueles de U-
Pb em zircão obtidos pelo método de Krogh
(TIMS) ou pelo método SHRIMP, na medida em
que estes são os métodos que fornecem dados mais
precisos para as rochas pré-cambrianas. Para aque-
las unidades litoestratigráficas que não têm dados
de zircão, serão utilizados, quando disponíveis, da-
dos de Rb-Sr ou Sm-Nd em rocha total ou mineral.
Uma revisão detalhada sobre o conteúdo isotópico
das rochas do ESRG encontra-se no capítulo sobre
Geologia Isotópica do ESRG escrito por Soliani
Jr. et aI. (neste volume).
No capítulo sobre a evolução tectônica do
ESRG será apresentado um modelo que procura
contemplar a formação de suas diferentes assem-
bléias petrotectônicas à luz da Tectônica Global.
O modelo em si serve para que o leitor possa ter
uma visão geral da construção do ESRG à época
de sua formação, sem nunca esquecer que há lacu-
nas no quadro de evolução apresentado e mesmo
idéias ou hipóteses de trabalho alternativas sobre
o assunto, como se pode ver no capítulo Denomi-
nações Geotectônicas e demais capítulos do pre-
sente volume.
O capítulo encerra com uma breve discus-
são e conclusão sobre a geologia do ESRG, no qual
se colocam os principais pontos relevantes para ob-
tenção de modelos evolutivos do ESRG mais pró-
ximos da realidade.
Importante salientar que o presente traba-
lho não traz toda a bibliografia sobre o tema em
pauta, visto que tal o tomaria volumoso e, ao mes-
mo tempo, dificultaria a leitura de um capítulo tão
abrangente em termos geológicos. Assim, não foi
possível citar todos as obras sobre um determina-
do assunto desenvolvido, procurando-se de uma
maneira geral citar aqueles que sintetizem o co-
nhecimento do assunto ou item abordado. Por ou-
tro lado, pode-se obter referências bibliográficas
mais completas e fidedignas nos capítulos seguin-
tes, em que são abordados os temas individuais
sobre o ESRG como complexos máficos/ultramá-
ficos, metamorfismo, deformação, granito gênese,
vuIcanismo, sedimentação e geologia isotópica.
Com o intuito de situar o leitor sobre o tema
de evolução tectônica, colocar-se-é no decorrer do
texto a defmição de termos geotectônicosaqui uti-
lizados, como bloco, terreno, cinturão móvel, sis-
tema ou cadeia de montanhas, zona de sutura e
cinturão como unidade tectônica. O limite Pré-
Cambriano-Cambriano adotado será o de Grontzinger
et al. (1995), que o coloca como 540 Ma.
2 - Denominações Geotectônicas
A abordagem sobre a tectônica do Escudo
Sul-rio-grandense requer uma incursão no campo
das divisões geotectônicas deste, visto que há uma
diversidade de nomes que na sua maior parte con-
funde a própria comunidade geológica. O grande
número de nomes para as principais divisões
geotectônicas do ESRG ocorreu por: (a) falta de
dados isotópicos e geofísicos; (b) carência de in-
formações geológicas de detalhe de algumas áreas
chave do ESRG; (c) uso indiscrirninado de termos
como cinturão, terrenos e blocos com conceituação
diversa por diferentes autores.
Alguns artigos de cunho regional, que pro-
curam definir as principais divisões tectônicas, são
14 UFRG5 - C/GO - Centro de Investigação do Gonduana - Geologia do Rio Grande do Sul
5000Kmr---------'
G:i CINTIJRÕES PALEOZÓICOS
D CINTIJRÕES BRASDJANOSIPAN-AFRICAJ.VOS
• ÁREAS CRATÔNICAS
Cráton
Rio de Ia
Plata
1000 Km
I I
Cráton do
Congo I /I I
I I
/ /,. ,.
Cráton
Kalahari
Figura 1: (a) Mapa do Gondwana com a distribuição das áreas cratônicas, cinturões neoproteróicos a eopaleozóicos e cinturões
neopaleozóicos: (b) Distribuição dos principais cinturões brasilianos/pan-africanos na porção SW do Gondwana. SP=Sierra
das Pampeanas, ESV=Embasamento sul da Sierra de Ia Ventana, S=Cinturão Saldania, G=Cinturão Gariep, D=Cinturão
Damara, K=Cinturão Kaoko, DF=Cinturão Dom Feliciano, TJ=Cinturão Tijucas, VN=Cinturão Vila Nova (Chemale Jr. et
al., no prelo).
Evolução Geológica do Escudo Sul-rlo-grandense 15
aqui sumarizados. Cita-se, dentre vários, as sínte-
ses geológicas de Ferrando & Fernadez (1971),
Picada (1971), Hasui et ai. (1975), Basei (1985),
SolianiJr. (1986), Fragoso-Cesar(1980, 1991), Jost
&Hartrnann (1984), Fernandes etal. (1992, 1995a
e b) e Chemale et aI. (1995a) e Costa (1997) que,
na opinião do autor, traduzem as principais idéias
geotectônicas para o sul do Brasil e Uruguai.
Através de estudos de lineamentos Picada
(1971) divide o Escudo Sul-rio-grandense (ESRG)
em:
1 - Cráton Dom Feliciano, que corresponde à faixa
granítica-migmatítica situada ao leste do RS;
2 - Intrageossiclinal Encantadas, que compreende
as rochas da Dorsal Canguçu até a região de
Caçapava do Sul;
3 - Intrageanticlinal Lavras, que é formado por
migmatitos e granitos mais antigos da região de
Lavras;
4 - Intrageossinclinal Palma, que é situado na por-
ção oeste do ESRG, cuja feição típica seria a pre-
sença de um cinturão ofiolítico com intercalações
de sedimentos químicos e elásticos (J ost &
Villwock, 1966). Ferrando & Fernandez (1971)
descrevem a presença de duas grandes unidades
geotectônicas, uma situada na porção ocidental do
Escudo Uruguaio (com rochas pré-Baikilianas) e
outra na porção oriental do Escudo, com epimeta-
morfitos do Grupo Lavalleja e complexos graní-
ticos associados (Baikilianos).
Hasui et ai. (1975) apresentam pela primei-
ra vez um esquema geotectônico do sul do Brasil e
Uruguai. Esta porção seria a porção meridional do
Cinturão Ribeira, que, segundo Almeida et al.
(1973), teria o seu processo de deformação e
migmatização principal em tomo de 650 a 450 Ma.
Eles descrevem as unidades de NW para SE em:
Maciço Mediano de Joinville, Sistema de Dobra-
mento Tijucas, Maciço Mediano de Pelotas e Sis-
tema de Dobramento do Leste Uruguaio (Fig.2).
Segundo Hasui et ai. (op. cit.), estas unidades for-
maram-se ou foram fortemente afetadas pela
tectônica Brasiliana, com seu antepaís situado a
oeste, o Cráton Rio de Ia Plata (CRLP). O Maciço
de Joinvile extender-se-ia de Santa Catarina até o
Rio Grande do Sul, a oeste do Sistema Tijucas.
Ribeiro & Fantinel (1978) definem as asso-
ciações petrotectônicas do ESRG, denominadas de
Zona Leste, Mediana e Oeste. A Zona Leste
corresponde a uma associação dominantemente
plutônica; a Zona Oeste, a uma associação vulcano-
plutônica de natureza orogênica com suíte cálcio-
alcalina. A Zona Mediana apresentaria, então, fei-
ções intermediárias. Eles as interpretam como fai-
xas móveis com idades brasilianas e transama-
zônicas.
Fragoso-César (1980), com base na identi-
ficação dos Complexos Granulíticos de Santa
Catarina e Santa Maria Chico (Hartmann et ai.,
1979; Nardi & Hartmann, 1979) e em dados do
Uruguai (e.g., Umpierre & Halpern, 1971), sugere
uma extensão do CRLP para o norte, abrangendo
as unidades da porção oeste do ESRG e o Maciço
Mediano de Joinvile em Se. A região comprendida
pelo Sistema de Dobramento Tijucas e pelo Maci-
ço Pelotas (Hasui et aI., 1975) foi denominada de
Cinturão Dom Feliciano, uma faixa móvel margi-
nal do CRLP (Fig. 3).
Em 1984, Jost & Hartmann apresentam uma
síntese completa sobre o sul do Brasil, seguindo
parte da sugestão de Hasui et ai. (op. cit.). Entre-
tanto sugerem novas sudivisões para a geologia do
RS. Mantiveram os termos Maciço Pelotas,
Cinturão (ou Faixa de Dobramento) Tijucas e
Maciço Joinvile (Fig. 4). O Maciço Joinvile
corresponderia ao Maciço de Joinvile mais uma
parte da Faixa Tijucas de Hasui et aI. (op. cit.). A
região correspondente ao Maciço Joinvile no RS
foi denominada de Bloco São Gabriel, caracteri-
zando um conjunto de rochas granulíticas (Com-
plexo Santa Maria Chico), gnaisses e migmatitos
(Grupo Cambaí) e rochas vulcano-sedimentares
(Grupo Vacacaí). Estas unidades seriam metamor-
fizadas em tomo de 2.0 Ga e rejuvenescidas pelas
intrusões graníticas de 600 Ma. Basei (1985) apre-
senta um modelo de faixa móvel para o Cinturão
Dom Feliciano (Fragoso-César, 1980) em Santa
Catarina, definindo, do leste para oeste, uma zona
interna, uma intermediária e outra externa (Bacia
do Itajaí). Ele propõe uma idade mesoproterozóica
para a formação das rochas do Grupo Brusque (Fai-
xa Tijucas) e deformação em tomo de 600 Ma.
Soliani Jr. (1986) apresenta uma série de da-
dos isotópicos novos, obtido pelos métodos Rb-Sr
e K-Ar, os quais utilizou para formular um modelo
de tectônica de placas para as unidades pré-
cambrianas a eo-paleozóicas do Rio Grande do Sul.
Ele inseriu as unidades do Maciço Pelotas, da Fai-
xa Tijucas (cf. Jost & Hartmann 1984) e dos gru-
pos Cambaí e Vacacaí (no Bloco São Gabriel) como
unidades brasilianas, dividindo-as em terrenos
paleoproterozóicos (Crátons Rio de Ia Plata e Luis
Alves), terrenos paleoproterozóicos retrabalhados
16 UFRGS - C/GO - Centro de Investigação do Gonduana - Geologia do Rio Grande do Sul
URUGUAI
54°W
se FLORIANÓPOLlS
o
El
D
~
lIIl
COBERTURA FANEROZÓICA
SISTEMA DE DOBRAMENTO
DO LESTE URUGUAIO
MACIÇO MEDIANO DE
PELOTAS
SISTEMA DE DOBRAMENTO
TIJUCAS
MACIÇO MEDIANO DE
JOINVILE
CRÁTON RIO DE LA PLATA
(pALEOPROTEROZÓICO)
Figura 2: Sistemas de dobramentos e maciços medianos do Cinturão Ribeira (Hasui et al., 1975).
54°W
FLORIANÓPOLlS
RS
BRASIL
PORTO ALEGRE
30°8-
O COBERTURA
FANEROZÓICA
O ~ ZONA ORIENTALOZ'~º D::l...J ZONA CENTRAL~&t5~ V/!I] ZONA OCIDENTAL8
11II CRÁTON RIO DE LA.<::%
150 km PLATA (PALEOPRO-
TEROZOICO)
~
URUGUAI
Figura 3: Unidades geotectônias da porção sul da Plataforma Sul-Americana (Fragoso-Cesar, 1980).
Evolução Geológica do Escudo Sul-rio-grandense 17
54°W
BRASIL
URUGUAI
150 km
FLORIANÓPOUS
PORTO ALEGRE
DCOBERTURA FANEROZÓICA
t::··1 CALHAS MOLÁSSICAS
[
I~ ~ I ~b~CO ENCRUZILHADA DO
c::J BLOCO DOM FELlCIANO
o BLOCO FLORIANÓPOLlS
~ CINTURÁO TIJUCAS
11I MACIÇO JOINVILLE
(BLOCO SÃO GABRIEL NO RS)
Figura 4: Principais unidades tectônicas do sul do Brasil (Jost & Hartmann, 1984).
(Blocos Taquarembó, Rivera e Valentines), terre-
nos brasilianos (Blocos São Gabriel, Encruzilha-
da e Pelotas, Bacia Frontal e depósitos molassói-
des). O trabalho de Soliani Jr. (Fig. 5) serviu dessa
forma, como sustento para os modelos de Fragoso-
Cesar (1991) e Femandes et ai. (1992).
Fragoso-Cesar (1991) apresenta um mode-
lo com seis oro gêneses no âmbito do Ciclo
Brasiliano para o sul do Brasil e Uruguai, com
amploapoio nos dados geocronológicos de Rb-Sr
e K-Ar de Soliani Jr (1986). A exemplo de Soliani
Jr. (op. cit.), esse autor coloca um embasamento
arqueano a paleoproterozóico para as unidades
brasilianas. Ele segmentou o Escudo Uruguaio-Sul-
rio-grandense em blocos e terrenos distintos assim
como propôs a existência de dois oceanos principais
durante o neoproterozóico (Adamastor e Charrua).
Femandes et al. (1992), através da inte-
gração de vários mapeamentos geológicos realiza-
dos por sua equipe e alunos de graduação, bem
como da integração dos demais trabalhos no sul
do Brasil, caracterizam as principais assembléias
petrotectônicas do ESRG como arcos magmáticos
I e lI, bacias "back-arc", bacia "fore-arc", ofiolitos,
etc. Propõem também o uso de Cinturão Dom
Feliciano para todas as unidades brasilianas do sul
do Brasil. O seu trabalho, após de o Picada (1971),
é o primeiro que utiliza a geologia estrutural como
ferramenta principal para o entendimento evolutivo
da região, caracterizando dois regimes tectônicos
principais. O primeiro, mais antigo, associado a
processos de empurrão com vergência para W, e o
segundo, mais jovem, de caráter direcional
(transcorrente) sinistral (Femandes et al., 1989),
em conseqüência da colagem de dois continentes
ou placas, as placas de Rio de La Plata e Kalahari.
Mais recentemente, Femandes et al. (1995a) apre-
sentam o modelo de tectônica de placas com mo-
dificações, caracterizando o Cráton Rio de La Plata
e as unidades brasilianas. Estas são representadas
por:
1 - Associação de Arco Magmático I (Bloco Dom
Feliciano de Jost e Hartman, 1984);
2 - Associações do Embasamento Retrabalhado e
da Bacia Marginal (Cinturão Tijucas de Jost e
Hartman, 1984);
3 - Associação de Arco Magmático II e Ofiolitos
Associados (Cinturão Vila Nova conforme
Chemale Jr. et ai. 1995a);
4 - Granitóides Sintranscorrentes, que corres-
pondem aos granitos sintranscorrentes nos Blocos
Dom Feliciano e Encruzilhada do Sul de Jost e
Hartmann (1994);
18 UFRGS - C/GO - Centro de Investigação do Gonduana - Geologia do Rio Grande do Sul
-~=-------------------------------------------------~----------------------
54°W
BRASIL
FLORIANÓPOLlS
D Cobertura Fanerozóica
D Depósitos Molassóides (Intrafossa)
....l
~ ~ Metamorfitos e Granitóides de
S Bacia Frontal
D Batólltos Pelotas
~
III
l22l Metamorfitos e Granitóides da Fração
Nico Perez - Maci o Marginal
13 1<0/1 Metamorfitos e Granitóides de Bacia
O Marginal - Bloco São Gabrtel e BlocosZ Encruzilhada do Sul (em preto)
:::> ~ Metamorfitos e granitóides das frações
Taquerembó (1). Rivera (2) e
Valentines (3)
Cráton Rio de La Plata (a) e Luís AIves (b)
Figura 5: Mapa geológico esquemático do sul do Brasil para as unidades pré-cambrianas a eopaleozàicas (Soliani Jr; 1986).
5 - Granitóides Pós-tectônicos, que ocorrem em
todo ESRG ou Cinturão Dom Feliciano, conforme
esses autores.
Chemale et ai. (1995a,b) sugerem uma divi-
são tríplice para os cinturões brasilianos: Dom
Feliciano (leste), Tijucas (centro) e Vila Nova (oes-
te), este correspondendo aos grupos Cambaí e
Vacacaí de Jost & Hartmann, 1984. Para o
embasamento atribuiu-se uma idade principal
paleoproterozóica, com fonte de derivação
mantélica arqueana tardia. Com base nos dados de
U-Pb e Pb- Pb em zircão e Sm-Nd (Chemale et al.,
1994 e Babinski et aI., 1996, 1997) caracterizam
dois eventos orogenéticos principais no Sul do Bra-
sil e Uruguai para o Neoproterozóico a Eo-
paleozóico, os eventos São Gabriel (750-700 Ma)
e o Dom Feliciano (em tomo de 600 Ma).
Costa (1997) compartimenta o ESRG a par-
tir da interpretação de dados geofísicos (gravi-
metria, magnetometria e radiométria) em três seg-
mentos crustais maiores: noroeste (NW), central
(C) e sudeste (SE), os quais são delimitados pelas
anomalias geofísicas regionais de superfície. Es-
tas permitiram a definição de anomalias profun-
das que ele denominou de Sutura Caçapava do Sul
e Porto Alegre. O trabalho com dados prelimina-
res foi apresentado por Femandes et al. (1995b),
Evolução Geológica do Escudo 5ul-rlo-grandense
sendo estabelecidas as assinaturas geofisicas prin-
cipais da região. Com base na litoestratigrafia,
petrografia e geoquímica de vários autores, na mo-
delagem geofísica apresentada por Costa (1997) e
nos dados isotópicos apresentados por Soliani Jr.
(1986), Babinski et ai. (1996, 1997), Leite et al.
(1998) e dados inéditos de Leite, Hartmann e cola-
boradores (em prep.) e Chemale Jr., Babinski &
Van Schmus (em prep.) pode-se aqui caracterizar
as seguintes unidades principais no ESRG: Bloco
Taquarembó, Cinturão Vila Nova, Cinturão Tijucas
e Cinturão Dom Feliciano (Fig. 6).
3 - Posicionamento geotectônico
O Escudo Uruguaio-Sul-rio-grandense está
inserido na porção Meridional da Província
Mantiqueira (Almeida e Hasui, 1984), que
corresponde ao Sistema Brasiliano Sudeste, esten-
dendo-se desde o Uruguai ao sul do estado da
Bahia. Em termos geotectônicos, pode-se definir
como Cinturão Montanhoso Brasiliano ou Móvel
Mantiqueira, o qual contém unidades de diversas
idades (arqueanas a eo-paleozóicas), cuja forma-
tação final ocorreu na passagem do N eopro-
terozóico para o Cambriano.
Na figura Ia observam-se as duas partes do
Supercontinente Gondwana: o Gondwana Oeste e
19
Rio Grande do Sul
54°W
BRASIL
42~
URUGUAI
Santa Catarina () FLORIANÓPOLlS
150 km
D Cobertura fanerozóica
O Bacias de retroarco brasilianas
I::::J Arco magmático brasiliano
Dom Feliciano
E:;J Bloco Encruzilhada do Sul
WJj Cinturão Tijucas
• Cinturão Vila Nova
Terrenos paleoproterozóicos com
~ intrusões e supracrustais
brasilianas
• Terrenos paleoproterozóicos
Figura 6: Principais unidades geotectônicas do sul do Brasil e Uruguai - a= Bloco Florida, b= Bloco Luis Alves, 1= Bloco
Taquerembô, 2= Bloco Rivera, 3= Bloco Valentines.
o Gondwana Leste. Enquanto o Gondwana Leste
aglutinou-se mais cedo em tomo de 1000 Ma an-
tes do presente, o processo de aglutinação do
Gondwana Oeste, onde insere-se o ESRG, ocorreu
próximo ao limite pré-cambriano e cambriano
(Hoffman, 1991; Daziel 1991). Como resultado
deste processo, formou-se um dos sistemas de mon-
tanhas de maior extensão nos continentes da Amé-
rica do Sul e África, representado pelas rochas do
Ciclo Brasiliano/Pan-Africano com desenvolvi-
mento principal entre 650-450 Ma (Almeida et ai.
1973, Brito Neves & Cordani, 1990).
A Província Mantiqueira ou Cinturão Mó-
vel Mantiqueira e os Cinturões Pan-Africanos do
sudoeste da África são portanto resultado do fe-
chamento do oceano Adamastor (Hartnady et ai.,
1985), que ocupou aproximadamente a posição atu-
al da porção central e sul do Atlântico Sul. Assim
formaram-se cadeias de montanhas muito seme-
lhantes as Cadeias de Montanhas Mesocenozóicas
como já sugerido por Porada (1979, 1989). Devi-
do aos processos geológicos posteriores à forma-
ção destas montanhas, tais como: deformação
extensional e compressional, magmatismo, erosão
e sedimentação, tem-se atualmente a presença do an-
tigo sistema de montanhas arrasado e segmentado.
Assim, pode-se visualizar nos mapas de
integração geológica continental e intercontinen-
tal (ex.: Schobenhaus et aI., 1984, de Wit, 1988)
diversos segmentos individualizados, os quais po-
dem ser denominados de cinturões em termos
tectônicos, que é o termo geral para uma assem-
bléia de rochas distintas alinhada em um padrão
linear. No caso em apreço, são reconhecidos os
cinturões Saldanha, Gariep, Damara e Kaoko, no
sudeste da África, os cinturões Dom Feliciano,
Tijucas, Vila Nova e Sierras Pampeanas e rochas
Brasilianas situadas ao sul da Sierra de Ia Ventana,
no sul da América do Sul (Fig. 1b).
Em termos geotectônicos, os conjuntos de
rochas que compõem os cinturões Gariep, Damara,
Kaoko, Dom Feliciano, Tijucas e Vila Nova deve-
riam pertencer a um único Sistema de Montanhas,
que conseqüentemente podem ser explicados pela
movimentação das placas neoproterozóicas, aqui
definidas como Kalahari, Congo-São Francisco e
Rio de Ia Plata (Fig. 1), mecanismo formador das
diferentes assembléias petrotectônicas.
A análisedos cinturões do lado brasileiro
mostrará que há pelo menos dois ciclos tectônicos
principais durante o período compreendido entre
o Neoproterozóico e o Eopaleozóico (1000 Ma e
20 UFRGS - C/GO - Centro de Investigação do Gonduana - Geologia do Rio Grande do Sul
500 Ma). Nestes cinturões são reconhecidas las-
cas das placas adjacentes que são representadas do-
minantemente por corpos granito-gnáissicos e
anfibolíticos paleoproterozóicos e mais raramente
arqueanos (Cordani et ai. 1974, Soliani Jr 1986,
Remus et al. 1996, Leite et ai. em prep., Porcher et
ai. em prep.).
As placas neoproterozóicas (Rio de Ia Plata
e Kalahari) eram, por sua vez, compostas por um
conjunto de rochas formadas durante o Arqueano,
Paleoproterozóico e Mesoproterozóico, com
acresção dominante durante o Arqueano (em dois
períodos principais de 3.6-3.2 Ga e 2.9-2.7 Ga), o
Transamazônico/Eburniano (2.3-2.1 Ga) e o
Kibarano (1.2 -1.0 Ga) (de Wit, 1988). Enquanto
no sul da África pode-se definir claramente a pre-
sença destas acresções de continente (Krõner, 1977,
Hartnady et ai. 1995), no sul do Brasil e Uruguai
"ê-se dominância da acresção de uma crosta
paleeproterozôi com alguma contribuição de
sta arqueana (Soliani Jr., 1986; Hartmann, 198 ;
Babinski et ai. 1997). Os terrenos! mais antigos do
sul do Brasil são compostos por complexos
granulíticos e complexos granito-gnáissicos de mé-
dio grau formados em ambientes de colisão e grani-
to-greenstone (Hartmann et ai., 1979; Basei, 1985;
Soliani Jr., 1986; Umpierre e Halpern, 1971;
Cingolani et aI., 1990). Estes terrenos formam blo-
cos' individualizáveis com quase nenhum proces-
so de deformação neoproterozóica (Bossi et ai.
1993) ou com diferente grau de retrabalhamento
neoproterozóico. Os blocos preservados são inter-
pretados como parte de uma área cratônica maior,
o Cráton Rio de Ia Plata.
4 -Principais unidades geotectônicas do
ESRG
A descrição das unidades principais do
ESRG será feita com base nas associações de ro-
chas, feições tectônicas, assinatura geoquímica
convencional e isotópica e geofisica. A abordagem
primeira será pelas unidades individualizáveis, as
quais apresentam quadros distintos de evolução
geológica. Estas unidades estão inseridas no Blo-
co Taquarembó e nos cinturões Vila Nova, Tijucas
e Dom Feliciano.
4. 1 - Bloco Taquarembó
O Bloco Taquarembó compõe-se de um com-
plexo granulítico paleoproterozóico retrabalhado
parcialmente durante o Brasiliano, como é o caso
dos Blocos Rivera, Valentines e Nico Perez (Soliani
Jr., 1986) (Fig. 6). As rochas granulíticas são
intrudidas por granitos brasilianos e cobertas por
rochas vulcano-sedimentares do mesmo evento. Os
limites do bloco são definidos: ao norte, pelo line-
amento de Ibaré; ao leste, pela Anomalia Magnéti-
ca Superficial de Caçapava do Sul (Fig. 7a,b); e a
oeste e ao sul; pela cobertura sedimentar da Bacia
do Paraná. As rochas granulíticas do CGSMC
apresentam bandamento gnáissico dominante com di-
reção E-W. As rochas graníticas, vulcânicas e sedi-
mentos associados estão pouco ou nada deformadas.
No mapa de intensidade total do Campo
agnético apresentado por Costa, 1997 (Fig.
III.12.b, pg. 242) pode-se evidenciar claramente o
limite leste do Bloco Taquarembó com o Cinturão
Tijucas. Ao examinarmos os alinhamentos mag-
néticos internos no residual do campo Magnético
(Fig. III.18, pg. 248) pode-se reconhecer que no
âmbito do Bloco Taquarembó existe um domínio
de estruturas E-W a N45°-70oE-S45°-70oW, inter-
pretadas aqui como as estruturas mais antigas da
região, que diferem em orientação daqueles alinha-
mentos do Cinturão Vila Nova e Cinturão Tijucas
(Fig. 7). Deve-se, no entanto, ressaltar a interfe-
rência das intrusões graníticas e vulcânicas nessas
estruturas mais antigas.
A anomalia gravimétrica regional, a Ano-
malia Gravimétrica de São Gabriel (Costa 1997),
que é modelada em diferentes profundidades (até
25km), ocorre no Bloco Taquarembó com uma
orientação aproximadamente N-S (Fig. 7) a oeste
da cidade de Bagé. Costa (op. cit.) interpreta como
uma provável zona de Sutura' transamazônica, o
que é muito dificil de comprovar pelos dados atu-
ais, tendo em vista, primeiro, que a malha de esta-
ções gravimétricas (Fig. IIIA de Costa, op. cit.) não
1 Terreno é definido aqui como bloco ou grupo de blocos que representa um segmento semi-coerente da litosfera Proterozóica que evoluiu, pelo
menos em parte, separadamente de terrenos adjacentes (Kalstrom e Bowring, 1998).
2 Bloco é uma área de embasamento proterozóico unida por falhas proterozóicas e zonas de cisalhamento ou, se não há limites tectônicos
expostos ou mapeados, uma área com caráter geológico diferente das áreas adjacentes (Kalstrom e Bowring, 1988).
3 Zona de Sutura é a expressão de uma zona de colisão, comumente consistindo de uma zona ofiolítica ou de material metamórfico de
alta pressão. Importante ressaltar que a distribuição de muitos terrenos tectono-estratigráficos é decorrência da dispersão pós-acresção,
cujas falhas limítrofes não são necessariamente zonas de sutura.
Evolução Geológica do Escudo Sul-rio-grandense 21
A
,----~ 30·8
__ Zona de cisalhamento ou
lineamento regional.
LI = Lineamento Ibaré e
ZCDC= Zona de cisalhamento
Dorsal de Canguçu
E :'~:H Bacias de antepaís retroarco
fXXXl
~
Arco magmático Dom Feliciano
~ Bloco Encruzilhada do Sul
Cinturão Neoproterozóico TUucas
com retrabalharnento de crosta
paleoproterozóica
Cinturão Neoproterozóico Vila Nova
com forte conttibuiçãojuvenil
Bloco Taquerembó com granulitos
paleoproterozóicos e intrusões gra-
níticas brasilianas
B
#' Eixos da anomalia magnética central ou
/' Caçapava do Sul (AMCS) e leste ou
Porto Alegre (AMPA) em profundidade
/
Zonas de cisalhamento regionais onde
LI = Lineamento Ibaré e ZCDC = Zona
de Cisalhamento Dorsal de Canguçu
30· 00'
31·00' +
32·00' +
• Cidade, sendo PA= Porto
Alegre. PL = Pelotas.
50 = São Oabriel
'- Alinhamento estrutural gra-
" vimétrico (Costa et al., em
prep.)
.---/ Alinhamento magnético
() Assinatura magnética de
corpos graníticos
/ Limites superficiais entre os domíniosmagnéticos Oeste (W), Central (C) e
Leste (E)
# Eixo da anomalia gravimétrica de oeste
# ou São Gabriel (AGSG)
Figura 7: A) Mapa geológico simplificado com as principais unidades geotectônicas do Escudo Sul-rio-grandense; B) Principais
estruturas geofisicas e tectônicas, em nível regional, do Escudo Sul-rio-grandense, modificado de Costa (1977)
UFRGS - C/GO - Centro de Investigação do Gonduana - Geologia do Rio Grande do Sul22
é suficientemente densa para uma modelagem mais
adequada e, segundo, que esta anomalia gravimé-
trica divide unidades granulíticas que ocorrem tanto
ao leste como a oeste desta.
4.1.1 - Complexo Granulítico Santa Maria Chico
O CGSMC ocorre no Bloco Taquarembó
distribuído em uma área de cerca de 600 km2
(Hartmann, 1998). Eles estão cobertos pelas ro-
chas paleozóicas da Bacia do Paraná, a oeste e ao
sul, regiões sob as quais este complexo deve ser o
seu embasamento. Seu contato com as rochas
metamórficas, ígneas e sedimentares do Cinturão
VIla Nova é construído pelo Lineamento lbaré, uma
zona de transformância (ou transformação) ativa
no início do Neoproterozóico (Fragoso-César,
1991) e que desempenhou um papel importante
durante o Ciclo Brasiliano como zona de cisalha-
mento. Na região de Bagé, ao leste da Anomalia
Magnética Superficial de Caçapava do Sul, o
CGSMC está em provável contato tectônico com
as unidades granítico-gnáissicas paleoprote-
rozóicas e as vulcano-sedimentares metamorfizadas
do Cinturão Tijucas (Fig. 8).
As rochas do CGSMC apresentam idades U-
Pb em zircão SHRIMP 2022+/- 18 Ma e 2,55 Ga
{IT3:I1D.]ito básico) e 2031 +/c..40 Ma (granulito
trondhjemítico) (Hartmann et al., em prep.), Sm-
d em mineral de 2100 Ma (Hartmann, 1987) e
Pb/Pb em rocha total de 2,54 a 2,18 Ga. Aliados a
estes dados, têm-se idades-modelo de 2.49
(granulitos ácidos) e 2,60-2,67 Ga (granulitos a bá-
sicos) (Hartmann, 1987 e Mantovani et al., 1987),
que apontam um metamorfismo regional granu-
lítico paleoproterozóico(entre 2,02 e 2,10 Ga) em
rochas formadas no final do arqueano (2,55 Ga)
com acresção juvenil.
As principais unidades litológicas do
CGSMC são granulitos básicos a granada e
trondhjemitos/tonalitos ácidos que se alternam em
escala métrica (Hartmann, 1998). São identifica-
dos também corpos de metaultramafito (espinélios
lherzolitos) e anortosito, granada-silimanita
gnaisses, quartzo-magnetita BIF e pequenas lentes
de gnaisses a microclina.
Hartmann (op. cit.) descreve quatro eventos
metamórficos que afetaram estas rochas. Os dois
primeiros alcançaram condições de fácies granu-
litos durante o paleoproterozóico, enquanto o ter-
ceiro e quarto estão relacionados ao magmatismo
Evolução Geológica do Escudo Sul-rio-grandense
e à deformação brasilianos, caracterizando
metamorfismo retrógrado de fácies anfibólito e
xisto verde, respectivamente.
Estes granulitos, na concepção de Hartmann
(op. cit.), formaram-se na sua maior parte como
resultado do processo de acresção de crosta no fi-
nal do Arqueano em um ambiente de arco de ilhas,
caracterizado por um magmatismo toleítico
bimodal (ácido e básico) com formação de cúmu-
los de piroxenito e lentes de pelitos e BIF. Durante
o Transamazônico, estes granulitos foram defor-
mados e metamorfizados em pressões de até 9,4
Kb e temperaturas de 8000 a 8500 C, indicando a
geração de granulitos em crosta espessa (cerca de
30 km de espessura) em um ambiente de colisão
continental.
4.1.2 -Rochas brasilianas (evento Dom Feliciano)
As rochas brasilianas no Bloco Taquarembó
são representadas por intrusões graníticas de com-
posição granodiorítica a monzogranítica da Suíte
Santo Afonso (Hartmann & Nardi, 1982) que for-
mam batólitos com enclaves de rochas granulíticas
do CGSMC, acompanhadas por corpos dacíticos
subvulcânicos (Fig. 8). Estas unidades tem caráter
subalcalino e os monzonitos apresentam idade Rb-
Sr em rocha total de 586 +/- 48 Ma (Ri = 0,708) e
fonte crustal (Soliani Jr, 1986). Estes corpos são,
por sua vez, intrudidos por pequenos stocks circu-
lares de pertita granito contendo muitas vezes
riebeckita e aegirina e incluídos na Suíte Intrusiva
Saibro (Hartmann & Nardi, 1982) de caráter alca-
lino a peralcalino, cuja idade isocrônica Rb-Sr dis-
ponível é de 557+/- 7 Ma (Teixeira, 1982). A Suíte
Santo Afonso e a Suíte Intrusiva Saibro apresen-
tam valores de ~d negativos -15,9 a -14,19 (TDM=
2,12-2,04 Ga) e -9,82 (TDM sem significado), res-
pectivamente, confirmando que estes granitóides
têm uma forte contribuição crustal (Chemale,
Wildner, Lima & Van Schmus, em prep.).
Na porção NW do Bloco Taquarembó ocor-
rem as vulcânicas e vulcano-clásticas Taquarembó
(Fig. 8) que estão suborizontalizadas e formaram-
se nos episódios tardi a pós-orogênicos do Ciclo
Brasiliano. Ocorrem rochas vulcânicas e vulcano-
elásticas ácidas de caráter dominante alcalino e
subordinadamente, na base da seqüência, rochas
básicas e ácidas de caráter cálcio-alcalino a
subalcalino. Dados de Sm-Nd apresentam valores
de ~d de - 12,46 a -12,57 (para t = 570 Ma, idade
das vulcânicas ácidas contemporâneas do Cinturão
Vila Nova) e TDM igual a 1,87 a 2,32 Ga (Chemale,
23
São Gabriel •
~
N
1
DCobertura fanerozóica
EVENTO GJ Granito tardi a pós-orogênico
DOM
FELICIANO Ic? 01 Bacia do Camaquã
_____ Zonas de cisalhamento
LI = Lineamento ou Zona de
Cisalhamento Ibaré
• Cidade
Grupo Cambaí
Rochas granito-gnáissicas
com intercalações de su-
pracrustais
Rochas máfico-ultramáficas
~ Cinturões TIjucas e Dom
Feliciano indivisos
~ Gnaisses e rochas supra-
crustais do Cinturão Tijucas
Supergrupo Vacacaí
li;b,j~*1 Metavulcânicas e vulcano-c1ásticas
cáldco-alcalinas e metas sedimentos
f2Zl Associação de margem passiva ou
bacia marginal
11I1 Xistos magnesianos, serpentinitos,
metabasaltos e quartzitos
Embasamento Paleoproterozóico
IIIIIIII Complexo Granulítico Santa
Maria Chico
Figura 8: Mapa geológico do Cinturão Vila Nova e Bloco Taquerembó (modificado de Chemale Jr. et al., 1995) - 1= Complexo
Ibaré, 2= Complexo Palma/Bossoroca, 3= Complexo Passo Feio e CM= Cerro Mantiqueiras. Os corpos graníticos são C=
Caçapava do Sul, SS= São Sepé, R= Ramada, SR= Santa Rita, J= Jaguari, L= Lavras e SA = Santo Afonso.
UFRGS - C/GO - Centro de Investigação do Gonduana - Geologia do Rio Grande do Sul24
Wildner, Lima & Van Schmus, em prep.), o que
sugere uma fonte crustal para a geração das rochas
ácidas. Esta seqüência é a manifestação supra-
crustal do magmatismo intrusivo descrito acima.
4.2 - Cinturão Vila Nova
A denominação de Cinturão Vila Nova
(CVN) segue a definição de Chemale (1995a,b),
cujas unidades foram em grande parte formada por
acresção juvenil ou rochas derivadas de um manto
neoproterozóico (Babinski et aI., 1996; Chemale
et a!., em prep.). CVN é limitado ao sul pelo Line-
amento Ibaré, ao leste pela sistema de falhas NEN-
SWS paralelo à anomalia magnetométrica super-
ficial Central ou de Caçapava do Sul (Costa, 1997).
Ao norte e oeste, o Cinturão Vila Nova é coberto
por rochas da Bacia do Paraná (Fig. 8).
Em termos estrutumis, suas unidades são for-
Iadas por zonas de cisalhamento
quaodopróximas ao Li-
" são rotacionadas para as orienta-
ões E- T a 70oW-S70oE. Tal fato pode-se
visualizar através da análise de alguns litodemas
como o caso do Corpo máfico-ultramáfico Cerro
da Mantiqueiras (Fig. 8), que se estende por 4,0
km de comprimento versus 200 a 400 m de largura
aflorante, segundo E-W. Estas estruturas são cor-
tadas por uma série de corpos circulares gerados
durante o Evento Dom Feliciano. As zonas de
cisalhamento dúcteis foram reativadas várias ve-
zes desde o Neoproterozóico até o Mesozóico.
Os mapas magnetométricos apresentados por
Costa (1997) permitem a diferenciação dos alinha-
mentos internos de orientação N20o-30oE-S20o-
rrw, os quais se distinguem da textura do bloco
Magnético Central do ESRG e do Bloco Taqua-
rembó (Fig. 7). Pode-se também individualizar os
corpos circulares a elípticos dos granitos São Sepé,
Jaguari, Lavras e Caçapava do Sul. O Lineamento
de lbaré é somente definido pela sua expressão geo-
lógica obtida através de imagem de satélite e foto-
grafias aéreas. Em termos geofísicos, ele divide
dois blocos limítrofes, o Cinturão Vila Nova e o
Bloco Taquarembó, que apresentam textura e ori-
entação dos alinhamentos magnéticos distintos
(Fig.7).
Os mapas magnéticos de profundidade apre-
sentados por Costa (1997) evidenciam uma ano-
malia magnética em profundidade que se extende
paralelamente à Falha de Caçapava e, na altura do
Granito Lavras, inflete para E-W e depois, no in-
terior do CVN, apresenta a orientação NE-SW.
Evolução Geológica do Escudo 5ul-rio-grandense
Costa (1997) interpreta esta anomalia profunda
como uma provável zona de sutura (Sutura
Caçapava do Sul), assunto-que-serácdetalhado no
item Modelo Evolutivo.
Em termos gravimétricos regionais, pode-
se evidenciar a presença de uma anomalia negati-
va disposta mais ou menos paralelamente ao Line-
amento de lbaré que é a continuação da Anomalia
Gravimétrica São Gabriel no CVN (Fig. 7).
As seguintes assembléias petrotectônicas são
diferenciadas no CVN:
1 - 1000 a 700 Ma - Terreno Metamórfico de
Acresção Palma que corresponde a uma massa
alóctona de material oceânico e continental adici-
onada à margem do Microcontinente Encantadas
(ver capítulo Modelo Evolutivo) por colisão e
soldamento (Chemale Jr, 1998 e em prep.), cujo
processo principal de acresção ocorreu entre 760-
700 Ma (Babinski et aI., 1996; Leite et a!., 1998);
2 - 610 a 470 Ma - Associação vulcano-plutono-
sedimentar Seival (Chemale et aI., 1995a), que con-
siste de rochas graníticas, vulcânicas básicas a in-
termediárias, de rochas sedimentares silicic1ásticas
geradas nos estágios tardi a pós-orogênicos do
Evento Dom Feliciano (Brasiliano) e das unidades
da Bacia Guaritas. Estas últimas correspondem aos
depósitos sedimentares e vulcânicos precurssores
da Bacia do Paraná.
4.2.1 - Terreno Met3mórDco de Acresção Palma
O Terreno Metamórfico de Acresção Palma
está bem distribuído no CVN, sendo cortado por
intrusõesgraníticas brasilianas e coberto pelas ro-
chas da Bacia do Camaquã (ver descrição de am-
bos nos capítulos de N ardi et a!. e Paim et a!.) e do
Paraná. Ele apresenta os mesmos limites que o des-
crito para o CVN. O Terreno Metamórfico de
Acresção Palma (CMAP) é caracterizado por apre-
sentar rochas neoproterozóicas (1000 Ma - 700
Ma) com assinatura isotópica juvenil, formadas por
acresção de arco de ilhas à margem do Microcon-
tinente Encantadas. Em termos gerais, representa
um terreno acrescionário com a geração de unida-
des tectono-estratigráficas que correspondem às
unidades litoestratigráficas resultantes de deforma-
ção tectônica de empurrão vergente para E a SE e
transcorrente direcional dextral (Remus, 1990;
Porcher, Leite et a!., 1995), composto por rochas
neoproterozóicas com assinatura juvenil e lascas
de corpos paleoproterozóicos.
A deformação dúctil gerou unidades tectono-
estratigráficas alongadas segundo N20-30E, que
25
mostram internamente estruturas deformacionais
planares suborizontal mais antigas fortemente
rotacionadas pela transcorrência dúctil dextral ge-
rada em fácies anfibólito a xisto-verde (Remus,
1990; Santos et ai., 1990).
São reconhecidas as seguinte unidades
litoestratigráficas no Terreno Metamórfico de
Acresção de Palma: Complexo Cambaí e Super-
complexo Vacacaí. Estas unidades estão coloca-
das lado a lado por processos tectônicos, de tal for-
ma que se pode individualizar as unidades tectono-
estratigráficas compostas por faixas de: (i) para e
ortognaisses, com inúmeras lentes de ultramáficas,
metagabros, anfibolitos e granitos sintranscorrentes
tardios; (ii) gnaisses tonalíticos a throndjemíticos
cálcico-alcalinos, comvárias fases demagmatismo
e deformados, formados na suamaior parte em um
arcomagmático; (iii) xistosmagnesianos e serpen-
tinitos", com lentes de metachert, metapelitos e
mármores; (iv) metabasaltos e metandesitos
toleíticos; (v) rochas vulcano-sedimentares, com
afinidade cálcico-alcalina de arco magmático. Tal
relação está bem clara no mapa geológico da re-
gião de Palma (Fig. 8), no qual se podem reconhe-
cer as unidades tectono-estratigráficas geradas em
ambientes tectônicos distintos (ofiloitos, arcosvul-
cânicos e magmáticos, etc.) misturadas, muito se-
melhante ao que ocorre nos prismas acrescionários
mesocenozóicos (Cowan, 1985;Moores& Twiiss,
1995).
4.2.1.1 - COMPLEXO CAMBAI
o Complexo Cambaí compreende gnaisses
de composição monzogranítica, granodiorítica,
diorítica, tonalítica e trondhjemítica, com interca-
lações de anfibólitos, meta-ultramafitos, meta-
gabros, mármores e metapelitos meta-morfizados
em fácies anfibólito médio a inferior. Retrome-
tamorfismo em fácies xisto verde é descrito para
estas rochas (Silva Filho & Soliani Jr,. 1987;
Kramer, 1995;Santosetal., 1994;TG-UFRGSPro-
jeto Palma, 1996 e Vila Nova, 1997; Leite 1997).
Estas rochas foram intrudidas por corpos de grani-
tos cisalhados de composição granítica, associa-
dos ao evento transcorrente dúctil tardio (Remus,
1990; Santos et aI., 1990).
Corpos isolados de seqüências máfico-
ultramáficas envoltos por gnaisses dioríticos a
tonalíticos podem ser individualizados, como é o
caso do Cerro Mantiqueiras (Fig. 8), o qual está
orientado segundo E-W.Há também regiões onde
estes corpos estão rompidos e dispersos em forma
de pequenas lentes, como se pode reconhecer na
região do Passo do Ivo (veja unidade tectono-
estratigráfica de paragnaisses e ortognaisses com
lentes de xistos magnesianos, metagabros e grani-
tos cisalhados, Fig. 9). Os corpos máfico-
ultramáficos são formados por anfibolitos e
metaultramafitos como harzburgitos serpenti-
nizados, serpentinitos e xistos magnesianos, os
quais são considerados como lascas de ofiolitos
de supra-subducção (Leite, 1997) ou fragmentos
de Cordilheira Mesoceânica do Oceano Charrua
(Fragoso-César, 1991) ou de uma bacia de baek-
are (Fernandes et ai, 1992). As rochas máfico-
ultramáficas são intrudidas pelos metatonalitos a
metatrondhjemitos.Em termos composicionais, es-
tas rochas são de composição toleítica.
Estudos litológicos e geoquímicos de deta-
lhe mostram que os gnaisses e metagranitos po-
dem ser divididos emvárias fases demagmatismo
cálcico-alcalino baixo K (Silva Filho& Soliani Jr.,
1987,Chemale Jr. et aI. , 1995a;TG-UFRGS - Pro-
jeto VilaNova, 1997;Kraemer, 1995), gerados em
grande parte em condições de deformação
compressional em ambiente de arco de ilhas e/ou
na porção frontal do arco continental.
Dados de SHRIMP em zircão obtidos por
Leite et aI. (1998) apontam para uma crosta cuja
acresção ocorreu principalmente durante o
Neoproterozóico inferior a médio. Gnaisses
dioríticos do Cerro Mantiqueiras apontam idades
de 879 +/- 14 Ma, consideradas como o magma-
tismo precoce do ComplexoCambaí.Metatonalitos
máficos apresentam idade de 750 +/- 16 Ma, en-
quanto metatonalitos félsicos apresentam idades
de 733 +/- 13 Ma. Ortoanfibolitos do Cerro
Mantiqueiras apresentam idades muito próximas
do magmatismo tonalítico, com idade de 733+/-
10Ma. Idades próximas de 690-700 Ma são inter-
pretadas como resultado dometamorfismo final do
Evento São Gabriel (700-750 Ma).
Gnaisses dioríticos exposto na porção norte
do CVN, na localidade de Vila Nova, fornecem
idade U-Pb em zircão de 704 +/- 13 Ma, interpre-
tadas aqui como a idade do magmatismo destes
(Babinski et ai. 1996). Estes gnaisses estão
26
4 Estas rochas metamórficas correspondem a magmas ultramáficos de composição toleiítica, interpretados como ofiolitos.
UFRGS - C/GO - Centro de Investigação do Gonduana - Geologia do Rio Grande do Sul
30° 30'
I EMPURRÃO 76 ~ FOLIAÇÃO~ M ETAMÓRFICA
/ ESTRADA
+ +
+ + +
+ + T +
+ + + +
+ + + +
+ + + +
+ + + + +
+ + + + +
+ + + +
+ + + + +
+ + + + + +
+ + + + + +
+ + + + + + + +
+ + + + + + + +
+ + + + + + + +
+ + + + + + + +
+ + + + + + + + +
+ + + + + + + + +
+ + + + + + + + +
+ + + + + + + +
+ + + + + + + + +
CICLO SÃO GABRIEL (1000-700 Ma)
Granitos smtranscorrentes (700 Ma)
Para e ortognaisses com lentes de xistos
magnesianos (preto). metagabros (cin-
za claro) e granitos sintransrorrentes
Gnaisses tonalíticos a throndjemíticos
de raiz de arco. gerados principalmente
entre 750 a 700 Ma
D Cobertura Fanerozóica Rochas vulcano-sedimentares com afini-dade cáícíco-alcalína (753 +/- 2 Ma)
CICLO DOM FELICIANO (650-540 Ma) - Xistos verdes com intercalações de xis-tos magnesianos. metapelitos. mármorese metachertsRiolitos alcalinos e vulcanoclásticas associa-das do ciclo Dom Feliciano (583 a 540 Ma) Metabasaltos toleíticos e metandesitos
Sieno a Granodioritos do ciclo Dom Feli-
ciano (590 a 540 Ma) - Xistos magnesianos. serpentinitos e lentesde metachert (branco)
Figura 9: Mapa geológico da região de Palma (modificado de Santos et aI., 1994).
Evolução Geológica do Escudo 5ul-rlo-grandense 27
polideformados e intrudidos por dioritos e tona-
litos também afetados pelo mesmo campo defor-
macional.
As rochas pertencentes ao Cambaí apresen-
tam valores consistentes de ~d positivos para o
tempo de cristalização ígnea (Fig. 10), o que se
complementam com as baixas razões iniciais de
86Srj87Srdestas rochas (Soliani Jr., 1986; Silva Fi-
lho e Soliani Jr., 1987; Kraemer, 1995). Tais da-
dos são fortes argumentos para uma fonte juvenil
neoprortezóica para a geração destas unidades em
um ambiente de arco de ilhas (Babinski et ai., 1996;
Leite, 1997; Chemale et aI., em prep.) ou arco
magmático continental (Kraemer, op. cit.). Neste
caso, a geração deveria ocorrer na porção frontal
do arco magmático continental.
4.2.1.2 - SUPERCOMPLEXO VACACAf
o termo supercomplexo é adotado aqui por-
que este é formado por vários complexos de ro-
chas vulcano-sedimentares deformadas e metamor-
fizadas em fácies xisto-verde a anfibolito inferior,
cuja denominações são Complexo Passo Feio,
Complexo BossorocalPalma e Complexo Ibaré.
Além destes, ocorrem corpos básico-ultrabásicos
estratiformes. Em termos gerais, o Supercomplexo
Vacacaí apresenta as seguintes seqüências (Figs. 8
e 9): (i) rochas máfico-ultramáficas de caráter
toleítico representadaspor xistos magnesianos,
serpentinitos, metabasaltos com lentes de quartzitos
(metacherts), mármores e metapelitos; (ii) associ-
ação de metapelitos, anfibolitos, anfibólio xistos,
metagabros e metavulcano-elásticas ácidas a inter-
mediárias (cálcico-alcalinas) com ocorrência su-
bordinada de xistos magnesianos, lentes de már-
mores e basaltos com estruturas almofadadas
(toleiíticos); (iii) rochas metavulcânicas e vulcano-
elásticas ácidas a básicas cálcico-alcalinas (Koppe,
1990), intercaladas com rochas epiclásticas
(metapelitos grafitosos, arenitos e siltitos) e quí-
micas como cherts e formações ferríferas bandadas.
A primeira associação é interpretada como
lasca de ofiolitos cuja origem pode estar relacio-
nada a fragmentos de cordilheira oceânica forma-
da em um ambiente do tipo Atlântico (Szubert,
1978; Fragoso-Cesar, 1991), ou do tipo back-arc
(Femandes et ai., 1992) ou em zona de subducção
(ofiolitos de supra-subducção, Leite, 1997). A se-
gunda associação, que corresponde ao Complexo
Feio, é interpretada como parte de uma ambiente
de margem passiva tipo Atlântico (Fragoso-César
1991) ou registro sedimentar de bacia do tipo back-
are (Femandes et ai. 1992). Mais recentemente en-
contram-se informações sobre metabasaltos
(Chemale et ai. em prep.) e corpos de anfibolitos
(Hartmann, informação oral, 1998) com idade de
1.9 a 2.0 Ga (ver discussão no final do subitem). A
terceira associação é resultado da formação de arco
de ilhas ou magmático neoproterozóico (ex.:
Koppe, 1990; Fragoso-César, 1991; Femandes et
aI., 1992).
Corpos básico-ultrabásicos estão intimamen-
te relacionados às rochas supracrustais descritas
acima. O Gabro de Mata Grande, com cerca de 20
km-, e o Complexo Pedras Pretas com 2,55 km",
são dois dos principais corpos plutônicos de
Supercomplexo Vacacaí. Eles são estratiformes e
apresentam bandas com espessuras milimétricas,
variando de peridotito a anortositos, com compo-
sição gabróica dominante. Em termos composi-
cionais, correspondem a rochas toleiíticas a dois
piroxênios. As estruturas magmáticas estão muito
bem preservadas, apesar da superposição de even-
tos tectono-metamórficos. Estas rochas apresentam
assembléias mineralógicas indicativas de meta-
morfismo regional transicional xisto verde-
anfibolito e metamorfismo de contato fácies
homblenda-hornfels (Rego, 1981). Estes corpos
estratiformes pertencem ao conjunto de ofiolitos,
como já sugerido por Fragoso-César (1991) e
Femandes (1992).
Estruturalmente, as unidades do Supercom-
plexo Vacacaí contêm uma foliação dominante
NNE-SSW (Fig. 9) e lineação mineral oblíqua a
normal à direção das camadas que foram geradas
por tectônica de empurrão com vergência para W-
SW (Chemale Jr. et ai., 1995a; Porcher, Leites et
ai., 1995). Superposta a esta trama identifica-se
uma deformação transcorrente dúctil com movi-
mento dextral.
Datações U-Pb em zircão de um metatufo
ocorrente na Seqüência Campestre (Fig. 8) indi-
cam uma idade de cristalização magmática de 753
± 2 Ma (Machado et ai., 1990). Idades de 1034
Ma, obtidas a partir do intercepto superior, apon-
tam para um herança de Pb mais antigo.
Dados de ~d (t=cristalização do magma)
mostram que grande parte das rochas vulcânicas
apresentam valores positivos (Fig. 10).
Os basaltos do Arroio Mudador, situado na
porção sul do Complexo Passo Feio, que apresen-
tam valores de ~d de -4.69 e -4,68 para t = 750
Ma e valores de TDM de 2,02 e 1,93 Ga, podem
representar fragmentos de crosta paleoproterozóica
28 UFRGS - C/GO - Centro de Investigação do Gonduana - Geologia do Rio Grande do Sul
1
T (Ga)
2 3o+10~----------~------------~------------~--~
TERRENO
PALMA
(t=O.70-0.75 Ga)
O~-------CHUR--~~----~~~~~-m~~--~~----~
COMPLEXO
PORONGOS
(t= 0.77-0.78 Ga)
T(Ga) 1,0
-20
'"O
Z
co
~~~~-------CHUR
-30
MS)
PD TERRENO METAMÓRFICO
DE ACRESÇÃO PALMA
(t = 0.70 -0.75)
Terreno Palma Complexo Porongos Complexo Encantadas
HZ = Metarzburgito ANF = Anfibolito ~ VP = Metandesito GnE = Gnaisses Encanta
VlPF = Metavu1cânica int. Passo Feio VCP = Metavulcano- AnfE = Anfibolito Encan
VAC = Metavulcânica ácida Campestre elástica GnI = Gnaisse lndiviso
MG = Gabro Mata Grande PD = Pegmati- XTJ= Metapelito GrE = Granitóides
to dobrado MSg = Metasienogranito
MTn = Metatonalito MD = Metadiorito
Figura 10: Diagrama Epilson Nd para as rochas juvenis do Cinturão Vila Nova neoproterozóicas retrabalhadas e
transamazônicas do Cinturão Tijucas.
Evolução Geológica do Escudo Sul-rlo-grandense 29
neste complexo (Chemale et ai., em prep.). Aliado
a este dado, há dados de U-Pb em zircão de corpos
de anfibolitos com idade próxima a 2,0 Ga
(Hartmann, informação oral, 1998). Por outro lado,
uma rocha metavulcânica intermediária do Passo
Feio, porção NW, apresenta valor de ~d de 3, 63
(t=750 Ma) e TDM (1,02 Ga) (Fig. 10). Estes dados
sugerem que o Complexo Passo Feio tenha pelo
menos duas associações de rochas principais, uma
paleoproterozóica e outra neoproterozóica.
4.2.2 - Associação P!utono Vulcano-Sedimentar
Seiva!
Esta associação está muito bem representa-
da no CVN pelas seqüências vulcano sed:imentares
das sub-bacias Ramada e Santa Bárbara e um gran-
de número de granitos intrusivos, os quais se for-
maram nos estágios sin- a tardi-orogênicos do Ci-
clo Brasiliano em situação de retroarco com res-
peito a subdução da Placa Kalahari sob a Placa
Rio de Ia Plata.
4.2.2.1- ROCHAS VULCANO-SEDIMENTARES DA BACIA
DO CAMAQUÃ
As rochas vulcano-sedimentares da Associ-
ação Seival estão colocadas na Bacia do Cama-
quã, uma bacia de características de retroarco for-
mada nos estágios finais do Brasiliano (Fragoso-
Cesar et al., 1984; Gresse et al.,1996). No Cinturão
Vila Nova elas ocorrem nas sub-bacias Santa Bár-
bara e Ramada (ver Paim et ai., neste volume).
As rochas vulcano-sedimentares estão dis-
tribuídas em diferentes seqüências de rochas sepa-
radas por quatro discordâncias regionais (Paim et
ai., neste volume), as quais estão deformadas por
uma tectônica de empurrão na base (primeira se-
qüência) e tectônica direcional nas demais seqüên-
cias. Estas rochas sofreram deformação rúptil a
dúctil-rúptil e estão em nítida discordância com as
rochas metamórficas do complexos Cambaí e
Vacacaí.
As rochas da primeira seqüência estão
inseridas no Alogrupo Maricá, com depósitos
aluviais, deltaicos e marinhos rasos, geradas entre
620 e 592 Ma. O Alogrupo Maricá pode represen-
tar a sedimentação de retroarco da Orogênese
Brasiliana (atrás do Arco Magmático).
A segunda seqüência compreende as rochas
do Alogrupo Bom Jardim que se caracteriza por
conter depósitos aluviais, deltaicos e provavelmen-
te lacustrinos. Na base desta seqüência ocorrem as
vulcânicas básicas a intermediárias de assinatura
dominante shoshonítica (cálcico-alcalina alto- K).
Este alogrupo formou-se entre 592 Ma e 573 Ma.
Dados de Sm-Nd destas rochas vulcânicas mos-
tram valores de ENd de -1,52 e -2,34 (TDM = 1,2
Ga) e -8,98 (TDM = 1,8 Ga), sugerindo que elas
tenham uma contribuição juvenil com diferentes
proporções de componente crustal (Chemale,
Babinski & Van Schmus, em prep.).
O terceiro alogrupo é o Cerro do Bugio, que
inclui rochas sedimentares alúvio-deltaicas e vul-
cânicas ácidas alcalinas. Estas unidades, formadas
entre 573 e 559 Ma, já indicam o início da estabi-
lização do orógeno Brasiliano. Dados de U-Pb em
zircão de uma lava riolítica fornecem idade de 573
± 18 Ma. Resultados de Sm-Nd apontam para va-
lores de ~d -9,34 e 9,37 e TDM 1,7 a 1,9 Ga, indi-
cando uma forte contribuição crustal na geração
das rochas ácidas alcalinas (Chemale, Wildner,
Lima & Van Schmus, em prep.)
O Alogrupo Santa Bárbara deposita-se so-
bre as unidades do Cerro do Bugio, formando uma
bacia tipo "strike-slip" com depósitos continentais.
Estas rochas formaram-se entre 559 Ma e
540 Ma. A última seqüência, denominada de
Alogrupo Guaritas, é representada por depósitos
eólicos e lavas básicas intermediárias (membro Ro-
deio Velho), na base, e depósitos flúvio-deltáicos
superiores. Dados de U-Pb em zircão (SHRIMP)
fornecem uma idade de 470 ± 19 Ma(Hartmann et
ai., 1998), o que coloca como o limite inferior desta
unidade já no Ordoviciano, época em que iniciou-
se a deposição das unidades basais da Bacia do
Paraná. Alguns autores colocam estas rochas em
um ambiente de colapso orogenético, no final do
Ciclo Brasiliano (ex,: Fragoso-Cesar, 1991;
Chemale Jr. et ai., 1995a). Importante salientar que
os dados de Sm-Nd das vulcânicas Rodeios Velho
apontam para um manto sensivelmente modifica-
do, visto que os valores de idade modelo são 1.6 a
1.9 Ga (Chemale, Wildner, Lima & Van Schmus,
op. cit.).
4.2.2.2 - ROCHAS GRANíTICAS
Os corpos graníticos intrudem as seqüênci-
as de rochas do terreno Palma e, dependendo de
sua posição estratigráfica, as unidades da Bacia do
Camaquã (ver Fig. 5 de Paim et ai., neste volume).
Muitos de seus corpos são diferenciados nos
mapas de intensidade magnética total e radiomé-
tricos (contagem total, canal Th e K), conforme
Costa (1997). Ainda no mapa magnético, nota-se
que alguns corpos são controlados por lineamento,
30 UFRGS - ClGO - Centro de InvestIgação do Gonduana - Geologia do Rio Grande do Sul
como é o caso do Complexo Granítico Caçapava
do Sul. Estudos gravimétricos de detalhe neste cor-
po efetuados por Costa et ai. (1995) permitiram a
apresentação de um modelo tridimensional do
Complexo Caçapava do Sul (18 km de comprimen-
to x 7km de largura em superfície), o qual consti-
tui de um diápiro subcircular com profundidade
de 4,5 km na porção norte e de um corpo alongado
com profundidade até de 2,5 km no restante da área.
As intrusões graníticas podem ser coloca-
das em dois grupos principais (Gastal & Lafon,
1998): (I) Suítes ou corpos graníticos com forte
contribuição juvenil; (ii) Suítes ou corpos
graníticos com contribuição crustal dominante ou
importante.
O primeiro grupo compreende rochas
graníticas de afmidade geoquímica shoshonítica e
alcalina (ver Nardi et aI., neste volume), cujo va-
Ex são levemente negativos (próximos à
linha do CReR abinski et al. 1996) e razões
Sr/Sri baixas Soliani IL, 1986) que é o caso da
Suíte Intrusiva Lavras do Sul. Estas rochas estão
deformadas ruptilmente.
O segundo grupo pode ser divididos em dois
subgrupos. O primeiro compreende as suítes ou
complexos São Sepé, Ramada, Cerro da Cria e
Jaguari, que têm assinatura geoquímica subalcalina
a alcalina e valores de ENd -11,69 a -15,34 e TDM
de 1,8 a 2,9 Ga, cujas idades de cristalização vari-
am entre 564 e 537 Ma (dados de Rb-Sr de Naime
& Nardi, 1991; Gastal e Lafon, 1998; e de U-Pb de
Remus et ai., 1999). Este corpos mostram
freqüentemente feições de metamorfismo de con-
tato nas rochas encaixantes. A exemplo do primei-
ro grupo, estas rochas estão na sua maior parte de-
formadas ruptilmente. Localmente apresentam fei-
ções dúctil-rúpteis associadas a reativações de fa-
lhas na região.
O segundo subgrupo é representado pelo
Complexo Granítico Caçapava, que contém frag-
mentos de um ortognaisse granodiorito, cuja ida-
de U-Pb (SHRIMP) é 2448 ± 7 Ma (Remus et aI.,
1996) e vários pulsos de magmatismo granítico
gerado entre 560 e 540 Ma, de afinidade geoquí-
mica cálcico-alcalina e caráter metaluminoso
(Nardi & Bitencourt, 1989). As rochas do segun-
do subgrupo estão deformadas ductilmente por uma
tectônica direcional (Bitencourt, 1983; Costa et ai.,
1995), que corresponde à deformação D2 da se-
qüência vulcano-sedimentar circundante, o Com-
plexo Passo Feio. Dados de U-Pb (SHRIMP) des-
te magmatismo fornecem idades de 541 ± 11 Ma,
Evolução Geológica do Escudo Sul-rio-grandense 31
565± 14 Ma e 561 ± 11 Ma, com xenocristais de
zircão de idades paleoproterozóicas (2,1 a 1,7 Ga)
(Leite et aI., 1998; Remus et ai., 1997). Por outro
lado, os dados de idade modelo (Sm-Nd) do
magmatismo neoproterozóico variam de 2.3 a 2.0
Ga (May, 1990; Babisnki et aI., 1996), que indi-
cando uma fusão de crosta paleoproterozóica ou
fusão de uma crosta arqueana com contribuição ju-
venil neoproterozóica.
4.3 - Cinturão Tijucas
Ocupando a porção central do ESRG ocor-
rem as rochas do Cinturão Tijucas, conforme defi-
nição de Jost & Bitencourt (1980) e Chemale Jr et.
ai. (1995a,b). Este cinturão estende-se desde San-
ta Catarina até o Uruguai em uma faixa alongada
segundo N20-45°E-S20-45°W, sendo representa-
do pelo Grupo Brusque (Santa Catarina), Grupo
Porongos e Complexo Encantadas (Rio Grande do
Sul) e Grupo Lavalleja (Uruguai).
O Cinturão Tijucas orienta-se segundo N200-
30oE, desde o Arroio Capané (norte) até a região
de Candiota (sul) com largura de 15 a 30 Km e
comprimento de 170 km (porcher, em prep.). Ele é
limitado ao leste pela zona de cisalhamento Dorsal
Canguçu e sua extensão N-S, a Zona de Falha Pas-
so do Marinheiro (Figs. 6 e 7b), posicionando-se
ao lado das unidades do Cinturão Dom Feliciano.
A oeste, as unidades do Cinturão Tijucas estão li-
mitadas pela anomalia Magnética de Caçapava do
Sul, que se dispõe mais ou menos paralelamente à
zona de cisalhamento NNE-SSW ao leste do Gra-
nito Caçapava do Sul. Ao sul e ao norte, as unida-
des do Cinturão Tijucas estão cobertas por sedi-
mentos da Bacia do Paraná, depósitos de talus e
demais sedimentos cenozóicos.
O Cinturão Tijucas contém as seguintes uni-
dades geológicas (Fig. 11): (i) Complexo Encanta-
das que é representado por rochas granito-
gnáissicas e anfibolíticas paleoproterozóicas, (ii)
Complexo Metamórfico Porongos (Porcher, em
prep.), que compreende rochas supracrustais e
plutônicas cujo vulcanismo cálcico-alcalino ocor-
reu entre 773-783 Ma, (iii) unidades das sub-bacia
PiquirílBoici e Guaritas representadas por rochas
sedimentares siliciclásticas, deformadas em ambi-
ente rúptil-dúctil (620-540 Ma); (iv) rochas
graníticas do Evento Dom Feliciano, geradas e de-
formadas entre 595 e 543 Ma.
O Cinturão Tijucas abrange parte do Domí-
nio Magnético Central (Costa 1997), correspon-
300 30'S
r\::] Cobertura sedimentar fanerozóica
ROCHAS SEDIMENTARES E GRANITÓIDES DO EVENTO
DOM FELIClANO (650-500 Ma)
Sedimentos tardi- a
pós-orogênicos
_ Gnaisse Capané
. (543+/- 6 Ma)
li! 3 Granitóides
..,' deformados
Granitóides indivisos
doCDF
COMPLEXO METAMÓRFICO PORONGOS
~::;1:1Metalvucânicas ácidas a intermediárias (cristalização
''O. ígnea 773+/- 8 Ma a 783 +t- 6 Ma)
Metapelitos 10..1 Lentes de
quartzito
11Ortoe
paragnaisses
* Metaultramáficas
Lentes de
mármores
COMPLEXO ENCANTADAS
EVENTO TRANSAMAZÔNICO
(2.3-1.9 Ga)
Granitóides milonitizados
BGnaisses Encantadas
31°30'8+
53°15W
+31000'8
52"45W
a = Domo de Santana
b= Antiforme Serra dos Pedrosas
c= Antiforme Capané
d = Antiforme Serra do Godinho
~ Charneira de antiforme
~
4,1 Zona de cisalhamento de empurrão
,I
- ~ . Falha transcorrente
r~r r' Rochas miloníticas
- Falha
Figura 11: Distribuição dos principais litotipos do Cinturão Tijucas no Escudo Sul-rio-grandense (simplificado de Porcher,
em prep.). ZCDC= Zona de Cisalhamento Dorsal Canguçu, ZDPM= Zona de Cisalhamento Passo Marinheiro.
UFRGS - C/GO - Centro de Investigação do Gonduana - Geologia do Rio Grande do Sul32
dendo à região entre o limite superficial de
Caçapava do Sul e o segmento N-S da ZCPM e a
parte central e sul da ZCDC (a partir do encontro
das duas zonas de cisalhamento). Na sua parte cen-
tral, ocorre um alinhamento NE-SW ao longo do
contato Sub-Bacia Guaritas (ver Paim et ai., neste
volume) com as rochas metamórficas do Comple-
xo Porongos, o qual pode ser bem delineado no
mapa radiométrico - canal UIT (Fig. 111.09de Cos-
ta, 1997) e canal U. No primeiro, pode-se eviden-
ciar a presença de afloramentos de rochas do
Cinturão Tijucas ao sul da Sub-Bacia Guaritas. No
mapa de intensidade total do Campo Magnético
do ESRG (Fig. 1II.12b de Costa, op. cit.) vê-se ni-
tidamente um alinhamento central que pode estar
ligado a este contato ou com variação interna no
CTJ.
Ainda, no domínio da Sub-Bacia Guaritas e
do Complexo Porongos, vê-se alguns alinhamen-
tos estruturais gravimétricos, que dividem áreas de
diferentes espessuras de sedimentos (Costa et ai.,
em prep.) com orientação NW -SE (paralelas ao Li-
neamento Ibaré).
Em termos estruturais,as rochas do Com-
plexo Porongos e de parte do Complexo Encanta-
das têm uma forte foliação milonítica principal com
lineação de estiramento e mineral orientadas para
SW ou NE, com baixo mergulho (Remus et al.,
1990; Machado et al., 1990). Esta trama seria re-
sultado de uma deformação dúctil (por empurrão
tangencial) que afetou fortemente ambos os gru-
pos de rochas. Porcher & Fernandes (1990) postu-
lam que a lineação de estiramento é o marcador
da direção do transporte tectônico com fluxo de
massa segundo NE-SW, sendo o movimento do
topo da seqüência para NE.
Porcher & Fernandes (op. cit.) descrevem
esta feição regional como resultado da segunda de-
formação regional (D2) para as rochas do Comple-
xo Porongos, haja vista que as metamórficas do
Porongos têm uma trama planar anterior (no caso
a SJ A superficie milonítica ou S2foi afetada por
mais fases de deformação, gerando dentre diver-
sas estruturas os antiformes ou Domo de Santana,
Serra dos Pedrosas, Capané e Serrado Godinho (por
ex.: Porcher, em prep.). O processo deformacional
D2 causou um imbricamento das unidades litoló-
gicas tanto em nível de embasamento como do
Complexo Porongos, resultando em obliteração das
relações originais destas.
A região com as rochas dos complexos En-
cantadas e Porongos foi afetada pela deformação
Evolução Geológica do Escudo Sul-rio-grandense
dúctil ocorrida ao longo da Zona de Cisalhamento
Dorsal do Canguçu, que limita a porção leste do
CTJ. Posteriormente, tectônica de reativação
transcorrente, em ambiente dúctil a dúctil-rúptil,
afetou essas rochas da região e desempenhou um
papel importante na formação de grande parte das
rochas sedimentares da Bacia do Camaquã e dos
granitóides do CDF no âmbito do Cinturão Tijucas.
4.3.1 - Complexo Encantadas
O Complexo Encantadas é o termo aqui de-
finido para as unidades do embasamento no CTJ
(RS), que engloba as unidades do Gnaisses Encan-
tadas (Jost & Bitencourt, 1980) e granitóides
milonitizados de composição monzogranítica e
sienogranítica (Porcher & Fernandes, 1990).
A principal ocorrência do Complexo En-
cantadas está no Domo de Santana, onde se pode
diferenciar os Gnaisses Encantadas. Eles são re-
presentados por rochas dioríticas, tonalíticas e
granodioríticas, normalmente polideformadas
(incluindo dobras em bainha ou dobras com pa-
drões de interferência). Lentes de anfibolito ocor-
rem nestes gnaisses, interpretadas por Porcher &
Fernandes (op. cit.) e Remus et al. (1990) como
antigos diques máficos deformados. Os Granitóides
Milonitizados, denominados como Granitóides
Milonitizados de Santana da Boa Vista (Machado
et al., 1987), formam corpos individualizáveis de
monzogranito e sienogranito que também ocorrem
como lentes nos Gnaisses Encantadas com rela-
ções de corte oblíquas ao bandamento gnássico
(Porcher & Fernandes, op. cit.).
Dados de U-Pb em zircão (SHRIMP) dos
Gnaisses Encantadas ao NE de Santana da Boa Vis-
ta fornecem idades de 2263 ± 18 Ma e 2363 ± 6
Ma para núcleos ígneos de rochas tonalíticas e
pegmatíticas, respectivamente, que representam a
idade magmática do complexo. Já os cristais
metamórficos de 2045 ± 10 e 2021 ± 11 Ma das
mesmas rochas apontam para a primeira cristali-
zação metamórfica destes gnaisses (Porcher et ai.,
em prep.).
Dados de U-Pb em zircão (TIMS) de um cor-
po dos Gnaisses Encantadas situado a cerca de 4
km oeste de Santana de Boa Vista, mostram
interceptos inferior e superior de 803 ±14 Ma e
2337± 158 Ma, que são interpretados como a ida-
de de reomogeneização isotópica durante o
Neoproterozóico Inferior a médio e de cristaliza-
ção do protólito, respectivamente.
33
Através de informações de isótopos de Sm-
Nd das rochas do Complexo Encantadas reconhe-
cem-se dois grupos (Chemale Jr. et aI., em prep.),
a saber: (I) Rochas gnáissicas e anfibolíticas com
TDM arqueanos de 2.47 a 3.14 Ga; (ii) Rochas
gnáissicas e metagabro com T
DM
de 1.81 a 2.22
Ga. O valor de idade modelo mais antigo foi obti-
do de um gnaisse tonalítico ocorrente ao sul da
Mina do Camaquã (ver localização na Fig. 8).
As informações isotópicas permitem esta-
belecer que os gnaisses tem protólitos arqueanos e
paleoproterozóicos (no caso seriam rochas de
acresção juvenil, evoluídas a partir do manto
Paleoproterozóico). Por outro lado, identificaram-
se dois períodos de metamorfismo e deformação
principais, o primeiro de idade paleoproterozóica
(cerca de 2.02 Ga) e o segundo de idade próxima
aos 800 Ma. (Chemale Jr et aI., op. cit.).
4.3.2 -Complexo Netsmottico Porongos
As unidades aqui colocadas no Complexo
Metamórfico Porongos compreendem grande par-
te do Grupo Porongos conforme Jost & Bitencourt
(1980), sem, no entanto adotar uma subdivisão for-
mal. A proposição de complexo segue a sugestão
de Porcher (em prep.) com base principalmente na
obliteração das estruturas indicativas de relações
de topo e base entre os seus tipos litológicos.
O Complexo Metamórfico Porongos com-
põe-se de uma seqüência vulcano-sedimentar com
intercalações ou lente de ortognaisses e, mais ra-
ramente, rochas ultramáficas (Fig. 11), metamor-
fizadas progressivamente de fácies xisto-verde a
anfibolito e retrometamorfizadas em condições de
xisto verde (Jost & Bittencourt, op. cit.).
As rochas metassedimentares, que ocupam
a maior parte da região do CTJ no RS, são repre-
sentadas por metapelitos, xistos carbonosos,
quartzitos, mármores e paragnaisses pelíticos e
semipelíticos com lentes de metamarga (Remus et
a!., 1987; Porcher, em prep.). Os metapelitos, que
são as unidades dominantes, são clorita-muscovita
e granada-biotita xistos (porcher , em prep.). A pre-
sença de porfiroblastos de andaluzita, cianita,
cloritóide, estaurolita e mais raramente, fibrolita
marca a variação das condições metamórficas (Jost
& Bitencourt, 1980; Porcher & Fernandes, 1990).
A ocorrência de metaconglomerados é muito res-
trita, tendo sido descrita na região de Capané (Mar-
ques 1996) e Santana da Boa Vista (Remus et aI.,
1990). Os únicos dados termométricos disponíveis
(porcher, Fernandes &Monteiro, 1995) foram ob-
tidos para xistos pelíticos de fácies anfibolito do
Cerro do Facão (porção centro-oriental do CMP),
com temperaturas médias de 4880 a 5200 C para
granada sintectônica e 5290 a 5340 C para granada
pós-tectônica (Porcher et aI., op. cit.).
As rochas metavulcânicas e vulcanoclásticas
são dominantemente de composição intermediá-
ria a ácida, sendo reconhecidas localmente rochas
básicas. Lentes de metachert, grafita xisto, xistos
pelíticos e mármores ocorrem dentro deste conjunto
de rochas. Em termos geoquímicos, as rochas in-
termediárias a ácidas apresentam caráter cálcico-
alcalino (Marques, 1996; Wildner et al.,1996). Já
as rochas básicas apresentam caráter geoquímico
transicional de toleiíto para cálcico-alcalino (Mar-
ques, op. cit.).
Rochas ultramáficas ocorrem como peque-
nas lentes não mapeáveis no Complexo Porongos,
na porção norte e ao sul do CTJ (Jost & Bitencourt
1990 e Remus et aI. 1991). As rochas ultramáficas
da região de Capané (norte do CTJ) são serpen-
tinitos com cromita e talco ± antofilita ± clorita
xistos, interpretadas como rochas ofiolítcas.
(Unisinos, 1989; Marques, op. cit.).
Rochas ortognaisses são descritas para a por-
ção sul do CTJ, colocadas por Porcher (em prep.)
como contemporâneas às outras metamórficas do
Complexo Porongos. No entanto, são necessários
dados isotópicos para confirmar o seu posicio-
namento estratigráfico.
Datação U-Pb em zircão (TIMS) forneceu
uma idade cristalização magmática de uma rocha
metandesítica situada ao sul do Domo de Santana
de 773 ± 8 Ma (zircões concordantes a quase con-
cordantes no intercepto inferior). Intercepto supe-
rior de 1994 ± 16 Ma e valor de idade modelo igual
a 2,01 Ga sugerem que estas rochas foram cristali-
zadas no neoproterozóico a partir de um protólito
paleoproterozóico. Datação U-Pb em zircão
(SRRlMP) de um metariolito situado na região de
Capané (norte do Domo de Santana) forneceu ida-
des concordantes de 783 ± 6 Ma, que correspondem
a idade do vulcanismo destas rochas (Porcher em
prep.).Idades discordantes de 1,3 a 1,4 Ga foram
também caracterizadas em ambas as datações, que
são idades mistas sem significado geológico.
As rochas vulcânicas e vulcanoclásticas do
Complexo Porongos apresentam valores de ~d de
-9,63 a -12,53 e idades modelo de 2,01 a 2,22 Ga,
as quais são bem próximas às idades modelos do
gnaisses mais jovens do Complexo Encantadas.
34 UFRGS - C/GO - Centro de Investigação do Gonduana - Geologia do Rio Grande do Sul
Xistos pelíticos apresentam valores ~d de uma
amostra igual a -4,02 (TDM = 1,43 Ga)) e -6,88 a-
7,6 (TDM = 1,92 a 2,06 Ga).
Tais dados indicam que estas rochas tive-
ram uma fonte transamazônica com magmatismo
cálcico-a1calino entre 0,77 e 0,78 Ga (retraba-
lhamento crustal) (Chemale Jr., Babinski & Van
Schmus, em prep.). Na figura 10 visualiza-se a
distribuição dos valores de ~d e TDM de amostras
do Complexo Porongos e do Terreno Metamórfico
de Acresção Palma.
4.3.3 -Rochas do evento Dom Feliciano
As rochas mais jovens do Cinturão Tijucas
são as unidades sedimentares da Sub-bacia Guaritas
e Piquirí-Boici e os granitóides deformados.
A Sub-bacia Guaritas ocorre na porção oci-
dental do CTJ, formada por unidades sedimentares
dos Alogrupos Bom Jardim e Santa Bárbara e
vnlcano-sedimentares do Alogrupo Guaritas. As ro-
chas do Guaritas, que têm espessura estratigráfica
de 800 m (paim et al. neste volume) cobrem mais
de 85 % da sub-bacia Guaritas. Modelagens
gravimétricas nesta bacia mostra que a espessura
dos sedimentos pode alcançar valores de mais de
sendo as regiões com maior espessura situa-
TVlrN-in leste da bacia (Costa et al. em prep.).
Ambas estão fortemente condicionadas
pelas falhas transcorrenres de caráter dúctil-rúptil,
em especial as rochas das sub-bacias Piquirí e Boiei
(por ex.: Oliveira & Fernandes, 1992).
A presença de corpos granitóides deforma-
dos com composição variada é descrita por Remus
et al. (1987) e Porcher & Fernandes (1992). Den-
tre estes corpos destaca-se o Gnaisse de Capané,
interpretado inicialmente como um metarcósio por
Hartmann & Jost (1980), que corresponde às ro-
chas sienograníticas alcalinas a peralcalinas defor-
madas (Porcher & Fernandes, 1990). Estes corpos
estão deformados conjuntamente com a seqüência
do Porongos, na forma de lascas ou lentes (Fig.
11), metamorfizados em fácies xisto verdes. Há
possibilidade de que alguns dos corpos de
granitóides deformados possam ser pertencentes
ao evento de magmatismo do Complexo Porongos
ou mesmo lascas do embasamento, visto que não
há dados radiométricos disponíveis sobre estes.
Dados de U-Pb em zircão (TIMS) do Gnaisse
Capané apontam uma idade de 543 ± 6 Ma e de
TDM= 2,87 Ga (Sm- Nd), o que sugere que esta ro-
cha gerou-se pela fusão de uma crosta arqueana
Evolução Geológica do Escudo 5ul-rlo-grandense
(Chemale. Jr, Babinski & Van Schmus, em prep.).
Eles são interpretados como corpos sintectônicos,
o que define que as rochas da região sofreram tam-
bém efeitos de deformação e metamorfismo em
torno de 540 Ma.
Há ocorrência de granitos não deformados
os quais apresentam semelhanças grandes com o
magmatismo tardi a pós-transcorrente do Cinturão
Dom Feliciano (Fig. 11).
A ocorrência de rochas metamórficas
metassedimentares formadas durante o Evento
Dom FelicianolBrasiliano (como idade de deposi-
ção) não pode ser descartada pois duas amostras
de metassedimentos no Cinturão Tijucas fornece-
ram TDM (idades modelos) de 665 e 670 Ma (May
1990). Estas unidades precisam ser melhor
investigadas no que tange as suas relações
estratigráficas e a sua idade de deposição.
4.4 - Cinturão Dom Feliciano
O Cinturão Dom Feliciano no RS corres-
ponde em termos gerais a definição original do
Cráton Dom Feliciano proposta por Picada (1971).
Ele estende-se desde Santa Catarina ao Uruguai
(Fig. 6), por 800 Km de comprimento e largura
média de 150 km, segundo a orientação NE-SW.
Este cinturão no RS é a oeste limitado pelas
zonas de Cisalhamento Canguçu e Passo Marinhei-
ro e a leste, coberto pelas rochas da Planície Cos-
teira (Fig. 12). Ele é formado por rochas granítico-
gnáissico-migmatíticas com intenso magmatismo
Brasiliano (650-500 Ma) em uma crosta mais anti-
ga dominantemente paleoproterozóica (Babinski et
aI., 1997; Leite et aI., em prep.).
Em sua porção NW, ocorre o Bloco Encru-
zilhada do Sul que é limitado pelas zonas de
cisalhamento Dorsal Canguçu e Passo Marinheiro
(Figs. 6 e 12). Este Bloco é individualizado por-
que apresenta textura no mapa de intensidade total
do campo magnético do ESRG (Costa, 1997) mui-
to semelhante ao do Tijucas e por conter unidades
litoestratigráficas restritas aos seus limites, que são
o Anortosito de Capivarita e o Complexo Várzea
de Capivarita. Tais unidades são consideradas as
rochas mais antigas do CDF junto com o Comple-
xo Arroio dos Ratos.
Em termos geofisicos, o CDF pode ser bem
delineado através do mapa radiométrico (contagem
total e canal K, Figs. 11.5e Il1.8 de Costa, op. cit.).
A zona de Cisalhamento Dorsal Canguçu,
na qual encontram-se os granitos sin-transcorrentes
35
310
50Km 300
• c..,C\
~~ 320~~~--------------~
C\'::$ ./ Zona de Cisalhamento
rv~ regionais
aO ,.;:J Zona de Cisalhamento
r' de menor porte
/ Falhas
,........,Rodovias federais
510520
ozsu:sw11..
GRANITOSSIN A PÓS
TRANSCORRENTES
(600 Ma A 540 Ma)
Sienito Piquiri
Suíte Granítica Cordilheira Suíte Intrusiva Erval
~8 GRANITOS SINTANGENCIAlS (630 Ma a 600 Ma) ~ Suíte Intrusiva Pinheiro Machado
\~ UNIDADES GEOLÓGICAS 111 ~~Anortosito::J PALEOPROTEROZÓICAS Complexo Arroio dos Ratos "-~, Capivarita
~ RETRABALHADAS NO EVENTO
ü DOM FELlCIANO 11 Complexo Várzea do Capivarita\~~r::J ..., Bacia do Camaquã Complexo Encantadas ~ Complexo Metamórfico Porongos~5l (620 a 450 Ma) (Paleoproterozóico) ~ (Neoproterozóico)üE-
Figura 12: Mapa geológico do Cinturão Dom Feliciano e adjacências. ZCDC= Zona de Cisalhamento Dorsal de Canguçu;
ZCPM= Zona de Cisalhamento Passo Marinheiro; ZCAG= Zona de Cisalhamento Arroio Grande (Philipp et al., em prep.).
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peraluminosos a metaluminosos, pode ser bem
distinguida pelo mapa radiométrico - Canal U/Th.
No mapa de intensidade total do campo mag-
nético (Costa, op. cit.) diferencia-se grande parte
do CDF, o qual apresenta inúmeros alinhamentos
magnéticos de direção geral NE-SW (Fig. 7). No
entanto, a região compreendida pelo Bloco Encru-
zilhada do Sul e pela área de exposição do Com-
plexo Arroio do Ratos (Fig. 12) tem padrão de cam-
po magnético muito semelhante ao Cinturão
Tijucas, o que levou Fernandes et ai. (1995b) e
Costa (op. cit.) colocar ambas regiões em um mes-
mo bloco, denominado de Bloco de Embasamento
retraba-lhado ou Geofisico Central, respectivamen-
te. Deve-se, outrossim, salientar que esta divisão
não pode ser utilizada pois as unidades do Cinturão
Tijucas contêm rochas metavu1cânicas geradas en-
tre 0.77 e 0.78 Ga e metas sedimentos associados
(Complexo Porongos), ausentes nos terrenos
granítico-gnáissico-migmatíticos do Bloco Encru-
nlbada e demais partes do CDF.
A anomalia Magnética Leste e sua expres-
são em profundidade divide assim o CDF em duas
partes (Fig. 7), o que pode ser devido ao processo
de empilhamento crustal que ocorreu na região, sem
ser necessariamente uma zona de sutura como pro-
postoporFernandesetal. (l995b) e Costa (199 .
Através dos mapas gravimétricos apresen-
tados por Costa (1997) (Bouguer com profundida-
des 25, 20, 15, 10 e 5 e superficial), pode-se reco-
nhecer que há pelo menos dois baixos gravimétrico
importantes no CDF(RS), que de certa forma têm
conjuntos litológicos distintos do que o resto do
CDF(Fig. 12) . Um baixo gravimétrico está situa-
do na porção sul do CDF, região ocupada pela Suí-
te Herval, e outro na porção NW, região do Bloco
Encruzilhada do Sul e do Complexo Arroio do Ra-
tos. Estas informações evidenciam que o CDF é
nitidamente mais complexo do que descrito inici-
almente por Fernandes et ai. (1995a), fazendo-se
portanto um estudo mais detalhado sobre esta uni-
dade geotectônica.