MG2 - Grupo 6 Mapeamento Geológico 2

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UNIVERSIDADE DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO 
FACULDADE DE GEOLOGIA 
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA REGIONAL E GEOTECTÔNICA 
MAPEAMENTO GEOLÓGICO II 
 
 
 
RELATÓRIO DE MAPEAMENTO GEOLÓGICO II 
 
 
 
 
ÁREA: LIMA DUARTE – MG 
 
 
 
 
GRUPO: 6 
 
Gabriel Braga de Oliveira 
Rafaela Neves de Oliveira 
Vitória de Azevedo Silva 
 
 
ORIENTADORES: 
 
Profa. Monica Heilbron 
Prof. Ivo Dussin 
Prof. Luiz Guilherme Eirado 
Prof. Samuel Bersan 
 
 
 
 
 
 
RIO DE JANEIRO 
2023
 
 
Sumário 
1. INTRODUÇÃO ................................................................................................................................................................ 3 
1.1. Objetivos ....................................................................................................................................................................... 3 
1.2. Localização da área e acessos ....................................................................................................................................... 3 
1.3. Metodologia .................................................................................................................................................................. 6 
1.4. Geomorfologia .............................................................................................................................................................. 7 
1.4.1. Clima ......................................................................................................................................................................... 7 
1.4.2. Solos .......................................................................................................................................................................... 8 
1.4.3. Hidrografia................................................................................................................................................................. 8 
1.4.5. Ocupação humana da área ......................................................................................................................................... 8 
2. GEOLOGIA REGIONAL ................................................................................................................................................ 9 
2.2. Unidades litoestratigráficas ......................................................................................................................................... 23 
2.3. Geologia estrutural e metamorfismo ........................................................................................................................... 32 
2.4. Principais problemas ainda em aberto ......................................................................................................................... 36 
3. GEOLOGIA LOCAL...................................................................................................................................................... 37 
3.1. Introdução.................................................................................................................................................................... 37 
3.2. Unidades litológicas .................................................................................................................................................... 37 
3.3. Geologia estrutural ...................................................................................................................................................... 41 
3.3.1. Introdução ................................................................................................................................................................ 41 
3.3.2. Descrição das fases de deformação ......................................................................................................................... 44 
3.4. Metamorfismo ............................................................................................................................................................. 44 
3.5. Potencialidade econômica da área ............................................................................................................................... 45 
3.6. Aspectos geoambientais .............................................................................................................................................. 47 
4. EVOLUÇÃO GEOLÓGICA E CONCLUSÕES............................................................................................................ 47 
5. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS............................................................................................................................ 48 
6. ANEXOS ........................................................................................................................................................................ 68 
I. Mapa geológico-estrutural .............................................................................................................................................. 68 
II. Seções geológico-estruturais ........................................................................................................................................... 69 
III. Mapa de pontos ........................................................................................................................................................... 70 
 
 
 
 
1. INTRODUÇÃO 
Este relatório aborda inicialmente uma compilação bibliográfica prévia, assim 
como a elaboração de um banco de dados geológicos pré - campo e, por fim, os resultados 
consolidados após o mapeamento da área previamente escolhida para o grupo 6, no 
Município de Lima Duarte, no Estado de Minas Gerais, realizada no período de 18 de 
agosto a 02 de setembro de 2023. 
 
O trabalho técnico apresentado tem requisito parcial à disciplina Mapeamento 
Geológico II, da Faculdade de Geologia da Universidade do Estado do Rio de Janeiro. 
Ministrada pelos professores Ivo Dussin, Luiz Guilherme Eirado, Mônica Heilbron e 
Samuel Bersan e tem como autores, os alunos Gabriel Braga, Rafaela Neves e Vitória de 
Azevedo. 
 
1.1. Objetivos 
O objetivo principal é aplicar os conhecimentos desenvolvidos ao decorrer das 
aulas ministradas na disciplina de Mapeamento Geológico II, de forma que seja possível 
alinhar com os conhecimentos e dados geológicos obtidos no campo e durante todo o 
curso, para poder elaborar um relatório técnico com os resultados de toda a pesquisa 
realizada anteriormente, durante e após o mapeamento da área analisada e por fim, 
pretende-se realizar a confecção de mapas com características litológicas e estruturais, 
analisar lâminas, além de interpretar o papel da área estudada no contexto geotectônico 
da Faixa Ribeira. 
 
1.2. Localização da área e acessos 
A área que será analisada pelo grupo é referente ao município de Lima Duarte 
(figura 1), na porção sudeste do interior do Estado de Minas Gerais, no Brasil. Está 
inserida na folha topográfica SF-23-X-C-VI-3 (figura 2) do IBGE, na escala 1:50.000. A 
área está ao redor de municípios, como Bom Jardim de Minas, Juiz de Fora, Rio Preto, 
Belmiro Braga, Santa Bárbara do Monte Verde, Santa Rita do Ibitipoca, Bias Fortes, 
Pedro Teixeira, Olaria e Valença.
 
Figura 1: Mapa de localização geográfica de Lima Duarte, MG do Grupo 6. Fonte: Vitória 
Azevedo.
 
 
Figura 2: Folha Topográfica SF-23-XC-VI-3, Lima Duarte, com a área do Grupo 6. Fonte: IBGE. 
 
 
Para chegar em Lima Duarte, partindo da Universidade do Estado do Rio de 
Janeiro, no Rio de Janeiro, deve seguir o acesso principal BR-040 até a periferia de Juiz 
de Fora, sentido Oeste, por cerca de 45km, através da BR-267 e assim chegará na área 
pretendida onde ocorrerá o trabalho de campo da disciplina de Mapeamento Geológico II 
(Google Maps).
Área do Grupo 6 
1.3. Metodologia 
Baseando-se nos objetivos propostos, as análises e os estudos a serem 
produzidosno projeto apresentam a metodologia dividida em três partes da seguinte 
forma: 
 
Primeira etapa (Pré-campo): Na etapa pré-campo os professores definem 
previamente as áreas a serem mapeadas pelos grupos (composto de 3 alunos). Foram 
ministradas aulas com os respectivos professores, para falar a respeito da geologia da área 
de estudo, contextualizando o ambiente geológico da região. Houve o levantamento de 
dados bibliográficos, entre artigos e trabalhos da área que será efetuado o mapeamento. 
Esta etapa prioriza a execução dos trabalhos com a compilação bibliográfica em torno da 
área onde ocorrerá as pesquisas de campo, assim como a confecção de mapas foto- 
interpretados sobre imagens de satélite através da ferramenta Google Earth e ArcGis. 
 
Neste mapa fotogeológico, pode-se observar os padrões de drenagens, texturas, 
tonalidades, lineamentos, vias de acesso em Lima Duarte (estradas e trilhas), zonas 
homólogas com base na litologia dos afloramentos analisados e o polígono de demarcação 
da área estudada. Ao longo desse estudo foi possível identificar estruturas, falhas, 
fraturas, vegetação, trilhas e etc. Por fim, pretende-se analisar cada um dos itens citados 
acima e os materiais de coleta, que serão identificados no trabalho de campo para que 
possam auxiliar na interpretação de padrões numa escala maior, que será detalhado no 
campo pelos alunos responsáveis por essa área. 
 
Segunda etapa: consistirá no levantamento de dados de campo em áreas 
previamente escolhidas e serão identificadas as unidades de mapeamento, das estruturas 
tectônicas, georreferenciamento através da ferramenta GPS em UTM. No campo ocorrerá 
a descrição e identificação das litologias, medição das estruturas com a bússola, 
localização dos pontos nos mapas designados para cada grupo. No final, será realizada a 
elaboração de mapas com as unidades identificadas e com os pontos de coleta estudados 
ao decorrer do trabalho de campo. 
 
Terceira etapa: será dedicada na execução do relatório técnico, apresentando as 
interpretações geológicas realizada pelos alunos do grupo, além de produzir tabelas e 
estereogramas com medidas em hemisfério inferior dip direction retirada nos trabalhos
de campos, descrição de lâminas, assim como mapas de drenagem, lineamento e mapa de 
caminhos (vias), e para que seja possível concluir o mapeamento geológico elaborado 
pelo grupo. 
 
1.4. Geomorfologia 
Quando se trata da Geomorfologia de Lima Duarte, está localizada nos limites 
entre os compartimentos meridional e setentrional da Serra da Mantiqueira. Pode-se 
observar estruturalmente grandes zonas de cisalhamentos expressas pela serras 
quartzíticas do Ibitipoca, de Lima Duarte, assim como a Serra Negra. Os relevos são mal 
desenvolvidos e montanhosos, e são morros e morrotes de origem gnáissicas de 
granulometria fina e arenosa. Sua morfologia é definida por rochas gnáissicas. Há 
superfícies mais elevadas e definidas que vão refletir ao primeiro ciclo da região que foi 
sustentada por serras quartzíticas que automaticamente modulam o relevo (Pinto, Claiton 
Piva, 1991). 
 
O relevo do município é montanhoso. Onde 70 % do território é coberto por áreas 
montanhosas, enquanto em cerca de 25 % há o predomínio de mares de morros, terrenos 
ondulados, e os 5 % restantes são lugares planos. A altitude máxima encontra-se no Morro 
do Pião, que chega aos 1 721 metros, enquanto que a altitude mínima está na foz do 
Ribeirão São Pedro, com 676 metros. Já o ponto central da cidade está a 860 m 
(Topographic Map, 2023). 
 
1.4.1. Clima 
 
 
O clima de Lima Duarte é caracterizado tropical de altitude (tipo Cwb segundo 
Köppen), com diminuição de chuvas no inverno e temperatura média anual em torno de 
20 °C, tendo invernos secos e frios, com ocorrência de geadas em algumas áreas, e verões 
chuvosos com temperaturas moderadamente altas. A estação quente vai de dezembro a 
março, com temperatura máxima média diária acima de 29 °C. O mês mais quente do ano 
é fevereiro, com a máxima de 30 °C. A estação fria permanece de maio a agosto, com 
temperatura máxima diária em média abaixo de 25 °C. O mês mais frio do ano em Lima 
Duarte é julho, com a máxima de 11 °C e mínima de 25 °C, em média (PT WEATHER 
SPARK).
https://pt.wikipedia.org/wiki/Clima
https://pt.wikipedia.org/wiki/Clima_tropical_de_altitude
https://pt.wikipedia.org/wiki/Classifica%C3%A7%C3%A3o_clim%C3%A1tica_de_K%C3%B6ppen-Geiger
https://pt.wikipedia.org/wiki/Chuva
https://pt.wikipedia.org/wiki/Inverno
https://pt.wikipedia.org/wiki/Geada
https://pt.wikipedia.org/wiki/Ver%C3%A3o
https://pt.wikipedia.org/wiki/Temperatura
 
De acordo com o movimento turístico, a melhor época para visitar Lima Duarte 
é do meio de Abril ao fim de Dezembro, onde o clima é mais quente e agradável (PT 
WEATHER SPARK). 
 
1.4.2. Solos 
Os solos de Lima Duarte são caracterizados por Cambissolos (horizonte B) e 
solos pouco evoluídos como os Neossolos Litólicos, assim como solo Latossolos bem 
argiloso e Gleissolos que foram gerados em condições de inundação. As serras de Lima 
Duarte e Ibitipoca apresentam morros declivosos heterogêneos e entalhe profundo. Na 
região há transporte gravitacional de acumulação e matacões rolados (Neto et al., 2015). 
 
1.4.3. Hidrografia 
O município de Lima Duarte apresenta grandes domínios hidrográficos, sendo 
eles cercado na porção centro-oeste marcado pela divisória da bacia do Rio Grande, que 
foi um marco na formação do Rio Paraná e Rio Preto, que alcança as bacias dos rios do 
Peixe e Paraibuna, em sentido ao Oceano Atlântico. O Rio do Peixe inicia na Serra da 
Mantiqueira em Bom Jardim de Minas e deságua à direita do Rio Paraibuna (Neto et al., 
2015). 
 
1.4.4. Vegetação 
O município de Lima Duarte possui um predomínio de Mata Atlântica. 
Apresenta fisionomias campestres em estreitas relações com o relevo e litotipo. Há 
plantas caméfitas e microfanerófitos devido ao clima tropical. O aproveitamento 
econômico das terras no meio rural se dá através da pastagem, que está interligada à 
monocultura de Eucalyptus, que vem crescendo no contexto regional nos últimos anos 
(Neto et al., 2015). 
 
1.4.5. Ocupação humana da área 
De acordo com IBGE, o município de Lima Duarte se estende por 848,564 km² 
e apresenta uma densidade demográfica de aproximadamente 20,29 habitantes km². A 
população no último censo, em 2022, foi de cerca de 17.221 pessoas na região. O 
aniversário do município Lima Duarte é 30 de Outubro e os habitantes são denominados 
como Limaduartinos.
2. GEOLOGIA REGIONAL 
O trabalho de campo da disciplina de Mapeamento Geológico II, ocorre no 
município de Lima Duarte, que está geograficamente localizado no estado de Minas 
Gerais, estando situado entre a Faixa Ribeira que faz limite com Faixa Brasília e ao Sul 
do Cráton São Francisco. 
 
2.1. Contexto geotectônico 
 
2.1.1. Cráton do São Francisco 
O Cráton (figura 3) do São Francisco (CSF) é um segmento crustal estável que 
não foi afetado pela deformação colisional e metamorfismo, durante os processos 
orogenéticos Brasilianos (Almeida et al., 1981; Cordani e Sato, 1999; Campos Neto, 
2000; Alkmim et al., 2001; Brito-Neves, 2002). É cercado por cinturões orogênicos 
Neoproterozóicos que em parte retrabalharam seus domínios vizinhos (Heilbron et al., 
2017). Compreende grande parte do Estado da Bahia e se estendendo às regiões vizinhas 
de Minas Gerais, Sergipe, Pernambuco e Goiás. 
 
Faz parte da Plataforma Sul-Americana, sendo delimitado a sul e a oeste pela 
faixa Brasília, pelo Rio Preto a nordeste, Riacho do Pontal e Sergipana, a norte e pela 
faixa Araçuaí a sudeste. A parte leste do cráton é convergente à margem continental que 
contém as bacias do Jequitinhonha, Almada, Camamu e Jacuípe (Alkmim, 2004). 
 
A individualização do Cráton, sucede os eventos distensionais Espinhaço 
(Estateriano) e Macaúbas (Toniano). Uma grande parte interna do cráton está coberto por 
unidades do Pré-Cambrianoe do Fanerozoico. No extremo sul e a leste, o embasamento 
está exposto em duas áreas nesta região. A parte do embasamento exposto no sul do cráton 
passou por deformação e ação termal durante o Evento Transamazônico, sendo 
denominada de Cinturão Mineiro que engloba o Quadrilátero Ferrífero, adjacente ao 
limite cratônico. As áreas do nordeste e sudoeste, que não fazem parte do cráton sofreram 
um forte retrabalhamento no decorrer do Evento Brasiliano, formando assim, o substrato 
das faixas Araçuaí e Brasília Sul. 
 
O arcabouço Arqueano/Paleoproterozoico do CFS, foi retrabalhado durante a 
montagem do supercontinente Gondwana Ocidental, resultando na formação duas
províncias estruturais como a Província Mantiqueira (Heilbron et al. 2004a,b; Silva et al., 
2005), com as faixas Ribeira e Araçuaí e a Província Tocantins, representada pela Faixa 
Brasília, desenvolvidas durante o Ciclo Brasiliano (Almeida et al., 1977:1981; Campos 
Neto, 2000; Figueiredo e Teixeira, 1996, Heilbron et al., 2017). 
 
Figura 3: Mapa tectônico da região Sudeste do Brasil: Quadrado rosa representa a área do Grupo 6. Marcador amarelo representa Lima 
Duarte. 
(1) Cráton do São Francisco; (2) Cinturão Brasília; (3) Terreno Cabo Frio; (4) Terreno Oriental — Domínio Costeiro; (5) Terreno 
Oriental — Arco Magmático Rio Negro; (6) Klippe Paraíba do Sul; (7) Terreno Ocidental; (8) Bacia do Paraná; (9) corpos alcalinos 
do Cretáceo Superior a Eoceno; (10) Bacias do Rift Continental do Sudeste do Brasil (RCSB): A — São Paulo; B — Taubaté; C — 
Resende; D — Volta Redonda; E — Macacu; F — Itaboraí; G — Barra de São João; (11) sedimentos cenozoicos indiferenciados; (12) 
falhas reversas, nappes; (13) Alinhamento Magmático de Cabo Frio; (14) limites de grabens do RCSB. Fonte: Almeida e Carneiro 
(2012). 
 
2.1.2. Sistemas Orogênicos 
Em ambos os orógenos, Ribeira e Brasília houve a subducção de litosfera 
oceânica que resultou na geração de arcos magmáticos cordilheiranos. Os estágios 
colisionais, são responsáveis pela deformação, metamorfismo e geração de granitóides 
crustais, que ocorreram de forma diacrônica. O estágio colisional na extremidade sul do 
Orógeno Brasília se por volta de 630 M.a (Colisão I), mas no Orógeno Ribeira situa-se 
entre 580 e 560 Ma (Colisão II). Os efeitos da Colisão II atingiram o recém-estruturado 
Orógeno Brasília, gerando a complexa Zona de Interferência entre os dois orógenos, que 
ocorre na região sul/sudoeste do Estado de Minas Gerais. O Orógeno Ribeira possui 
registro de uma colisão tardia em 520-510 Ma (Colisão III), no Terreno Cabo Frio 
(Machado et al., 1996; Heilbron et al., 2000, 2004, 2008, 2012; Trouw et al., 2012; 
Heilbron & Machado, 2003; Peixoto, 2010). 
 
O Orógeno Ribeira (figura 4) bordeja o cráton São Francisco mais ao sul, no 
segmento central da Província Mantiqueira. É correlato ao Orógeno Araçuaí, porém 
diferente. O Orógeno Ribeira faz parte de terrenos Neoproterozoicos imbricados no 
sentido WNW em direção ao Cráton São Francisco com idade de 864 e 580 Ma (Machado 
et al., 1996; Heilbron et al., 2000, 2004, 2008, 2012; Trouw et al., 2012; Heilbron & 
Machado, 2003; Peixoto, 2010). 
 
A evolução tectônica do Orógeno Ribeira é o resultado de episódios colisionais 
que envolveram micro continentes, arcos magmáticos e a margem do paleocontinente São 
Francisco (Heilbron et al., 2017). As colisões ocorreram durante o Brasiliano, sendo 
responsáveis pela amalgamação do Gondwana Ocidental entre os períodos Ediacarano e 
Cambriano (Campos-Neto & Figueiredo 1995; Campos & Caby 2000; Trouw et al. 2000, 
2013; Schmitt et al. 2004). 
 
 
 
 
 
 
Figura 4: Seção estrutural do Orógeno Ribeira com relação entre os diferentes terrenos e domínios estruturais. 
Terreno Ocidental (1-6): 1 a 3 - Megassequência Andrelândia nos domínios Autóctone, Andrelândia e Juiz de Fora, Terreno 
Ocidental; 4 a 6 - Associações do embasamento (Complexos Barbacena, Mantiqueira e Juiz de Fora); Terreno Paraíba do Sul (7-
8): 7- Grupo Paraíba do Sul; 8- Complexo Quirino; Terreno Oriental (9-13): 9- Sequência Cambuci; 10 - Sequência Italva; 11 - 
Sequência Costeiro; 12 - Arco Magmático Rio Negro; 13 - Granitos colisionais; Terreno Cabo Frio (14-15): 14 - Sequências 
Búzios e Palmital; 15 - Complexo Região do Lagos. Fonte: Heilbron et.al., 2004. 
 
O desenvolvimento do Orógeno Ribeira gerou quatro eventos colisionais 
(Heilbron et al., 1982, 2000, 2008, 2013, 2017; Machado & Gauthier 1996; Trouw et 
al., 2000, 2013; Campos Neto & Caby, 2000: Campos Neto, 2000; Janasi et al., 2001; 
Cordani et al., 2002; Heilbron & Machado, 2003; Valeriano et al., 2000, 2004; Silva et 
al., 2002. 2005 e; Schmitt et al., 2004 que são: 
 
Colisão I – Evolução do extremo sul do Orógeno Brasília: com fechamento do 
Oceano Goianides, ao longo da atual margem ocidental do Cráton São Francisco. Com o 
avanço da subducção desse oceano, desenvolveu-se um arco magmático (650-640 M.a) 
ao longo da margem do cráton Paranapanema (Brito Neves et al. 1999; Campos Neto, 
2000). Os vestígios deste arco são retratados pelos batólitos (ortognaisses) do Terreno 
Guaxupé (Campos Neto, 2000). Devido a colisão entre as placas Paranapanema e São 
Francisco formou-se uma série de Nappes com vergência para leste, que se propagam 
sobre a margem sudoeste do Cráton e portam pedaços do embasamento e de rochas 
sedimentares da margem passiva de Andrelândia (Heilbron et al., 2017). 
 
Colisão II e III – Desenvolvimento do Orógeno Ribeira entre 620-565 M.a: 
fechamento do Oceano Adamastor, resultando na colisão entre o Paleocontinente São 
Francisco - Congo e outro(s) continente(s) localizados a leste (Terreno Oriental ou Serra 
do Mar), com isso teve um surgimento de dois arcos magmáticos, que foram 
amalgamados às placas existentes do Paranapanema-São Francisco, gerando o sistema 
inicial do Orógeno Ribeira. A colisão II ocorreu devido a acresção dos arcos continentais 
Socorro e Serra da Bolívia (Terrenos Socorro e Paraíba do Sul), seguida de uma 
convergência e choque do arco juvenil Rio Negro (Terreno Oriental) levando a colisão III 
(Heilbron et al., 2017). 
 
Colisão IV – Adição do Terreno Cabo Frio entre 530- 510 M.a: Ao fechar o 
Oceano Adamastor e com o desenvolvimento do Orógeno Ribeira, sucedeu-se o 
alojamento do Terreno Cabo Frio (provável fragmento do cráton Angola), com a chegada 
desse Terreno, outros terrenos agregados anteriormente foram afetados, até a borda do 
Cráton (Heilbron et al., 2017). 
 
O quarto e último evento tectônico do Orógeno (510-480 M.a), relaciona-se ao 
colapso orogênico, com um regime de deformação transtencional. Algumas dessas zonas
foram reativadas na ruptura do Gondwana. (Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos 
2000; Machado et al., 1996; Heilbron & Machado 2003: Valeriano et al., 2011). Está 
associado à geração de plutonismo pós-colisional com idades entre 510 e 480 M.a. Os 
granitos são cálcio-alcalinos ocorrendo como stocks, diques e soleiras. Ocorre frequente 
associação com corpos básicos, formando estruturas de mistura magmática, como os 
granitos Parati, Ilha Grande, Pedra Branca (510 M.a), Suruí, Teresópolis, Nova Friburgo 
e Sana (Penha et al., 1980; Pires et al., 1982; Penha & Wiedemann, 1984; Junho, 1993; 
Heilbron et al., 1995; Machado & Demange, 1992; 1994; 1996; Machado, 
1997; Porto Jr & Valente, 1988; Tupinambá, 1999). 
 
 
O Orógeno Brasília (Fuck et al.,1994; Dardenne, 2000) ocorre no centro e 
sudeste do Brasil e ao longo da borda sul do Cráton São Francisco, sendo resultado de 
uma colisão Ediacarana entre o paleocontinente São Francisco (margem continental 
passiva) e a Placa do Paranapanema (margem continental ativa, coberto pela bacia do 
Paraná) (Brito Neves et al., 1999; Campos Neto, 2000; Trouw et al., 2000), durante o 
Neoproterozóico. 
 
Possui uma cobertura de plataforma carbonática Ediacarana sobre um domínio 
cratônico que foi empurrado por unidades psamo-pelíticas, de ambientesde rifte. Contém 
na porção sul do Orógeno Brasília, uma espessa pilha de Nappes sin-metamórficos, sendo 
considerada estruturas colisionais do Ediacarano, que registra a migração das Nappes em 
direção a margem do Cráton. (Neto, Mário da Costa Campos et al., 2010). São sub- 
horizontais (Campos Neto e Caby, 1999, 2000; Trouw et al., 2000), apresenta um 
metamorfismo de padrão invertido, de fácies anfibolito a granulito sob condições de alta 
pressão. As sequências de Nappes identificadas são as Nappe Socorro-Guaxupé, Sistema 
Nappe Andrelândia e Sistema Nappe Lima Duarte e Carrancas (Campos Neto, 2011). 
 
A Nappe Socorro-Guaxupé é um segmento da crosta continental inferior (com 
mais de 10 km de espessura), formado em ambiente de arco magmático do tipo andino, 
pela subducção do segmento de crosta oceânica da Placa do São Francisco (Janasi, 1999; 
Campos Neto e Caby, 2000; Trouw et al., 2000; Campos Neto, 2000). Encontra-se 
empurrada sobre os metassedimentos da MSA e o embasamento. Contém rochas ígneas 
deformadas (Campos Neto & Caby 1999, 2000, Trouw et al., 2000, 2013, Vinagre et al., 
2014a); suítes de rochas plutônicas cálcio-alcalinas, leucossomas enderbíticos, veios de
charnockito de granulação grossa, plútons (Campos Neto et al., 1988), granulitos, granitos 
e gnaisses migmatíticos (Neto, Mário da Costa Campos et al., 2010), metagranitóides, 
variando de máfico a félsico (Campos Neto, 2000), ortognaisse e paragnaisse. 
 
O Sistema Nappe Andrelândia, possui rochas metamórficas com espessura de 
4,5 km, com foliação sub horizontal (Neto, Mário da Costa Campos et al., 2010). Faz 
parte da porção sul do Orógeno Brasília, no Neoproterozoico. Compreende uma pilha de 
Nappes sem raízes e sin-metamórficas com granulitos de alta pressão. Com uma foliação 
plana generalizada (Campos Neto et al., 2007), ocorre abaixo da Nappe Socorro- 
Guaxupé. Possui rochas metassedimentares da Megassequência Neoproterozoica 
Andrelândia (Paciullo et al. 2000), ocorrendo intercaladas com fatias de ortognaisses de 
embasamento Paleoproterozóico a Arqueano. Apresenta um metamorfismo invertido com 
rochas de fácies granulíticas de média a alta pressão empurradas sobre rochas de fácies 
anfibolito (Ribeiro et al. 1995). Este sistema está organizado em três sistemas de arco 
magmático alóctone, de cima para baixo: Nappe Três Pontas-Varginha (Nappe 
superior), Nappes Liberdade (Nappe média) e Andrelândia (Nappe inferior) (Campos 
Neto et al., 2007, 2011). 
 
A Nappe Três Pontas-Varginha (e Pouso Alto), juntamente com os klippen 
Aiuruoca, Carvalhos e Serra da Natureza (Campos Neto e Caby, 2000; Trouw et al., 2000) 
formam a parte alóctone superior. Possui granulitos félsicos de alta pressão e tem como 
protólitos pelito, wacke e psamito subordinado e rochas ígneas máficas. A Nappe da 
Liberdade (Trouw et al., 2000), contém rochas de fácies anfibolito superior (Trouw, 
1992; Campos Neto e Caby, 1999). As rochas metabásicas tem afinidade toleítica a 
cálcio-alcalinas (Campos Neto et al., 2007) e pode preservar núcleos de boudin com 
eclogito. Possui diatexitos ortoderivados e metatexitos pelíticos, que é o Migmatito 
Alagoa (Campos Neto and Caby, 1999; Santos et al., 2004). Contém ainda corpos 
lenticulares de metawackes, gnaisses cálcio-silicáticas, rochas máficas e ultramáficas. A 
Nappe Andrelândia (Campos Neto et al., 2007) possui unidades de ortognaisses cálcio 
alcalinos e metapelito, aparece veios e plútons em forma de lente de turmalina sin-a- 
tardia, biotita, leucogranito e muscovita são comuns. Composta de uma sucessão de 
rochas metassedimentares e meta-ígneas, assim como anfibolitos Neoproterozóicos que 
pertencem a MSA. Contém rochas de fácies anfibolito inferior a médio e é caracterizada 
por 3 formações: uma unidade metapelítica basal, o Xisto Rio Capivari; o Xisto de
Santo Antonio, com flysch Ediacarano, metawacke e é homogêneo; uma unidade xisto- 
quartzítica superior, o Xisto da Serra da Boa Vista (Campos Neto et al., 2007). 
 
O sistema Nappe Carrancas e Nappe Lima Duarte (Trouw et al., 2000 e 
Campos Neto et al., 2004) formam o pacote da Nappe basal externa que sobrepõe a borda 
cratônica. A Nappe Carrancas (Neto, Mário da Costa Campos et al., 2010) é a mais 
distante a leste e a parte mais profunda do empilhamento, contém rochas deformadas da 
antiga margem continental passiva, localizada na margem da Placa do São Francisco, 
composto por quartzitos e metapelitos grafitosos, de fácies xisto verde a anfibolito inferior 
(Ribeiro e Heilbron, 1982). O pacote de rochas psamo-pelíticas da Nappe Lima Duarte 
ocorre nas fácies de anfibolito superior e é interpretado como uma seção interna da 
sequência de Carrancas (Trouw et al., 2000). 
 
2.1.3. Província Mantiqueira 
A Província Mantiqueira é uma entidade geotectônica instalada a leste dos 
crátons São Francisco e Rio de La Plata/Paraná, ao final do Neoproterozóico e início do 
Paleozoico. Encontra-se paralela à costa atlântica do sudeste e sul do Brasil (Almeida et 
al., 1977, 1981). Forma uma faixa de direção NE-SW, ao longo de 3.000 km de 
comprimento, estendendo-se desde o sul da Bahia até o Uruguai. Faz limite com as 
províncias Tocantins, São Francisco e Paraná. 
 
Possui uma compartimentação tectônica (figura 5), sendo formada por orógenos 
com terrenos acrescionários de arco magmático, sendo distribuída em três segmentos 
como o Seguimento Setentrional (Orógeno Araçuaí), Central (Orógeno Ribeira e a Zona 
de Interferência entre os orógenos Brasília e Ribeira e os terrenos Apiaí, São Roque e 
Embu) e Meridional (Orógeno Don Feliciano e São Gabriel) (Heilbron et al., 2000, 
2004a).
O Orógeno Araçuaí (Almeida et al., 1977, 1981) engloba um largo segmento 
crustal paralelo à linha costeira do sudeste brasileiro, sendo amalgamado durante a 
Orogenia Brasiliano-Pan Africana (Neoproterozoico ao início do Paleozoico). É um 
complexo relacionado às colisões oblíquas entre os crátons São Francisco e Congo e à 
consolidação do continente Gondwana Ocidental (Brito Neves et al., 1999; Heilbron et 
al., 2004 e 2008). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 5: Subdivisão do Sistema Orogênico Mantiqueira: o segmento setentrional é o Orógeno Araçuaí; o segmento central inclui a 
porção sul do Orógeno Brasília e os orógenos Ribeira e Apiaí; e o segmento meridional inclui os orógenos Dom Feliciano e São 
Gabriel. As cores roxo e laranja indicam os terrenos que alojam os arcos magmáticos Neoproterozoicos. Crátons São Francisco (SF), 
Luiz Alves (LA) e Rio de La Plata (RP). Fonte: Heilbron et al., 2004a. 
 
 
O Orógeno Dom Feliciano está relacionado aos crátons Rio de la Plata e 
Kalahari. O Orógeno São Gabriel evidencia uma colisão de um arco juvenil (arco-de- 
ilhas) com o Cráton Rio de la Plata, antes da edificação do Orógeno Dom Feliciano. 
(Heilbron, Monica et al., 2004).
A Província é bordejada, à leste, pela margem continental e pelas bacias costeiras 
do Espírito Santo, Campos, Santos e Pelotas. É composta por um arcabouço estrutural 
complexo, formado no ciclo Brasiliano-Pan Africano, durante o 
Neoproterozoico/Cambriano, em que houve aglutinação de paleoplacas convergentes que 
deram origem ao supercontinente Gondwana Ocidental (Brito Neves, 2003; Cordani et 
al., 2000; Schmitt et al. 2004). 
 
Foi adotada a subdivisão tectonoestratigráfica para a descrição de cada orógeno: 
a) rochas do Embasamento mais antigas que 1.7 Ga; 
b) sucessões intracrâtonicas Paleoproterozoicas a Mesoproterozoicas; 
c) sucessões de margem passiva Neoproterozoicas; 
d) arcos magmáticos associados a margem continental intra oceânica e ativa 
(790 Ma a 585 Ma); 
e) granitóides sin-colisionais relacionados a episódios colisionais e; 
f) sucessões sedimentares orogênicas tardias e magmatismo bimodal (Heilbron 
et al., 2004). 
 
A Orogênese Brasiliana é um período orogenético de idade Neoproterozoica- 
Cambriana, diacrônico de umaà outra região, englobando o conjunto de colagens 
responsáveis pela estruturação do embasamento da Plataforma Sul-Americana (Brito- 
Neves et al., 1999). Na Província Mantiqueira, a Orogênese Brasiliana inclui processos 
acrescionários, como a edificação do arco-de-ilhas São Gabriel no Rio Grande do Sul, 
colisões continente-continente como estruturação principal do Orógeno Ribeira e sua 
Zona de Interferência com o Orógeno Brasília, e no seu término tem um colapso 
extensional de partes dos orógenos, como o Orógeno Araçuaí. Estes processos ocorreram 
num período que teve início em 880 M.a durando até 480 M.a (Heilbron et al., 2004). 
 
Com a evolução da orogenia teve desaparecimento dos oceanos Goianides e 
Adamastor, que estavam a oeste e a leste do paleocontinente São Francisco. No processo 
de subducção foi formado suítes de arcos magmáticos, que foram sucedidos por colisões 
arco-continente e continente-continente. Os episódios colisionais mais antigos são 
registrados nos Terrenos Apiaí-Guaupé (790 M.a) e Orógeno São Gabriel (700 M.a). 
Seguidos por colisões no Orógeno Brasília meridional e no Orógeno Dom Feliciano (600 
M.a). Em seguida, ocorreu colisão nos Orógenos Ribeira e Araçuaí durante 580 e 520
M.a. Do Cambriano ao Ordoviciano (510-480 M.a), ocorreu o colapso tectônico dos 
orógenos da Província Mantiqueira (Heilbron et al., 2004). 
 
Compreende um embasamento Arqueano e/ou Paleoproterozóico mais velho que 
1,7 G.a. Possui sequências metassedimentares e metavulcanossedimentares 
Neoproterozoicas que incluem sequências de margem passiva, sequências relacionadas 
ao fechamento de oceanos e ao estágio da colisão continental. Possui granitóides 
Neoproterozoicos pré-colisionais (formados em arco magmático intra oceânico ou de 
margem continental ativa, sendo contemporâneos aos processos de subducção) e sin- 
colisionais, assim como coberturas do Neoproterozoico-Cambriano que estão associadas 
a bacias tardi-orogênicas e magmatismo pós-colisional (Heilbron et al., 2004). 
 
2.1.4. Faixa Ribeira e seus terrenos tectônicos 
A estrutura geológica do Brasil Central encontra-se com uma grande parte, 
herdada da orogênese Brasiliana, que gerou uma rede de faixas de dobramentos separadas 
por crátons. Às faixas correspondem às bacias sedimentares Mesoproterozoicas e 
Neoproterozoicas que sofreram processos tectônicos de inversão (Uhlein, Alexandre et 
al., 2012). 
 
A Faixa Ribeira (figura 3) (Cordani et al., 1973; Almeida et al. 1973) estende- 
se por 1400 km ao longo da costa atlântica do Brasil (Almeida, 1967; Almeida et al., 
1973; Cordani et al., 1967, 1973). Sua formação ocorreu em resposta à convergência entre 
a placa do São Francisco e outra placa ou microplaca a leste (Campos Neto e Figueiredo, 
1995; Heilbron et al., 1998; Heilbron et al., 2000a). Envolve um complexo cinturão de 
dobramentos e empurrões formados durante o Neoproterozóico/Cambriano, na orogênese 
Brasiliana, ocorrendo na borda sul/sudeste do Cráton do São Francisco, Sul da Faixa 
Brasília, Paranapanema, blocos cratônicos Luiz Alves e Angola, os cinturões Kaoko e 
Damara e a fronteira noroeste do Cráton Kalahari (Barbosa, 1966; Almeida 1969, 1977; 
Trompette,1994; Brito-Neves et al., 1999; Basei et al., 2008; Heilbron e 
outros, 2008; Trouw et al., 2008). 
 
 
Contém associações litológicas do tipo granito-greenstone, características de 
Terrenos de Baixo Grau; associações de ortognaisse-migmatito-granulito, características 
de Terrenos de Alto Grau, cuja evolução remonta ao Arqueano; e granitóides intrusivos
transamazônicos que são resultado de uma complexa história tectônica Pré-1,8 Ga, que 
é melhor reconhecida no interior da faixa (Heilbron, Monica et al., 1995). 
 
A compartimentação tectônica da Faixa Ribeira inclui quatro terrenos tectono- 
estratigráficos (no sentido de Howell 1995) imbricados durante as várias etapas de 
convergência brasilianas. De oeste para leste os terrenos são (Heilbron et al., 1998): 
Terreno Ocidental, Kipple Paraíba do Sul/Embu, Oriental (esses três primeiros terrenos 
foram amalgamados entre 600 e 570 M.a) e o Cabo Frio foi o último terreno a ser 
acrescionado no final da colagem do orógeno, no Cambriano (535-510 M.a) (Heilbron et 
al. 2000, 2004a; Schmitt et al. 2004; Trouw et al. 2000). 
 
O Terreno Ocidental (figuras 3 e 4) é composto pelo Domínio Autóctone e por 
duas lâminas de cavalgamento de escala crustal, que são o Domínio de Juiz de Fora e 
sequência metassedimentar conhecida como Megassequência Andrelândia (MSA) 
(Tupinambá et al., 2007; Heilbron et al., 1998). A região do trabalho faz parte do Terreno 
Ocidental. 
 
O Terreno Oriental (figuras 3 e 4) é o locus do arco magmático Ribeira 
(Tupinambá et al., 2000). Corresponde à placa superior e um complexo de arcos, que 
representa a margem CSF retrabalhada, que colidiu com à Placa São Francisco em 580 
M.a (Heilbron et al., 2000a). 
 
 
Esse Terreno compreende rochas geradas em ambientes de arco magmático e 
metassedimentos do Neoproterozóico, e paragnaisses intrudidos por rochas do arco 
magmático Rio Negro de 780-620 M.a (Tupinambá et al., 2000). Sendo subdividido na 
região noroeste fluminense em três domínios estruturais distintos (figura 4), (Heilbron e 
Machado, 2003) empurrados na direção da margem retrabalhada do São Francisco, de 
oeste para leste: 
 
1) Domínio Cambuci (figura 4) é uma a associação metavulcanossedimentar 
sendo intrudida por diversas gerações de rochas granitóides, com lentes de mármore e 
ortognaisses cálcio-alcalinos. Esse compartimento aflora apenas na região central do 
Estado do Rio de Janeiro para norte, se estende para o Estado do Espírito Santo. Não foi 
encontrado registro de rochas do embasamento pré-1,7 Ga. A parte superior é formada 
por gnaisse com bandamento máfico e félsico, com lâminas a camadas métricas. As
bandas félsicas têm composição tonalítica a granodiorítica, com porfiroblasto de K- 
feldspato e as bandas máficas, apresentam espessura milimétrica a decimétrica, são 
formadas por até 20% de biotita com inclusões de magnetita. A outra parte da unidade 
possui gnaisse migmatítico, com granada e biotita e localmente sillimanita. O leucossoma 
do gnaisse tem composição granítica a granodiorítica, contendo quartzo rutilado e o 
melanossoma possui biotita e granada. Ortopiroxênio (hiperstênio) encontra-se presente 
no leucossoma e no melanossoma. Há uma variedade leucocrática do gnaisse próximo ao 
contato de corpos de mármore e de rochas calcissilicáticas (Tupinambá, et al., 2007). 
 
2) Domínio Costeiro (figura 3 e 4) cavalga sobre o Domínio Juiz de 
Fora/Terreno Ocidental e está sobreposto ao Domínio Cambuci. Possui duas associações 
metassedimentares intrudidas por volta de 790 e 635-620 M.a, do Complexo do Arco do 
Rio Negro (Tupinambá et al., 2000; Heilbron e Machado, 2003). Essas duas unidades são 
compostas de lentes métricas quartzíticas. A unidade superior metassedimentar é formada 
por (granada)-(hornblenda)-biotita gnaisses migmatíticos com estrutura bandada e/ou 
porfirítica, com lentes de quartzito e de calcissilicáticas, contendo gonditos e anfibolitos. 
Já a outra unidade é basal, possui gnaisses kinzigíticos com lentes métricas de cálcio-
silicato e quartzito, biotita gnaisses granatíferos, com sillimanita e de forma local 
cordierita. Não foi encontrado registro de rochas do embasamento pré-1,7 Ga. Há ainda 
leucogranitos/leucocharnockitos e granitóides a charnockitóides porfiróides (Tupinambá, 
et al., 2007). Em ambos os domínios (Cambuci e Costeiro), o metamorfismo é de fácies 
granulito a anfibolito alto (Valladares, et al., 2008). Possui várias gerações de granitóides 
jovens com idades de cristalização entre 510 e 490 M.a (Machado et al., 1996a; Heilbron 
e Machado, 2003); 
 
3) Domínio/Klippe Italva (figura 4) representa a fatia de impulso superior do 
Terreno Oriental, aflora sobre o Domínio Costeiro, possui mármores calcíticos, gnaisses 
psamíticose anfibolitos de 840 M.a e paragnaisses. Na base da klippe ocorre dioritos, 
gabros e tonalitos do Complexo Rio Negro, e o restante do pacote é ocupado por rochas 
do Grupo Italva (Tupinambá, et al., 2007). É considerado como a margem passiva 
proximal do Terreno Oriental, ou uma bacia de arco posterior (Heilbron, M., & Machado, 
N., 2003).
O contato entre os Terrenos Ocidental e Oriental é dado por uma zona de 
cisalhamento na direção NW, onde essa estrutura foi desenvolvida nos estágios finais da 
colagem Brasiliana, sendo a fronteira entre os dois terrenos nomeada de Limite Tectônico 
Central (LTC), é considerada uma grande zona de falha como uma sutura entre a placa 
do São Francisco e os terrenos acrescidos (Almeida et al., 1998, 2000). Podendo ser 
rastreado de forma contínua por mais de 300 km, desde o litoral do Estado de São Paulo 
até o norte do Rio de Janeiro (Heilbron, M., & Machado, N., 2003). Ao contrário do 
Terreno Ocidental e Cabo Frio, todas às rochas que ocorrem nesse terreno são 
Neoproterozoicas ou mais novas. 
 
A Klippe ou Terreno Paraíba do Sul/Embu (figuras 3 e 4) é a parte mais alta 
do segmento central do cinturão. Aflora como uma Klippe sinformal dobrada sobre o 
Terreno Ocidental. Algumas unidades litológicas da cobertura são semelhantes às do 
Terreno Oriental, porém é difícil restaurar a paleogeografia deste terreno (Heilbron, 
Monica et al., 2000). Encontra-se sobreposto ao Domínio Juiz de Fora, sendo constituído 
por ortognaisses do Paleoproterozoico (gnaisses de hornblenda-biotita de composição 
tonalítica a granodiorítica) do Complexo Quirino e rochas metassedimentares como 
mármore dolomítico que é denominado Complexo Paraíba do Sul, contém ainda lascas 
tectônicas de facies granulito (Tupinambá et al., 2000), biotita-granada gnaisse bandado 
com camadas de mármore, biotita-sillimanita xisto, rochas cálcio-silicáticas e raros 
quartzitos feldspáticos e biotita- xisto muscovita contendo granada e sillimanita) 
(Tupinambá, et al., 2007). 
 
O limite basal dos terrenos Cabo Frio e Paraíba do Sul/Embu é caraterizado por 
uma zona de cisalhamento de baixo ângulo, com mergulhos para SE e NW (Tupinambá, 
et al., 2007). 
 
O Terreno Cabo Frio (figura 3 e 4) (Fonseca et al., 1984; Fonseca, 1998) está 
localizado no extremo sudeste do Estado do Rio de Janeiro (região dos Lagos,). Foi 
acrescido sobre o Terreno Oriental, tendo o fechamento do espaço do back-arc, resultando 
na colisão com a paleoplaca do Terreno Cabo Frio. O embasamento desse Terreno 
(unidade Região dos Lagos) compreende ortognaisses de 2,03 a 1,96 G.a, com 
composição granítica a granodiorítica recortada por ortoanfibolitos tabulares com 
assinatura geoquímica N-MORB (Heilbron, M., & Machado, N., 2003).
 
Próximo ao embasamento, há uma unidade composta por granada-ortoanfibolito. 
Há ainda sequências supracrustais, com cianita-sillimanita gnaisses, granada-diopsídio 
anfibolitos e ortoanfibolitos, rochas cálcio-silicáticas e silimanita gnaisses com 
alternância de metapelitos e metapsamitos, interpretados como metaturbiditos (Heilbron, 
M., & Machado, N., 2003). 
 
2.1.5. Terreno Ocidental 
O Terreno Ocidental (figuras 3 e 4) engloba a margem retrabalhada do Cráton 
São Francisco, que é composto pelo Domínio Autóctone e por duas lâminas de 
cavalgamento de escala crustal, apresentando vergência para noroeste sendo representado 
pelo Domínio Tectônico Juiz de Fora, que integra rochas paleoproterozóicas do 
Complexo Juiz de Fora e a sequência metassedimentar Neoproterozoica, conhecida como 
Megassequência Andrelândia (Tupinambá et al., 2007; Heilbron et al., 1998) e estão 
separados por grandes zonas de cisalhamentos. 
 
O Domínio Autóctone (figura 4) é uma extensão sul do Cráton do São Francisco 
contendo gnaisses do Arqueano ao Paleoproterozoico, que está sobre uma série de 
sequências supracrustais Proterozoicas como São João del Rey, Carandaí e Andrelândia 
nas fácies de xisto verde indo para anfibolito inferior (Ribeiro et al., 1995; Paciullo et al., 
2000). 
 
Ambos os domínios Andrelândia e Juiz de Fora, são formados por gnaisses do 
embasamento Paleoproterozoico sobrepostos por sequências metassedimentares 
majoritariamente clásticas que são derivadas da erosão da crosta Paleoproterozoica 
idêntica da idade em relação aos gnaisses do embasamento (Machado et al., 1996; 
Machado e Gauthier, 1996; Valladares e outros, 1997). 
 
Possui três grandes unidades litotectônicas: Embasamento Paleoproterozóico 
retrabalhado e rochas magmáticas Mesoproterozoicas bimodais (Heilbron et al., 1998, 
2010, Noce et al., 2007; Degler et al., 2018); Sequência metassedimentar Neoproterozoica 
descrita como Grupo Andrelândia (Paciullo et al., 2000) e; Rochas granitóides 
Neoproterozoicas sin a colisões tardias.
2.2. Unidades litoestratigráficas 
As unidades litoestratigráficas começam pelo embasamento mais velho que é 
composto pelo Complexo Piedade, passando pelo Complexo Mantiqueira e o mais novo 
é a Sequência/Grupo Andrelândia, essas são as unidades de mapeamento do presente 
trabalho. 
 
2.2.1. Complexo Piedade 
O Complexo Piedade foi originado como um bloco paleocontinental do 
Arqueano. Ocorre a oeste da Zona de Cisalhamento Abre Campo até seu limite oeste com 
o Grupo Dom Silvério. Com rochas Neoarqueanas (~2,7 G.a) que representam o 
retrabalhamento da crosta continental pré-existente (Bruno et al., 2020). 
 
As rochas são semelhantes às do Complexo Mantiqueira, predominando gnaisses 
bandados com porções quartzo-feldspáticas alternando com porções máficas, ricas em 
biotita e/ou hornblenda; biotita gnaisse bandada com enclave de rocha básica; corpos de 
anfibolito com leucossoma de biotita, que são concordantes com a foliação/bandamento 
dos gnaisses, por vezes boudinados. Há ainda gnaisses TTG do Arqueano ao 
Paleoproterozoico (Teixeira e Figueiredo, 1996), granitóides pré a sin colisionais 
relacionados ao Cinturão Mineiro (Silva et al., 2002) e uma sequência supracrustal de 
provável de origem vulcânica (Hiraga et al., 2017). Há ortopiroxênios, com texturas 
protomiloníticas a miloníticas, aflorando em uma faixa NE-SW na parte sul do bloco 
Piedade, próximo à zona de cisalhamento Ponte Nova. 
 
Rochas basálticas alcalinas; TTG (2,16 Ga); sanukitóides, seguidas por 
granitóides tardios (2,10-2,02 G.a) de alto K que marcam o estágio colisional. Este estágio 
colisional reflete a acreção do Complexo Mantiqueira contra o Bloco Piedade em 2,08-
2,04 G.a, ao longo da zona de cisalhamento Ponte Nova (Bruno et al., 2020). 
 
2.2.2. Complexo Mantiqueira 
 
O Complexo Mantiqueira (figura 4) hospeda rochas plutônicas geradas em um 
orógeno que evoluiu ao longo da margem arqueana ativa do Paleocontinente São 
Francisco de idade de 2180 a 2041 M.a. É do Paleoproterozoico e está relacionado ao 
magmatismo sin colisional, de arco cordilheirano, com contribuição juvenil no Riaciano 
(Noce, Carlos M. et al., 2007).
 
No seu embasamento possui gnaisses de alto grau, faixas greenstone, corpos 
granitóides e gabróicos, de idade pré 1.8 G.a (Teixeira & Figueiredo 1991, Brito Neves 
1992). 
 
Há também rochas como ortognaisse bandado com textura migmatítica, com 
leucossomas de hornblenda e melanossomas contendo hornblenda, biotita e plagioclásio; 
gnaisse de hornblenda-biotita bandado com lentes e boudins de anfibolito; gnaisses 
bandados cálcio-alcalinos (2,2 G.a) e granitóides colisionais mais jovens (2,15 G.a), 
contém lentes de rochas arqueanas dentro dos ortognaisses Paleoproterozoicos (Heilbron, 
Mônica et al., 2010). Possui granodioritos foliados e são intercalados com os ortognaisses 
portadores de hornblenda, ortognaisse diorítico de grão médio a fino. 
 
Os gnaisses possuem composição granodiorítica, tonalítica ou trondhjemítica e 
na maioria são rochas ortoderivadas, formando migmatitios de injeção, que são 
modificados por anatexia e/ou granulitizados, já as camadas básicas e enclaves pertencema séries basálticas transicionais, com intercalações de corpos anfibolíticos e ultramáficos 
(Duarte et al., 2004). São intrudidos por plútons graníticos e diques félsicos e máficos 
mais jovens (Teixeira, 1996; Teixeira et al., 1998, 2000). 
 
O bandamento gnáissico é explicado pela migmatização e/ou através da intensa 
deformação de protólitos magmáticos, em que o tectonismo apagou os contatos 
discordantes originais entre corpos individuais e os estendeu em camadas concordantes, 
é paralelo às estruturas Brasilianas (Noce, Carlos M. et al., 2007). 
 
As faixas greenstone são denominadas de Greenstone Belt Barbacena (Pires, 
1978), com orientação NE-SW e são formadas por sucessões supracrustais variando seu 
grau de deformação e metamorfismo na fácies xisto-verde ou epidoto-anfibolito. os 
estudos dessas faixas ainda são poucos e não existem datações radiométricas de suas 
rochas (Ribeiro, A. et al.,1990).
Engloba as rochas ultramáficas, máficas e félsicas, de origem vulcânica e 
subvulcânica e com metassedimentos em que os migmatitos se intercalam. As rochas 
ultramáficas são corpos de composição toleítica ou komatiítica, transformados em xistos 
verdes (Pires 1977, Noce 1987, Hoppe et al., 1984). Às rochas félsicas são os 
metasubvulcanitos riolíticos até riodacíticos, tendo uma parcial preservação de texturas e 
estruturas primárias, até agora são conhecidos apenas em São João dei Rei. Às sucessões 
metassedimentares são compostas de metapelitos cinzentos, maciços ou laminados, com 
intercalações de diferentes tipos de metachert (gondito), metassiltitos, metawackes e 
escassos metadiamictitos. Ocorre ainda corpos quartzíticos transicionais a filitos, ambos 
cloríticos (Ribeiro, A. et al.,1990). 
 
As zonas de cisalhamento Ponte Nova e Abre Campo separam o Complexo 
Mantiqueira do Bloco Piedade e do Complexo Juiz de Fora (Haralyi e Hasui, 1982; 
Alkmim et al., 2006; Noce et al., 2007; Degler et al., 2018). 
 
2.2.3. Complexo Juiz de Fora 
O Complexo de Juiz de Fora (figura 4) evoluiu dentro de uma configuração de 
arco magmático oceânico, ou em uma crosta continental muito esticada, entre 2195 e 2084 
M.a. Data do Paleoproterozoico e é uma das unidades retrabalhadas das faixas Ribeira e 
Araçuaí (Heilbron et al., 2004a; Noce et al., 2007). 
 
O embasamento pré-1,7 Ga no Domínio Juiz de Fora é composto pelo conjunto 
heterogêneo de ortogranulitos de composições enderbíticas e granulitos básicos 
denominado Complexo Juiz de Fora (Heilbron et al., 1998, 2010; Noce et al., 2000) que 
são intercalados com os metassedimentos do Neoproterozoico da MSA (Paciullo et al., 
2000). Em conjunto, essas unidades compõem o Terreno Ocidental (Heilbron et al., 
2004a), o terreno tectônico externo da Faixa Ribeira. Ocorre metamorfismo de fácies 
granulito durante a orogenia Brasiliana por volta de 620 a 570 M.a (Noce et al., 2007; 
Heilbron et al., 2010; Duarte e Heilbron, 1999; Duarte, et al., 2000). 
 
Este Complexo engloba granulitos gnaissificados de origem ígnea, com 
composições que variam desde gabros, dioritos, tonalitos e granodioritos. Os granulitos 
possuem texturas variadas, sendo comum as variedades granoblásticas a foliadas e 
subordinadamente, miloníticas. A mineralogia é constituída de orto e clinopiroxênio,
plagioclásio, K-feldspato, quartzo, hornblenda e biotita em proporções variadas e como 
acessórios tem allanita, minerais opacos e sulfetos. Os granulitos mais félsicos 
apresentam ortopiroxênio e os tipos básicos possuem orto e clinopiroxênio (Duarte, et al., 
2000). O Complexo de Juiz de Fora é dividido em Granulitos Pré-1,8 G.a e Pós-1,8 G.a. 
 
Granulitos Pré-1,8 G.a: ortognaisses de fácies granulíticas com litotipos de 
composições variadas, do básico ao ácido. Ocorre granulitos noríticos e ricos em quartzo 
(quartzo >80% do volume) porém as composições de enderbitos, charnoenderbitos e 
charnockíticas são as mais difundidas (Duarte, et al., 2000). 
 
Granulitos Pós-1,8 Ga: a unidade metassedimentar contém gnaisses quartzo- 
feldspáticos, pelíticos e semipelíticos com quartzitos menores, quartzitos feldspáticos, 
rochas cálcio-silicáticas e rochas associadas aos corpos máficos. Os litotipos 
subordinados ocorrem como lentes e/ou corpos em forma de boudin dentro dos 
paragnaisses. Essas rochas ocorrem ao longo de lâminas de cavalgamento intercaladas 
com os ortogranulitos do Complexo de Juiz de Fora (Duarte, et al., 2000). 
 
As rochas desse Complexo são esverdeadas ou marrons, com bandamento e 
estruturas migmatíticas e quando presentes exibem leuco-, meso- e melanossomas verdes 
(Duarte, et al., 2000). 
 
Os protólitos do Complexo abrangem granitóides cálcio-alcalinos que são 
representantes de arco magmático cordilheirano e de arco de ilhas, e granitos colisionais 
(2,14 e 2,07) G. a (Heilbron et al., 2003b). 
 
Os metabasitos são agrupados em duas suítes. A primeira é de tendência alcalina, 
sendo típica de ambiente intraplaca de idade de 1,7 G.a (Nogueira & Choudhuri, 2000) e 
a segunda é mais heterogênea, formada por rochas toleíticas de assinaturas de ambientes 
convergentes (2,4 G.a) (Tupinambá et al., 2007). 
 
Há corpos descontínuos de granitóides sin-colisionais tipo S ou híbridos que 
estão localizados ao longo dos contatos entre os dois conjuntos já descritos. São 
compostos de granada leucogranitos a leucocharnockitos a charnoenderbitos, homófonos 
a fracamente foliados, grão médio a grosso, de coloração de esverdeada a acinzentada 
(Duarte et al. 2000, 2003; Tupinambá et al. 2003). A mineralogia é constituída de 
plagioclásio (antipertítico), K-feldspato, quartzo, biotita avermelhada, hornblenda, 
granada e ortopiroxênio. De acessórios ocorre zircão, mineral opaco e apatita. Contém 
enclaves de rochas metassedimentares (rochas calcissilicáticas, paragnaisses pelíticos), 
anfibolitos e de ortogranulitos (enderbitos bandados, charnoenderbitos e charnockitos), 
interpretados como pertencentes à MSA e ao Complexo Juiz de Fora (Tupinambá, Miguel 
et al., 2007). 
 
Corpos pequenos de granada leucogranito e leucocharnockito (lentes 
centimétricas a stocks) estão encaixados em rochas pelíticas da MSA, associados a 
porções melanocráticas compostas de granada e biotita. Essas feições sugerem que o 
magmatismo se relaciona à fusão parcial, do conjunto metassedimentar, com 
contribuições de ortognaisses (Barbosa & Grossi Sad 1983a,b,c). 
 
A cobertura Neoproterozoica dos Complexos Juiz de Fora e Mantiqueira é 
representada pelas rochas metassedimentares do Grupo/Megassequência Andrelândia 
(Trouw et al., 2000, Ribeiro et al., 2003; Heilbron et al., 2004; Noce et al., 2003, 2006). 
 
2.2.4. Sequência/Grupo Andrelândia 
A Megassequência Andrelândia (MSA) é uma sucessão metassedimentar 
Neoproterozoica (figura 6) de até 1,5 km de espessura, que está intercalada com rochas 
metamáficas metaultramáficas, com idade estimada entre 1.0 e 0,6 G.a (Paciullo, 1997; 
Paciullo et al. 2000). 
 
A sequência inferior é composta por paragnaisses, metapelitos, quartzitos 
micáceos, metawacke, metacherts, cálcio-silicáticas e rochas metamáficas e 
metaultramáficas distribuídas em cinco associações de litofácies. A sequência superior 
recobre as unidades da sequência inferior, de forma não conforme, compreende um pacote 
de biotita xisto interpretado como arenitos e siltitos plagioclásios metamorfizados 
(Paciullo, et al., 2000). 
 
É limitada a leste pelo Sistema de Nappes de Juiz de Fora e a oeste pelo Sistema 
de Nappes Socorro - Guaxupé e pelos sedimentos da bacia do Paraná. A MSA ocorre em 
todos os domínios que integram o Terreno Ocidental do Orógeno Ribeira, a sul e sudeste 
do Cráton do São Francisco (domínios Autóctone, Andrelândia e Juiz de Fora), assim 
como nos Terrenos Alóctones (Nappes) que ocorrem na porção sul do Orógeno Brasília, 
a sudoeste do Cráton do São Francisco. Na base de algumas Nappes do Orógeno Brasília, 
próximo às falhas de empurrão basais, ocorrem corpos derochas metaultramáficas e retro- 
eclogitos (Heilbron et al., 2004). 
 
Ocorre diversas sucessões metassedimentares associadas a rochas meta-ígneas 
máficas. Os litotipos comuns são biotita gnaisse bandado associado a unidade quartzito e 
anfibolito; sillimanita granada biotita gnaisse. As rocha são siliciclásticas e sem muita 
rocha carbonática. Possui xistosidade paralela ao acamamento sedimentar. É caraterizado 
por um elevado grau metamórfico (Paciullo, et al., 2000). 
 
A MSA é composta por seis sequências (figura 6) que gradam lateralmente para 
sucessões distais semelhantes e há uma discordância interna que separa (Paciullo et al., 
2000) a MSA em Sequência Carrancas (unidade inferior) é composta pelas associações 
A1 a A4, da Sequência Serra do Turvo (unidade superior) é composta pelas associações 
A5 a A6. Onde A5 grada de forma lateral para a associação A6, que representa uma 
sucessão distal (Peternel, et al., 2007). 
 
A associação A1 + A2 é interpretada como Unidade São Vicente. A Unidade 
São Tomé das Letras é composta pela associação A3. A associação A4 é a Unidade 
Campestre. A Unidade Santo Antônio é a associação A5 e a Unidade Arantina é formada 
pela associação A6 (Trouw et al., 2006). 
 
A Sequência Carrancas possui a associação de litofácies A1, que é a unidade 
basal em quase todos os setores da bacia Andrelândia. Possui paragnaisse, biotita gnaisse 
fino, bandado, maciço ou estratificado, aparece como camadas tabulares de espessura 
média a fina. Pode conter fragmentos de quartzo, feldspato e quartzo-feldspático, que são 
interpretados como arenitos feldspáticos (Paciullo, et al., 2000). Essa associação 
possivelmente representa a fase rifte da evolução da bacia. O paragnaisse forma o 
assoalho de quase toda a bacia, evidenciando paleoambientes continentais (Paciullo, et 
al., 2000). 
 
A associação de litofácies A2 contém paragnaisses (A1), intercaladas com 
quartzitos, filitos e xistos finos a muito espessos. Ocorre camadas tabulares finas de 
quartzito, Mn-granada e corpos de mármore de um metro de espessura. A sucessão xisto 
quartzito-paragnaisse é interpretada como parassequência e o padrão de empilhamento é 
de parassequência retrogradacional (Paciullo, et al., 2000). Essa associação marca a fase 
proto-oceânica. Tendo incursão marinha na bacia que levou a geração de uma planície 
costeira (xisto-paragnaisse) e uma plataforma (xisto-quartzito) em um evento 
transgressivo global (Paciullo, et al., 2000).
 
A associação de litofácies A3, com até 60 metros de espessura, compõe um 
sucessão de quartzitos contendo muscovita verde, leitos tabulares finos a espessos de 
quartzitos micáceos, com intercalação de quartzo-muscovita xisto. Os quartzitos 
compõem camadas delgadas a espessas, de geometria tabular ou lenticular que ocorre de 
forma estendida, separada por películas de mica. Os muscovita xistos ocorrem como 
laminas ou camadas delgadas isoladas ou agrupadas em sucessões que são mais 
frequentes na base e no topo da unidade. As escassas lentes de metaconglomerados 
quartzosos basais ocorrem em Carrancas e as mais finas fácies e mais delgadas 
predominam a sudoeste, em Luminárias indicando o aprofundamento da bacia (Paciullo, 
et al., 2000). 
 
A associação de litofácies A4 possui uma sucessão pelítica de até 100 metros de 
espessura de filitos cinzentos e xistos ricos em grafite com intercalações menores de 
quartzito. Ao norte, os pelitos (A4) recobrem os quartzitos (A3), os paragnaisses (A1), o 
embasamento e unidades da bacia do Carandaí. A sul são intercalados com quartzitos 
distais (A3) (Paciullo, et al., 2000). 
 
A Sequência Serra do Turvo que recobre as unidades da Sequência Carrancas, 
assim como da Megassequência Carandaí e do embasamento, possui a associação de 
litofácies A5, sendo uma sucessão de 200 metros de espessura de biotitas xistos/gnaisses, 
finos a médios, homogêneos, formando sucessões de até centenas de metros de espessura, 
sem estratificação visível. Há estratos de espessura até métrica, compostos pela 
alternância de camadas tabulares delgadas de biotita xistos laminados e maciços. De 
forma local, a fácies basal contém grânulos e seixos pingados, dropstones em blocos e 
corpos diamictíticos, incluindo veios de quartzo, granitóides e fragmentos cálcio- 
silicatos. A fácies superior contempla escassas camadas carbonáticas, xistos e gnaisses 
ricos em biotita e plagioclásio (Heilbron, Monica et al., 2019). A sul, a nível da bacia, os 
xistos biotíticos graduam-se em paragnaisses da associação A6. Ao norte, abrangem as 
unidades mais antigas de Andrelândia, Carandaí e subsolo (Paciullo, et al., 2000). 
 
 
A associação de litofácies A6, possui aproximadamente 500 metros de 
espessura, é dominada por sucessões de paragnaisses maciços ou de camadas finas com 
metachert tabular fino, intercalações de rochas cálcio-silicáticas (gonditos), xistos, 
gnaisses pelíticos e quartzito. Ocorrem sobre os biotitas xistos (A5) com contato 
gradacional. Possui depósitos pelágicos, hemipelágicos e turbidíticos dos setores distal e 
profundo da bacia desenvolvidos após o estágio proto-oceânico ser alcançado. A 
existência de anfibolitos toleíticos E-MORB, metachert e intercalações de cálcio-silicatos 
são indicativos de um paleoambiente de fundo oceânico (Paciullo, et al., 2000).
Figura 6: Coluna estratigráfica da Megassequência Andrelândia. Fonte: Paciullo, 1997. 
 
Rochas metabásicas estão intercaladas as unidades A1, A2 e A6, sendo corpos 
lenticulares ou tabulares paralelos a estratificação, variam de anfibolitos de granulação 
fina e foliada para granulitos máficos de granulação grossa (Heilbron, Monica et al., 
2019). Nas intercalações há também quartzito, quartzito Mn-granada, cálcio-silicáticas e 
rochas metaultramáficas (Gonçalves e Figueiredo, 1992; Paciullo, 1997; Paciullo et al., 
2000). 
 
2.2.5. Granitóides Brasilianos - corpos sin, tardi e pós-colisionais 
 
Foram identificados cinco eventos tectônicos relacionados a evolução da Faixa 
Ribeira. São descritos três desses eventos, que estão marcados na zona de interferência 
com a Faixa Brasília (Heilbron et al., 2000, 2004 e Heilbron e Machado, 2003). 
 
Sin-colisional (595-565 M.a) teve uma intensa granitogênese em toda a 
extensão da Faixa Ribeira, incluindo a zona de superposição entre as duas faixas móveis. 
Os corpos formados são em grande parte granodioritos a leucogranitos (ocorre como 
grandes soleiras intrudindo os ortognaisses do Rio Negro) de trend cálcio-alcalino do tipo 
S (peraluminosos) e tipo I (metaluminosos), provenientes do retrabalhamento crustal. São 
corpos alongados na direção SW-NE e apresentam foliação e bandas miloníticas paralela 
à estruturação principal da Faixa Ribeira (Heilbron et al, 2000). 
 
Tardi-colisional (565-540 M.a) os granitóides possuem foliação incipiente e 
descontinua. Sendo gerados pelo retrabalhamento crustal ocorrendo granitos do tipo I 
(metaluminoso), com enclaves de rocha básica, e de forma secundária leucogranitos tipo 
S (peraluminosos) de composição granodiorítica a granítica. O principal corpo desse 
estágio é o Batólito da Serra dos Órgãos (Heilbron et al., 2000; Heilbron & Machado, 
2003). 
 
Pós-colisional (540-520 M.a) há batólitos e stocks de leucogranitos com que são 
metaluminosos a peraluminosos, cálcio-alcalino. Ocorrendo como diques e plútons 
subverticais que estão relacionados a zonas de cisalhamento, com fraca foliação nas 
bordas (Tupinambá, 1999 e Almeida, 2000). Esses corpos podem estar associados a 
retrabalhamento crustal de rochas do embasamento e de sucessões metassedimentares 
(Heilbron et al., 2000 e Heilbron & Machado, 2003). 
 
 
2.3. Geologia estrutural e metamorfismo 
As estruturas geradas durante a fase de deformação principal foram originadas 
durante o primeiro estágio colisional da Faixa Ribeira, entre 590 e 560 Ma (Heilbron & 
Machado, 2003; Heilbron et al., 2004). No entanto, a deformaçãodo estágio pré- 
colisional, estabelecida durante a subducção oceânica, foi herdada pela fase colisional 
gerando, assim, duas fases de deformação progressiva (D1+D2). Nas zonas de maior 
deformação do estágio sin-colisional, as estruturas geradas por D1 são transpostas pela 
fase D2 com diferentes graus de transposição em cada terreno do segmento central da 
Faixa Ribeira. Assim, o Terreno Ocidental apresentam maior intensidade de deformação 
D2 que os demais (Eirado et al., 2003). 
 
Terreno Ocidental: A foliação principal (S2+S1) ocorre paralela ao 
bandamento composicional dos metassedimentos , apresenta mergulhos de alto ângulo 
para NW (máximo 335/72) e localmente para SE. A foliação é comumente milonítica. A 
lineação de estiramento possui caimento suave para NE e SW, paralelas aos eixos de 
dobras apertadas a fechadas (Eirado et al., 2006). 
 
Terreno Oriental: A xistosidade representa a foliação principal S1 paralela ao 
bandamento migmatítico dos ortognaisses do Complexo Rio Negro, com mergulhos de 
médio a alto ângulo para NW com mergulho máximo de 333/66, localmente, para SE e 
WSW. No contato com o Terreno Ocidental, a foliação é milonítica e S2 transpõe S1. A 
lineação mineral e de estiramento possuem mergulhos suaves a moderados para SW e 
para NE. É comum a presença de dobras fechadas com eixos com caimento para SW, 
paralelo a lineação (Eirado et al., 2006). O contato entre o Terreno Ocidental e o Terreno 
Oriental representam uma importante zona de cisalhamento denominada de Limite 
Tectônico Central (LTC), que corresponde à sutura da Faixa Ribeira (Almeida et al., 
1998). 
 
Terreno Paraíba do Sul: A foliação principal S1 corresponde a uma xistosidade 
paralela ao bandamento composicional e migmatítico dos paragnaisses e xistos. Assim 
como no Terreno Oriental, a foliação S2 transpõe a S1 nas zonas miloníticas. A foliação 
principal S1 e S2 apresentam mergulhos de médio ângulo para NW com caimento 
máximo de 320/36. As lineações mineral e de estiramento apresentam caimentos suaves 
a moderados para SW e NE (máx. 240/06). As dobras D1 e D2 são apertadas a fechadas, 
com eixos paralelos às lineações (Eirado et al., 2006). 
 
Terreno Embu: A foliação principal S1 é uma xistosidade nos gnaisses e xistos 
e uma clivagem nos quartzitos. A foliação milonítica (S1+S2) ocorre no contato com o 
Terreno Paraíba do Sul e, também, no interior dos metassedimentos e no Complexo 
Taquaral. A principal característica deste terreno é a variação do mergulho da foliação, 
ora para NW, ora para SE, devido à presença de dobras abertas a fechadas. O terreno 
Embu foi subdividido em dois domínios estruturais. O primeiro domínio engloba as 
porções centrais dos metassedimentos da Unidade Rio Guaripu e do Granito Campo 
Alegre. A foliação possui mergulho máximo de 305/78 e submáximo de 127/73 e 290/36, 
as lineações mineral e de estiramento apresentam caimentos suaves a moderados para SW 
e NE. O segundo domínio apresenta foliações com mergulhos mais moderados que o 
primeiro (máx. 316/66; máx. 135/49 e 143/49) e as lineações apresentavam mergulhos 
máximo de 222/12, com alguns caimentos down dip para SE. Associadas às charneiras 
de dobras D3, ocorrem foliações com mergulhos mais suaves (Eirado et al., 2006). 
 
Com base nas relações temporais entre as fases metamórficas e o magmatismo, 
foram identificados três eventos deformacionais no segmento central da Faixa Ribeira, 
através de estruturas dúcteis e dúcteis-rúpteis mapeadas nos terrenos Ocidental, Oriental 
e na Klippe Paraíba do Sul (Heilbron et al., 1995, Heilbron et al., 2000; Trouw et al., 
2000). 
 
O primeiro evento deformacional representado pelas fases D1+D2 é interpretado 
como resultado de uma colisão oblíqua, com o transporte tectônico para NNW indicando 
uma vergência para o Cráton São Francisco (Trouw et al., 2000). Representa a principal 
etapa de encurtamento crustal na área estudada e está relacionada a dobras, zonas de 
cisalhamento, foliação principal, lineações, etc. As estruturas foram geradas a partir do 
empurrão que acarretou no empilhamento dos diferentes domínios tectônicos. (Heilbron 
et al., 2000).
 
O segundo evento deformacional (fase D3) ocorreu de forma tardia e gerou 
dobras subverticais e zonas de cisalhamento transpressivas. As dobras são as principais 
características dessa fase, sendo elas sinformais e antiformais abertos a fechados, com 
planos axiais íngremes, normalmente, subparalelos à foliação principal, e eixos com 
caimentos suaves para NE ou SW (Eirado et al., 2006). Entre as principais dobras que 
foram originadas nesta fase, destacam-se o Megasinformal do Paraíba do Sul e o 
Megaantiformal do Rio de Janeiro (Heilbron et al., 1995). Localmente, é possível 
identificar a foliação S3 que ocorrem com clivagem de plano axial, principalmente, nos 
litotipos xistosos e quartzíticos. Os mergulhos de S3 são íngremes para SE ou de médio 
a alto ângulo para NW. As lineações L3 que consistem em lineações de crenulação que 
também estão presentes nas rochas xistosas, paralelas ao eixo D3, e lineações de 
intersecção com a foliação principal. São observadas, localmente, foliação milonítica e 
lineação de estiramento da fase D3 no interior das zonas de cisalhamento subverticais de 
direção NE e paralelas aos planos axiais das dobras D3 (Eirado et al., 2006). 
 
O terceiro evento deformacional (fase D4) é caracterizado por zonas de 
cisalhamento dúctil-rúptil, subverticais, com vergência preferencialmente para NW e, 
subordinadamente, para NE, com movimento destral e sinistral com rejeito normal. Nas 
zonas de cisalhamento é possível observar pseudotaquilitos e texturas cataclásticas, 
indicando um ambiente rúptil. Veios de leucogranitos, pegmatitos e quartzo também 
podem ser identificados nas zonas de cisalhamento. Esta fase de deformação está 
relacionada ao estágio pós-colisional, que consiste no colapso do Orógeno Ribeira 
(Eirado et al., 2006). 
 
Três eventos metamórficos principais estão relacionados à Orogênese Brasiliana 
no segmento central da Faixa Ribeira. O primeiro apresenta condições de fácies anfibolito 
a granulito e o segundo atingi condições de fácies xisto verde.
 
O primeiro evento metamórfico M1 foi estabelecido durante a deformação 
principal D1+D2, as paragêneses resultantes estão mineralizadas na foliação principal S1, 
S2 ou S1+S2. As condições máximas de pressão e temperatura variam de média a alta, o 
metamorfismo M1 aumenta para SE e suas condições de temperatura máxima são 
representadas pela paragênese cordierita + sillimanita + almandina + K-feldspato, 
presentes nas unidades pelíticas pós 1,8 Ga (Heilbron et al., 1995). Nota-se que as 
condições de temperatura deste primeiro evento metamórfico foram suficientemente altas 
para causar anatexia em algumas unidades supracrustais, acarretando na formação de 
granitóides tipo S. Trouw et al (1986) e Heilbron (1993) definiram as seguintes zonas 
metamórficas: Biotita, Granada, Cianita, Cianita/Sillimanita, Sillimanita, K-feldspato e 
cordierita. Com base na distribuição dessas zonas observou-se dois regimes de 
metamorfismo, um regime progressivo de pressão alta a intermediária (apresentando 
localmente, fácies granulito em alta pressão) e um regime retrogressivo em baixa pressão. 
 
O segundo evento metamórfico M2 está relacionado a fase de deformação tardia 
(D3). Dados geocronológicos indicam que a etapa M2 se estabeleceu no período pós- 
colisional, ou seja, posteriormente a M1 (Heilbron 1993). A datação pelo método U/Pb 
realizada por Machado et al., 1996, Schmitt et al., 2004) indica idades entre 535 e 520 Ma 
relacionando M2 ao período pós-colisional da Orogênese Brasiliana. A temperatura 
máxima aumenta para sul/sudeste gerando paragêneses de fácies xisto verde, retrógradas 
quando comparadas às paragêneses M1. Clorita, biotita, e cloritóide nas charneiras de 
micro dobras D3 ou nas bordas de estaurolita e granadas compõema paragênese principal. 
 
Um evento metamórfico com idade entre 520 a 500 Ma, mais jovem do que o 
metamorfismo M1 e M2, foi registrado no Terreno Cabo Frio, indicando, portanto, um 
metamorfismo M3. Notou-se que este último evento metamórfico é caracterizado por 
taxas de fusão parcial de até 20% e uma paragênese que reflete condições de 
metamorfismo de pressões de no mínimo 12 Kbar e temperaturas de aproximadamente 
850°C (Schmitt et al., 2008b). 
 
2.4. Principais problemas ainda em aberto 
A principal problemática relaciona a área de estudo está ligada a complexidade 
de sua estruturação tectônica. Com o passar do tempo, houve muita discussão com 
relação aos limites que envolvem a Faixa Ribeira e a Faixa Brasília, o que motivou 
diversos trabalhos de mapeamento e datação ao longo do contato entre esses dois 
orógenos. 
 
A região foi descrita como estando (Trouw et al., 1994) ao sul da borda 
meridional do Cráton do São Francisco como zona de interferência entre as faixas 
móveis Brasília e Ribeira, tendo sido possível diferenciar as estruturas e a paragênese 
mineral associadas a cada faixa móvel. Esta zona é caracterizada pela sobreposição de 
estruturas e metamorfismo relacionadas à colisão entre os dois orógenos com direções 
de transporte tectônico contrastantes. Foi identificado (Peternel et al., 2005) dois pulsos 
deformacionais e metamórficos distintos relacionados à Faixa Ribeira superpostos às 
estruturas e metamorfismo da Faixa Brasília em Três corações, MG. 
 
O primeiro pulso gerou dobras com vergência para NW e metamorfismo em 
fácies anfibolito de baixa pressão, registrado no segmento central da Faixa Ribeira. O 
segundo pulso gerou dobras apertadas com eixo N-S e zonas de cisalhamento destrais 
NE-SW, associado a compressão E-W tardia registrada em todo o segmento central da 
Faixa Ribeira. Campos Neto e Caby (2000) e Campos Neto et al., (2004, 2007, 2011) 
consideram a zona de sobreposição afetada exclusivamente pela tectônica da Faixa 
Brasília e o Domínio Andrelândia ligado exclusivamente à Faixa ribeira, enquanto que 
Paciullo et al., (2003a,b), Peternel et al., (2005) e Zuquim et al., (2011) consideram este 
domínio como parte da zona de interferência. 
 
Nota-se, portanto, que apesar dos diversos estudos na área em questão ainda 
existem incertezas sobre a zona de contato entre a Faixa Ribeira e a Faixa Brasília. O 
presente trabalho pode contribuir para futuras pesquisas que eventualmente serão 
realizadas na região, principalmente na parte de mapeamento geológico e, também, pode 
servir como banco de dados. Além disso, a partir do estudo das unidades e estruturas 
presentes em campo, este relatório pode contribuir para um melhor entendimento da 
geologia local. 
 
 
 
3. GEOLOGIA LOCAL 
3.1. Introdução 
 
Na área de mapeamento do grupo 6 foram observados 4 litotipos, com as cores 
padrões nos mapas Geológico-Estrutuual: Biotita Gnaisse (unidade azul no mapa 
geológica), Hornblenda-biotita-gnaisse (unidade vermelha no mapa geológica), 
Quartzito impuro (unidade laranja impuro) e Quartzito puro (unidade amarela puro). 
Entre os litotipos presentes, o Biotita Gnaisse é o que aparece com mais frequência, em 
todas as regiões da área. 
 
O Biotita Gnaisse é composto por biotita, quartzo, k-feldspato e opacos e ocorre 
na forma de corte de estrada. Apresenta dobra isoclinal intrafolial e dobra fechada em Z. 
O Hornblenda-biotita-gnaisse é composto por hornblenda, biotita, quartzo, feldspato, e 
é migmatítico. O quartzito impuro é composto por quartzo, muscovita, feldspato e 
opacos, ocorre na forma de crista de serra e corte de estrada. Já o quartzito puro é 
constituído por quartzo, tipo sal grosso e também ocorre de crista de serra e corte de 
estrada. Por fim, também foi observado durante o mapeamento nos afloramentos, diques 
de gabro e blocos de anfibolito. 
 
 
3.2. Unidades litológicas 
 
As principais unidades de campo que foram feitas lâminas são: Quartzito, 
Biotita gnaisse, dique de Gabro, bloco de Anfibolito e Hornblenda biotita gnaisse. 
 
O Quartzito (figuras 7 e 8) denominado de LD-06-01, contém uma mineralogia 
apresentando quartzo, turmalina, biotita, granada e muscovita, com granulação grosseira 
e textura granoblástica. Na amostra de mão (figuras 9 e 10), a mineralogia é a mesma da 
lâmina, porém os grãos são de granulação grossa e a coloração é branca a alaranjado. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
O Biotita gnaisse (figuras 11 e 12) denominado de LD-06-46, apresenta a 
seguinte mineralogia de quartzo, biotita (marca a foliação, de hábito lamelar e extinção 
mosqueada), apatita e opacos. A textura é granolepidoblástica. O dique de gabro (figuras 
14 e 15) está dentro dessa unidade, que ocorre como bloco, sendo denominado de LD-
06-16, contendo porfiroblastos de plagioclásio com macla polissintética, que compõe a 
maior parte da lâmina, de hábito tabular, formatos euédricos a subédrico; opacos; 
piroxênio (com macla Carlsbad, clivagem reta, cores de interferência são altas, extinção 
oblíqua, extinção reta, birrefringência fraca, provavelmente o clinopiroxênio seja augita) 
e; titanita. Aparece também nessa unidade um bloco de anfibolito (figuras 16 e 17), 
denominado LD-06-48, com plagioclásio com saussurita (carbonato, epidoto e mica 
branca); o carbonato envolve o plagioclásio, que contém muitas alterações e exsolução. 
A textura é granoblástica. Ocorre também granada entre o anfibólio e o plagioclásio. A 
amostra de mão (figura 13) contém a mesma mineralogia da lâmina, porém tem 
coloração preto acinzentado e com uma variação de granulação fina, média a grossa, a 
depender do ponto analisado, sendo bandado. Em alguns afloramentos possui dobra 
Figuras 7 e 8: Fotografia quartzito, com lâmina delgada, nicóis cruzados e descruzados. Fonte: Vitória 
Azevedo. 
Figuras 9 e 10: Fotografia de amostra de mão de quartzito puro e impuro. Fonte: Vitória Azevedo. 
isoclinal, intrafolial e lineação de estiramento mineral paralelo ao eixo da dobra. 
Também tinha alguns níveis intercalados com anfibolito. O gabro apresentava coloração 
preta acinzentada, fenocristais de plagioclásio, de granulação média. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figuras 11 e 12: Fotografia de biotita gnaisse, com lâmina delgada, nicóis cruzados e descruzados. Fonte: 
Vitória Azevedo. 
Figura 13: Fotografia de amostra de mão de biotita gnaisse. Fonte: Vitória Azevedo. 
Figuras 14 e 15: Fotografia de gabro, com lâmina delgada, nicóis cruzados e descruzados. 
Fonte: Vitória Azevedo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
O Hornblenda biotita gnaisse (figuras 18 e 19) é denominado de LD-06-33, a 
lâmina quase não possui anfibolito, mas contém zircão, allanita, piroxênio, com 
porfiroblasto de feldspato; titanita; apatita; plagioclásio alterado para sericita, com macla 
polissintética; biotita; carbonato alterando o plagioclásio e contendo porções mais 
recristalizadas. Em amostra de mao (figura 20) alguns possuíam anfibólios alongados e 
leucossoma. Ocorria também associado às rochas máficas, com coloração preta 
esbranquiçada e granulação média. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figuras 16 e 17: Fotografia de anfibolito, com lâmina delgada, nicóis cruzados e descruzados. 
Fonte: Vitória Azevedo. 
Figuras 18 e 19: Fotografia de hornblenda biotita gnaisse, com lâmina delgada, nicóis cruzados e descruzados. 
Fonte: Vitória Azevedo. 
Figura 20: Fotografia de amostra de mão de hornblenda biotita gnaisse. Fonte: Vitória Azevedo. 
3.3. Geologia estrutural 
3.3.1. Introdução 
 
Durante o mapeamento foram medidas 109 estruturas planares e lineares. 
Bandamentos, foliações, lineações de estiramento mineral, eixos de dobras, falhas e 
fraturas também foram registradas. Outras estruturas