Planaltos e Serras do Atlântico Leste e Sudeste: Geologia e Geomorfologia na evolução das serras do Mar e Mantiqueira

Prévia do material em texto

CENTRO UNIVERSITÁRIO MONTE SERRAT 
 
ALINE FERREIRA MARINHO DA SILVA 
CLEBERSON CARLOS FERREIRA DA SILVA 
LUCAS MIGUEL FORCINETTI 
MARCELO MARTINATTI 
RAYANE ELIZABETH FACINCANI 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
PLANALTOS E SERRAS DO ATLÂNTICO LESTE E SUDESTE: 
Atuação dos processos geológicos e geomorfológicos na evolução 
das serras do Mar e da Mantiqueira. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Santos 
2014
 
ALINE FERREIRA MARINHO DA SILVA 
CLEBERSON CARLOS FERREIRA DA SILVA 
LUCAS MIGUEL FORCINETTI 
MARCELO MARTINATTI 
RAYANE ELIZABETH FACINCANI 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
PLANALTOS E SERRAS DO ATLÂNTICO LESTE E SUDESTE: 
Atuação dos processos geológicos e geomorfológicos na evolução 
das serras do Mar e da Mantiqueira. 
 
 
 
Trabalho apresentado ao Centro 
Universitário Monte Serrat como exigência 
para a disciplina “Projeto Integrador IV”, 
integrada ao curso de graduação em 
Geologia. 
 
Orientadora: Samara Cazzoli Y Goya 
 
 
 
 
 
 
 
 
Santos 
2014
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Facincani, Rayane Elizabeth; Forcinetti, Lucas Miguel; Martinatti, 
Marcelo; Silva, Aline Ferreira Marinho da; Silva, Cleberson Carlos 
Ferreira da. 
 Planaltos e Serras do Atlântico Leste e Sudeste: Atuação dos 
processos geológicos e geomorfológicos na evolução das serras do 
Mar e da Mantiqueira. / Facincani, Rayane Elizabeth; Forcinetti, 
Lucas Miguel; Martinatti, Marcelo; Silva, Aline Ferreira Marinho da; 
Silva, Cleberson Carlos Ferreira da. – Santos : [s.n], 2014. 
 30 f.: il. color. 
 
 Orientadora: Samara Cazzoli Y Goya. 
 Trabalho de Projeto Integrador IV - Centro Universitário Monte 
Serrat, Curso de Graduação em Geologia. 
 
 
1. Relevo brasileiro. 2. Cinturão orogênico. 3. Serra do Mar. 
4. Serra da Mantiqueira. 
 
ERRATA 
 
FACINCANI, R. E.; FORCINETTI, L. M.; MARTINATTI, M.; SILVA; A. F. M.; 
SILVA, C. C. F. Planaltos e serras do Atlântico leste e sudeste: Atuação dos 
processos geológicos e geomorfológicos evolução das serras do Mar e 
Mantiqueira. 2014. 71 f. Trabalho da disciplina “Projeto Integrador IV” (Curso de 
graduação em Geologia) – Centro Universitário Monte Serrat, Santos, 2014. 
 
Folha Linha Onde se lê Leia-se 
RESUMO 5 
[...] Pré-Cambriana da 
Província Mantiqueira, [...] 
[...] Pré-Cambriana das 
províncias estruturais 
Mantiqueira, São 
Francisco e Tocantins, [...] 
ABSTRACT 4 
[...] Pre-Cambrian age of 
the Mantiqueira Province, 
[...] 
[...] Pre-Cambrian age of 
the Structural Provinces 
Mantiqueira, São 
Francisco and Tocantins, 
[...] 
LISTA DE 
FIGURAS 
5 Figura 3 – etRelevo da [...] Figura 3 – Relevo da [...] 
14 19 
Este conjunto, composto 
pelas serras do Mar e da 
Mantiqueira [...] 
Este conjunto, onde se 
inserem as serras do Mar 
e da Mantiqueira [...] 
15 10 
[...] também denominada 
por Superfície Sul-
Americana [...] 
[...] também denominada 
Superfície Sul-Americana 
[...] 
17 3 Figura 3 – etRelevo da [...] Figura 3 – Relevo da [...] 
21 4 
[...] uma prova de que Serra 
do Mar esteve [...] 
[...] uma prova de que a 
Serra do Mar esteve [...] 
21 26 [...] horsts [...] [...] horsts [...] 
22 2 
[...] Gráben da Guanabara, 
[...] 
[...] Graben da Guanabara, 
[...] 
25 6 […] Campos do Jordao) […] 
[…] Campos do Jordão) 
[…] 
25 13 
[...] (também caracterizado 
por uma série de cristas 
alongadas controladas por 
falhas) 
[...] (também caracterizado 
por uma série de cristas 
alongadas controladas por 
falhas). 
29 16 
[...](HASUI et al., 2012; 
KEAREY et al., 2014) 
[...](HASUI et al., 2012; 
KEAREY et al., 2014). 
32 1 
[...] oceanos do 
Neoproterozóico [...] 
[...] oceanos do 
Neoproterozoico [...] 
34 3 
[…] compreendem rochas 
[…] 
[…] compreende rochas 
[…] 
34 13 [...] neoproterozóico [...] [...] neoproterozoico [...] 
37 7 
[…] terrenos 
neoproterozóicos […] 
[…] terrenos 
Neoproterozoicos […] 
40 1 
Em função das suas 
características […] 
Em função das 
características […] 
45 16 [...] neoproterozóicos [...] [...] neoproterozoicos [...] 
45 18 
[…] metassedimentos 
neoproterozóicos […] 
[…] metassedimentos 
Neoproterozoicos […] 
46 19 [...] neoproterozóicos [...] [...] neoproterozoicos [...] 
51 13 [...] horsts [...] [...] horsts [...] 
52 1 [...] neoproterozóico [...] [...] neoproterozoico [...] 
53 14 [...] neoproterozóico [...] [...] neoproterozoico [...] 
56 17 [...] Eopaleozóico [...] [...] Eopaleozoico [...] 
56 18 [...] Proterozóico [...] [...] proterozoico [...] 
56 20 
[...] Neoproterozóicos à 
cambiano [...] 
[...] Neoproterozoicos a 
cambrianos [...] 
56 24 [...] neoproterozóico [...] [...] neoproterozoico [...] 
58 9 [...] Bizzi et al (2003). [...] [...] Bizzi et al. (2003). [...] 
58 14 
[...] juntamente á 
sedimentação [...] 
[...] juntamente à 
sedimentação [...] 
58 20 [...] Bizzi et al (2003). [...] [...] Bizzi et al. (2003). [...] 
58 21 [...] neoproterozóico [...] [...] neoproterozoico [...] 
60 1 [...] strata-bound [...] [...] strata-bound [...] 
61 22 [...] Neoproterozóico [...] [...] Neoproterozoico [...] 
 
 
ALINE FERREIRA MARINHO DA SILVA 
CLEBERSON CARLOS FERREIRA DA SILVA 
LUCAS MIGUEL FORCINETTI 
MARCELO MARTINATTI 
RAYANE ELIZABETH FACINCANI 
 
 
 
 
 
 
 
PLANALTOS E SERRAS DO ATLÂNTICO LESTE E SUDESTE: 
Atuação dos processos geológicos e geomorfológicos na evolução 
das serras do Mar e da Mantiqueira. 
 
 
 
 
Trabalho apresentado ao Centro 
Universitário Monte Serrat como exigência 
para a disciplina “Projeto Integrador IV”, 
integrada ao curso de graduação em 
Geologia. 
 
Orientadora: Samara Cazzoli Y Goya 
 
 
 
 
EXAMINADORES: 
 
 
 
Nome do examinador: 
Titulação: 
Instituição: 
 
 
 
Nome do examinador: 
Titulação: 
Instituição: 
 
 
 
Centro Universitário Monte Serrat 
Data da aprovação: _____/_____/______
 
RESUMO 
 
A denominação de Planaltos e Serras do Atlântico Leste e Sudeste é uma 
classificação de relevo baseada na geomorfologia e abrange uma região que se 
estende desde a Bahia até Santa Catarina. Esse relevo é sustentado por rochas 
cristalinas de idade Pré-Cambriana da Província Mantiqueira, estruturada durante o 
Ciclo Brasiliano, e moldado por diversos processos endógenos e exógenos erosivos 
ao longo dos últimos milhões de anos. Devido a grande extensão da área de estudo, 
foi dado enfoque apenas às Serras do Mar e da Mantiqueira. A Serra do Mar 
destaca-se ao longo do litoral entre os estados do Rio de Janeiro e de Santa 
Catarina. Adentrando para o interior, a Serra da Mantiqueira se localiza na divisa 
entre os estados de São Paulo, Minas Gerais e Rio de Janeiro. Ambas são 
alongadas paralelamente na direção ENE e constituem um relevo montanhoso na 
borda atlântica da América do Sul. O entendimento da evolução geológica e da 
geomorfologia das Serras do Mar e da Mantiqueira tem importância científica e 
econômica, pois nessa região há grande abundância de recursos minerais. 
 
Palavras-chave: Relevo brasileiro. Cinturão orogênico. Serra do Mar. Serra da 
Mantiqueira. 
 
 
 
ABSTRACT 
 
The naming of Plateaus and Mountains of Atlantic Eastern-Southeast is a landscape 
classification based on geomorphology and covers a region stretching from Bahia to 
Santa Catarina. This rocky substrata is composed of crystalline rocks from the Pre-
Cambrian age of the Mantiqueira Province, which was structured during the 
Brasiliano Cycle, and shaped by endogenous and exogenous processes of erosion 
throughout the past million years.As this area of study is very brood, this work is 
restricted to Serra do Mar and Mantiqueira. Serra do Mar stretches along the coast 
from the state of Rio de Janeiro to Santa Catarina. Serra da Mantiqueira is located 
inland on the border of the states of São Paulo, Minas Gerais and Rio de Janeiro. 
Both Serra do Mar and Mantiqueira follow the ENE direction with mountainous 
landscape on the Atlantic edge of South America. The understanding of the geologic 
evolution and geomorphology of both Serra do Mar and Mantiqueira have scientific 
and economic importance, because this region is rich in mineral resources. 
 
Keywords: Brazil’s landscape. Orogenic belt. Serra do Mar. Serra da Mantiqueira. 
 
 
 
LISTA DE FIGURAS 
 
Figura 1 - Unidades do Relevo Brasileiro. ................................................................. 11 
Figura 2 – Deformação geral da Superfície Japi, conforme evidenciado pelo 
nivelamento geral do relevo, entre Campinas e o alto da Serra da Mantiqueira. ...... 15 
Figura 3 - etRelevo da Serra do Mar no Paraná e Santa Catarina. Os perfis 
destacam o desnivelamento do relevo (traços acima dos perfis topográficos) e falhas 
(traços de maior inclinação). Os números indicam as serras e planaltos: 1: do Alto 
Rio Turvo (SP); 2: Agudo Grande; 3: dos Órgãos; 4: da Graciosa; 5: do Marumbi; 6: 
da Igreja; 7: de Castelhanos; 8: da Embira; 9: do Quiriri; 10: Dona Francisca; 11: 
Altos Cedros; 11: Itajaí. Compartimentos do relevo em Santa Catarina – CC: Corupá-
Rio do Cedro; NF: Rio Negro-Dona Francisca; QU: Quiriri; CPI: Piraí; CF: São 
Francisco do Sul. ....................................................................................................... 17 
Figura 4 - Pico do Paraná e arredores. ..................................................................... 18 
Figura 5 - Relevo da Serra do Mar ao longo do estado de São Paulo, demonstrando 
a diferenciação entre os segmentos sul e norte definidos por Hasui et al. (2012). Os 
perfis destacam a grande amplitude do relevo com proeminentes escarpas de falhas 
que delimitam os grábens cenozoicos. Nas seções, os traços pretos representam as 
falhas que limitam compartimentos entre blocos soerguidos e rebaixados com 
segmentos da Superfície Japi desmantelada (traços vermelhos). ............................ 19 
Figura 6 - Trecho da Falha de Cubatão (interpretada na linha tracejada branca) na 
Serra do Mar, cidade de Cubatão-SP. ...................................................................... 20 
Figura 7 - Relevo da Serra do Mar no estado do Rio de Janeiro com destaque para 
as escarpas que delimitam os grábens litorâneos e continentais. Grábens: Gráben 
de Parati (GP), Gráben Guandú-Sepetiba (GGS), Gráben da Baía da Guanabara 
(GBG), Grábens Barra de São João (GBSJ). Compartimentos: Parati-Bocaina-
Muriqui (A), Araras-Tinguá-Couto (B), Órgãos-Botija (C), Macaé-Imbé-Desengano 
(D). ............................................................................................................................ 22 
Figura 8 - Parque Estadual dos Três Picos, localizado na porção fluminense da 
Serra do Mar, entre os municípios de Nova Friburgo, Teresópolis, Silva Jardim e 
Guapimirim. Pode-se observar o relevo característico de erosão diferencial. ........... 23 
Figura 9 - Escarpa abrupta no Pico da Bandeira e ao fundo trechos da Serra da 
Mantiqueira. ............................................................................................................... 24 
Figura 10 - Esquemas de bordas convergentes formadoras de orógenos. ............... 26 
 
Figura 11 - Províncias Estruturais do Brasil. ............................................................. 28 
Figura 12 - Ciclos tectônicos do Brasil. O ciclo atual está em desenvolvimento desde 
o início da ruptura do Pangea. .................................................................................. 30 
Figura 13 - Eventos de convergência e colisão no Brasiliano I (900-700 Ma), 
Brasiliano II (670-530 Ma) e Brasiliano III (580-490 Ma). As idades dos eventos são 
atribuídas a metamorfismo e intrusões graníticas sin a tardicolisionais divulgados em 
várias sínteses regionais e em numerosos artigos. ................................................... 31 
Figura 14 - Os continentes (crátons) e os oceanos do Neopreoterozóico no Brasil. 
São indicadas as áreas que foram mais ou menos afetadas pelos processos 
tectônicos e térmicos do Ciclo Brasiliano. ................................................................. 32 
Figura 15 - Províncias estruturais do Escudo Atlântico. ............................................ 35 
Figura 16 - Domínios tectônicos e principais estruturas da Província. ...................... 36 
Figura 17 - O Sistema Orogênico Mantiqueira. Os três cinturões representam os 
setores aqui considerados, com as designações indicadas. Em amarelo, coberturas 
fanerozoicas. ............................................................................................................. 38 
Figura 18 - As principais rochas supracrustais neoproterozoicas-ordovicianas da 
Província Mantiqueira, representadas em verde. As demais unidades de menor 
expressão e porções de embasamento retrabalhado não foram diferenciadas nas 
áreas em branco. Em amarelo: coberturas fanerozoicas. ......................................... 39 
Figura 19 - Domínios da Província Mantiqueira. ....................................................... 40 
Figura 20- Constituição do Cinturão Araçuaí, unidades de menor extensão não estão 
indicadas. .................................................................................................................. 41 
Figura 21 - Estruturação do Cinturão Araçuaí. (1) Zonas de cisalhamento de 
empurrão em vermelho, com triângulos indicando sentidos de mergulho; zonas de 
cisalhamento transcorrente em azul; Cráton São Francisco em cinza-escuro; 
Sistema Tocantins em cinza claro; coberturas em amarelo; divisas estaduais em 
rosa. (2) Seção esquemática do Cinturão Araçuaí, complementada à direita com 
seção da Faixa do Congo Ocidental. (3) Localização das seções. ........................... 42 
Figura 22 - Unidades principais do Cinturão Ribeira. Em azul-claro, divisas 
estaduais. .................................................................................................................. 44 
Figura 23 - Seção estrutural composta do Cinturão Ribeira com relação entre os 
diferentes terrenos e domínios estruturais. Legenda: 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 dos Lagos. ........................................................................... 45 
Figura 24 - Os sistemas transcorrentes do Cinturão Ribeira e da porção sul da 
Província Tocantins. .................................................................................................. 49 
Figura 25 - Lineações de estiramento na porção adjacente do Cinturão Ribeira 
relacionadas com o Sistema Paraíba do Sul. ............................................................ 49 
Figura 26 - As suturas indicadas pela gravimetria e cinturões granulíticos. Os 
triângulos indicam o sentido de inclinação da sutura, que é oposto ao da vergência.
 ..................................................................................................................................50 
Figura 27 - Parte do Supercontinente Colúmbia em que se insere a América do Sul.
 .................................................................................................................................. 51 
Figura 28 - Modelo da evolução das feições Serra do Mar e Serra da Mantiqueira. 1) 
Permiano-Jurássico: antes da fragmentação do Gondwana. 2) Cretáceo Inferior: 
fragmentação do Gondwana e abertura do oceano Atlântico Sul, precedida de 
formação de fluxos de basaltos toleíticos e enxames de diques. 3) Cretáceo 
Superior: intenso magmatismo alcalino. 4) Paleogeno: gênese do rift continental do 
sudeste do Brasil e magmatismo alcalino associado. 5) Pleistoceno-Holoceno: 
reativação tectônica e elevação final da Serra do Mar e da Serra da Mantiqueira. Na 
figura, o Planalto Bocaina (Bocaina Plateau) está situado no flanco oriental do rift 
continental do sudeste do Brasil, compreendendo a parte mais alta da Serra do Mar 
(mais de 2000 metros altitude). ................................................................................. 54 
Figura 29- Contexto regional do rift continental do Sudeste do Brasil, conforme 
definição de Riccomini (1989). .................................................................................. 55 
Figura 30 - Seção topográfica das áreas das serras da Mantiqueira (blocos alto e 
baixo) e Serra do Mar. ............................................................................................... 57 
 
 
SUMÁRIO 
 
1 INTRODUÇÃO ......................................................................................................... 9 
2 CONTEXTUALIZAÇÃO TEÓRICO-METODOLÓGICA DA CLASSIFICAÇÃO DO 
RELEVO BRASILEIRO ............................................................................................. 10 
2.1 PLANALTOS ....................................................................................................... 12 
2.2 PLANALTOS EM CINTURÕES OROGÊNICOS ................................................. 12 
2.3 PLANALTOS E SERRAS DO ATLÂNTICO LESTE E SUDESTE ....................... 12 
3 GEOMORFOLOGIA DOS PLANALTOS E SERRAS DO ATLÂNTICO LESTE E 
SUDESTE ................................................................................................................. 14 
3.1 O PLANALTO ATLÂNTICO ................................................................................. 14 
3.1.1 Superfícies de aplainamento e evolução do relevo das serras do Planalto 
Atlântico .................................................................................................................... 15 
3.2 GEOMORFOLOGIA DA SERRA DO MAR ......................................................... 16 
3.2.1 Serra do Mar Paranaense ................................................................................ 16 
3.2.2 Regiões Vale do Ribeira e Cubatão ................................................................. 18 
3.2.3 São Sebastião e Parati .................................................................................... 20 
3.2.4 Rio de Janeiro .................................................................................................. 21 
3.3 GEOMORFOLOGIA DA SERRA DA MANTIQUEIRA ......................................... 23 
4 DEFINIÇÕES GEOLÓGICAS ................................................................................ 26 
4.1 CICLOS TECTÔNICOS ...................................................................................... 29 
4.1.1 Ciclo Brasiliano ................................................................................................ 30 
5 PROVÍNCIA ESTRUTURAL MANTIQUEIRA ......................................................... 34 
5.1 SUBDIVISÕES DA PROVÍNCIA MANTIQUEIRA ............................................... 37 
5.1.1 Cinturão Orogênico Araçuaí ou Setor Setentrional .......................................... 41 
5.1.2 Cinturão Orogênico Ribeira ou Setor Central ................................................... 43 
5.2 SERRAS DA MANTIQUEIRA E DO MAR ........................................................... 52 
6 RECURSOS MINERAIS ........................................................................................ 58 
6.1 FAIXA ARAÇUAÍ ................................................................................................. 58 
6.2 FAIXA RIBEIRA .................................................................................................. 59 
7 . CONSIDERAÇÕES FINAIS ................................................................................. 61 
REFERÊNCIAS ......................................................................................................... 63 
APÊNDICE A – MAPA GEOLÓGICO COM A DELIMITAÇÃO DA ÁREA DO 
ESTUDO. ................................................................................................................. 69 
9 
 
1 INTRODUÇÃO 
 
De acordo com Ross (1989, 2003) o relevo brasileiro é formado por estruturas 
geológicas e litologias predominantemente antigas, porém as formas de relevo são 
bem mais recentes. Destaca assim a importância das influências endogenéticas e 
exogenéticas na elaboração dos compartimentos de relevo. 
A proposta do presente trabalho é estudar a área dos Planaltos e Serras do 
Atlântico Leste e Sudeste, conforme definição e classificação geomorfológica 
proposta por Ross (1989). Devido à sua grande extensão territorial e alta 
complexidade geológica, o texto se restringe apenas à região das serras do Mar e 
da Mantiqueira por apresentarem importantes feições orográficas da borda atlântica 
do continente Sul-Americano. 
Antes de descrever a área objeto desse estudo, é necessário compreender 
alguns conceitos básicos referentes à metodologia de classificação do relevo 
brasileiro (capítulo 2). 
Para descrição geomorfológica, abordada no capítulo 3 deste trabalho, as 
serras foram divididas em regiões, considerando que a evolução e esculturação do 
relevo desta extensa área se deram de forma particular em cada setor. 
Apesar da área dos Planaltos e Serras do Atlântico Leste e Sudeste estar 
inserida em três províncias estruturais distintas, para um melhor detalhamento, foi 
descrita especificamente apenas a província estrutural na qual estão inseridas as 
serras do Mar e da Mantiqueira (capítulo 5). Posteriormente, no capítulo 5.2, a 
geologia dessas serras será abordada em caráter regional, destacando os aspectos 
genéticos, tectônicos, litológicos e estruturais do embasamento que sustenta seus 
planaltos e escarpas, além da ação dos processos de erosão diferencial na 
modelagem do relevo. 
A identificação dos recursos minerais, grande parte em áreas de preservação 
ambiental permanente, é tratada no capítulo 6. 
 
 
10 
 
2 CONTEXTUALIZAÇÃO TEÓRICO-METODOLÓGICA DA CLASSIFICAÇÃO DO 
RELEVO BRASILEIRO 
 
A classificação do relevo brasileiro abordada no presente trabalho é a 
proposta por Ross (1989), concebida a partir das ideias de Mescerjakov (1968 apud 
Ross, 1989), que relaciona as noções de morfoestrutura (influência da estrutura 
geológica na gênese das formas), morfoclimática (associada aos tipos climáticos 
que operam na atualidade na esculturação do relevo) e morfoescultura (efeito dos 
climas pretéritos nas paleoformas e também a macro compartimentação). 
Esta classificação se subdivide em táxons sendo que o primeiro é 
predominantemente geomorfológico, representado pelos Planaltos, Depressões e 
Planícies. O segundo táxon abrange apenas as áreas representadas por 
compartimentos de planaltos, classificando-os em função do caráter estrutural que 
apresentam e os agrupando em quatro grandes categorias: Planaltos em bacias 
sedimentares; Planaltos em intrusões e coberturas residuais de Plataforma; 
Planaltos emnúcleos cristalinos arqueados; e Planaltos em cinturões orogênicos. O 
terceiro táxon define cada uma das unidades morfoesculturais, aplicando-se a todas 
as macrocompartimentações (Planaltos, Depressões e Planícies). 
A partir desta classificação por táxons têm-se como resultado 28 macro 
unidades geomorfológicas, denominadas unidades morfoesculturais (ou unidades do 
relevo brasileiro), conforme demonstrado na Figura 1. As principais subdivisões 
deste relevo são planaltos, planícies e depressões. Na classificação de planaltos é 
que se insere a unidade dos Planaltos e Serras do Atlântico Leste Sudeste, objeto 
de estudo do presente trabalho. 
 
11 
 
 
Figura 1 - Unidades do Relevo Brasileiro. 
Fonte: Ross, 2003 (Adaptado). 
 
 
 
 
12 
 
2.1 PLANALTOS 
 
Segundo Ross (1989), em sua proposta de classificação foi necessário 
estabelecer um elevado grau de generalização e simplificação para definição das 
macrounidades de relevo do país, dentre elas as áreas representadas por 
compartimentos de planaltos. 
Desse modo, independentemente de seu aspecto estrutural, os planaltos se 
caracterizam como formas residuais de relevo que, por oferecer maior dificuldade ao 
desgaste dos processos erosivos, são circundados por extensas depressões que os 
colocam em evidência (ROSS, 1989). 
 
 
2.2 PLANALTOS EM CINTURÕES OROGÊNICOS 
 
Ross (1989, 2013) define três cinturões orogênicos no território brasileiro: 
Atlântico (área do Planalto Atlântico), Brasília (Goiás-Minas) e Paraguai-Araguaia 
(Mato Grosso-Goiás); sendo o Atlântico o de maior grau de complexidade litológica e 
estrutural. 
Os Planaltos em Cinturões Orogênicos se encontram em áreas de estruturas 
dobradas em decorrência dos movimentos tectônicos e que sofreram metamorfismo 
e intrusões, alternando com longas fases erosivas (ROSS, 1989). Mesmo sendo 
áreas muito antigas e desgastadas pelos processos erosivos, tais cadeias de 
montanhas ainda mantém o aspecto serrano em várias extensões. 
Considerando que esta classificação tem enfoque predominante na 
geomorfologia, os aspectos geológicos e tectônicos relativos a gênese dessas 
estruturas serão abordados posteriormente, no capítulo 4. 
 
 
2.3 PLANALTOS E SERRAS DO ATLÂNTICO LESTE E SUDESTE 
 
O Planalto Atlântico foi denominado inicialmente por Moraes Rego (1932) e 
Deffontaines (1935) apud Hasui et al. (2012), e esta primeira compartimentação 
serviu de base para outros autores. Mais recentemente, Ross (1989) o definiu como 
13 
 
parte dos Planaltos e Serras do Atlântico Leste e Sudeste, em sua proposta de 
classificação. 
Segundo Ross (1989) e Vervloet e Ross (2012), o cinturão orogênico do 
Atlântico estende-se desde a parte oriental da região Nordeste até o Sul do país, 
abrangendo as áreas planálticas das serras do Mar, da Mantiqueira e também a 
Serra do Espinhaço, sendo que esta última não será abordada no presente trabalho. 
De modo geral, têm como modelo dominante formas de topos convexos, escarpas 
altas e acentuadas, canais de drenagem com alta densidade e vales profundos. 
Almeida e Carneiro (1998) relatam que o sistema de montanhas representado 
pelas serras do Atlântico Leste Sudeste constitui uma importante feição orográfica 
do continente sul-americano. Hasui et al. (2012) relacionam a gênese dessas 
montanhas a um soerguimento regional do sudeste brasileiro, que teve como 
consequência um desequilíbrio isostático com abatimento de grandes blocos 
crustais. Dessa forma, a individualização de blocos mais soerguidos teria dado 
origem as atuais serras e outros mais abatidos formando as planícies recentes. 
Entretanto, os aspectos geológicos relacionados à origem e evolução das 
serras ainda são pouco conhecidos devido a sua alta complexidade, gerando 
divergências entre geólogos e geomorfólogos. 
De acordo com Vervloet e Ross (2012), ao se avaliar a evolução do Planalto 
Atlântico com suas estruturas e formações litológicas antigas, observa-se a 
modelagem do relevo sendo esculpida ao longo do tempo, gerando formas mais 
recentes estando ainda em processo de remodelação. 
14 
 
3 GEOMORFOLOGIA DOS PLANALTOS E SERRAS DO ATLÂNTICO LESTE E 
SUDESTE 
 
Neste capítulo, de acordo com a delimitação de estudo do presente trabalho, 
serão apenas abordadas as características geomorfológicas gerais das serras do 
Mar e da Mantiqueira, setores comumente tratados na literatura como Planalto 
Atlântico Brasileiro. 
Vervloet e Ross (2012) identificaram quatro grandes correntes teóricas que 
tentam explicar a gênese geomórfica do Planalto Atlântico e concluem que nenhuma 
das abordagens é capaz de explicá-la totalmente a partir de um único referencial. 
Todas apresentam problemas quando confrontadas entre si, por meio de modelos 
onde há predomínio de uma variável em detrimento de outras. 
 
 
3.1 O PLANALTO ATLÂNTICO 
 
Ross (2013) assim como Ponçano et al. (1981) consideram como Planalto 
Atlântico todo o conjunto de terras altas que caracterizam as serras, depressões 
embutidas, vales tectônicos, escarpas de falha, cadeia de morros escalonados, 
superfícies interplanálticas e aplainadas e superfícies de cimeira que ocorrem ao 
longo da fachada atlântica, desde o Paraná passando pelos estados de São Paulo e 
Rio de Janeiro, até a região norte do Espírito Santo. 
Este conjunto, composto pelas serras do Mar e da Mantiqueira, forma um 
proeminente relevo positivo associado a um jogo de falhas normais (Almeida e 
Carneiro 1998; Hasui et al. 1978b, 1977, Almeida 1967 apud Hasui et al., 2012), 
fator este de relevância na interpretação das feições geomorfológicas, tanto quanto 
os litotipos. 
Para Almeida e Carneiro (1998) as rochas mais resistentes desempenham o 
papel de sustentar os planaltos e escarpas. Segundo Ponçano et al. (1981), as 
zonas de falhas, cisalhamento, fraturas e grandes domínios de rochas supracrustais 
condicionam lineamentos maiores e segmentos locais da rede de drenagem. 
De acordo com Silva (2009), um conceito bastante discutido, limitado e 
específico dentro da geomorfologia e que representa fator de grande importância na 
15 
 
compreensão da evolução das serras do Planalto Atlântico, diz respeito às 
superfícies de aplainamento. 
 
 
3.1.1 Superfícies de aplainamento e evolução do relevo das serras do Planalto 
Atlântico 
 
As superfícies de aplainamento e seus respectivos depósitos sedimentares se 
relacionam à diferentes níveis de erosão que ocorreram em diversos períodos do 
tempo geológico, fornecendo indicações de períodos de estabilidade tectônica 
(SILVA, 2009; HASUI et al., 2012). 
Almeida e Carneiro (1998) mencionaram a importância da Superfície Japi, 
também denominada por Superfície Sul-Americana por King (1956) apud Grohmann 
e Riccomini (2012), no entendimento sobre a origem e evolução da Serra do Mar. 
Ao longo do tempo a Superfície Japi passou por deformações no Planalto 
Atlântico, com importantes desnivelamentos por falhas. Assim, se desenvolveu um 
sistema de bacias tafrogênicas1 subparalelo à Serra do Mar, à charneira2 da Bacia 
de Santos e a falhamentos da plataforma continental rasa (ALMEIDA, 1964 apud 
ALMEIDA e CARNEIRO, 1998; HASUI et al., 2012). Um perfil de deformação do 
relevo da Superfície Japi pode ser visto na Figura 2. 
 
 
Figura 2 – Deformação geral da Superfície Japi, conforme evidenciado pelo nivelamento 
geral do relevo, entre Campinas e o alto da Serra da Mantiqueira. 
Fonte: Hasui et al., 2012. 
 
 
 
1
 Bacia tafrogênica: bacia sedimentar originada por movimentos crustais verticais e delimitada por 
falhas normais de alto ângulo (SUGUIO, 1998, p. 79). 
2
 Charneira:linha formada pelo encontro das duas abas de uma dobra que se apresenta com 
dobramento mais acentuado. Outro sinônimo é a linha de articulação estrutural entre regiões de 
subsidência ou soerguimento diferenciados, que se apresenta sob a forma de flexura ou de 
falhamento (SUGUIO, 1998, p. 138). 
16 
 
As principais bacias tafrogênicas são as de São Paulo, Taubaté (rebaixada 
mais de 2.000 metros em relação à superfície Japi no topo da Mantiqueira), 
Resende, Volta Redonda e Guanabara, preenchidas por sedimentos continentais de 
idade Eocênica a Miocênica (ALMEIDA e CARNEIRO, 1998). 
Na região da serra da Mantiqueira, King (1956) apud Pinto (1995) identificou 
três ciclos de aplainamento da superfície Japi: Sul Americana (Cretáceo 
superior/Terciário médio), Velhas (Pliopleistoceno) e Paraguaçu (Pleistoceno). 
 
 
3.2 GEOMORFOLOGIA DA SERRA DO MAR 
 
Segundo Hasui et al. (2012), a Serra do Mar se estende ao longo do litoral do 
Atlântico Sul por cerca de 1.500 km, indo desde o vale do Rio Itajaí (SC) até a região 
de Campos dos Goytacazes (RJ). 
Esse conjunto de escarpas é controlado por falhas e apresenta diferentes 
graus de dissecação, finalizando o Planalto Atlântico na linha de costa a poucos 
quilômetros da praia. Sua altitude média situa-se entre 500 m e 1.100 m, com alguns 
picos acima de 2.000 m (HASUI et al., 2012). 
Regionalmente se diferencia em seu desenvolvimento geomorfológico, de 
forma que as descrições de suas feições são normalmente compartimentalizadas 
em setores, o que difere de acordo com os autores pesquisados. 
Hasui et al. (2012) dividem a serra do Mar levando em conta a área territorial 
dentro dos estados, enquanto Almeida e Carneiro (1998) consideram regiões, sendo 
elas: Paraná, Vale do Ribeira, Cubatão, São Sebastião, Parati e Rio de Janeiro. 
A divisão de Almeida e Carneiro (1998) será adotada no presente trabalho 
para fins de setorização na descrição das principais feições da Serra do Mar, porém 
com referências às descrições de outros autores, em especial Hasui et al. (2012), 
nas respectivas áreas equivalentes. 
 
 
3.2.1 Serra do Mar Paranaense 
 
De acordo com Hasui et al. (2012), há predomínio de áreas montanhosas e 
secundariamente escarpadas com uma fronte voltada para o litoral, controladas pela 
17 
 
estruturação geológica de falhas, que condiciona toda rede de drenagem. A Figura 3 
demonstra o desnivelamento de relevo dessa região da serra. 
 
 
Figura 3 - etRelevo da Serra do Mar no Paraná e Santa Catarina. Os perfis destacam o 
desnivelamento do relevo (traços acima dos perfis topográficos) e falhas (traços de maior 
inclinação). Os números indicam as serras e planaltos: 1: do Alto Rio Turvo (SP); 2: Agudo 
Grande; 3: dos Órgãos; 4: da Graciosa; 5: do Marumbi; 6: da Igreja; 7: de Castelhanos; 8: da 
Embira; 9: do Quiriri; 10: Dona Francisca; 11: Altos Cedros; 11: Itajaí. Compartimentos do 
relevo em Santa Catarina – CC: Corupá-Rio do Cedro; NF: Rio Negro-Dona Francisca; QU: 
Quiriri; CPI: Piraí; CF: São Francisco do Sul. 
Fonte: Hasui et al., 2012. 
 
18 
 
Para MINEROPAR (2005), a Serra do Mar nessa região pode ser 
caracterizada como ponto de transição da planície litorânea para o primeiro planalto, 
com uma escarpa abrupta e altitudes entre 1.000 m e 1.922 m, no Pico Paraná, 
conforme Figura 4. 
 
 
Figura 4 - Pico do Paraná e arredores. 
Fonte: Bonacin, 2011. 
 
 
 
3.2.2 Regiões Vale do Ribeira e Cubatão 
 
Almeida e Carneiro (1998) relatam uma interrupção da Serra do Mar no litoral 
sul de São Paulo, relacionando-a com a abertura do vale do rio Ribeira de Iguape e 
à expansão de sua bacia pelo interior do Planalto Atlântico. 
Para Hasui et al. (2012), uma das principais características do relevo da Serra 
do Mar na região do estado de São Paulo é a distinção de dois setores, sul e norte, 
que se diferenciam pela forma como a ação tectônica controlou os padrões de 
sedimentação e erosão tanto no planalto quanto na região costeira, conforme 
demonstrado na Figura 5. 
19 
 
 
Figura 5 - Relevo da Serra do Mar ao longo do estado de São Paulo, demonstrando a 
diferenciação entre os segmentos sul e norte definidos por Hasui et al. (2012). Os perfis 
destacam a grande amplitude do relevo com proeminentes escarpas de falhas que 
delimitam os grábens cenozoicos. Nas seções, os traços pretos representam as falhas que 
limitam compartimentos entre blocos soerguidos e rebaixados com segmentos da Superfície 
Japi desmantelada (traços vermelhos). 
Fonte: Hasui et al., 2012 (Adaptado). 
 
 
 
O setor sul engloba a Serra do Mar entre Santos e o Vale do Ribeira do 
Iguape, com altitudes moderadas entre 600 m e 800 m, terminando de forma abrupta 
em um costão retilíneo com face para o oceano, delimitando o Graben de Santos na 
linha de costa (HASUI et al., 2012). 
20 
 
O trecho da Serra do Mar na região Cubatão, segundo Almeida (1953) apud 
Ribeiro (2003), possui um relevo escarpado resultado de um acidente tectônico, 
denominado falha do Cubatão (Figura 6). Esta falha atravessa todo o Planalto 
Atlântico no Estado de São Paulo e seu recuo foi alcançado pela erosão remontante 
do rio de mesmo nome. 
 
 
Figura 6 - Trecho da Falha de Cubatão (interpretada na linha tracejada branca) na Serra do 
Mar, cidade de Cubatão-SP. 
Fonte: Google Earth, 2014 (Adaptado). 
 
 
 
3.2.3 São Sebastião e Parati 
 
Esta parte da Serra do Mar abrange a Ilha de São Sebastião até a divisa do 
estado do Rio de Janeiro, correspondendo ao setor norte conforme definido por 
Hasui et al. (2012). 
Segundo Almeida e Carneiro (1998), a região São Sebastião possui altitude 
média de 800 m, chegando entre 1.200 m a 1.300 m. na Serra do Juqueriquerê 
(perfil C da Figura 5). O relevo é definido por serras alongadas, escarpas íngremes 
com rebordos festonados que delimitam baías e enseadas intercaladas por 
esporões, além de vales profundos, morrotes e morros nas bordas (HASUI et al., 
2012). 
21 
 
A presença de intrusões alcalinas na ilha de São Sebastião, mais resistentes 
à erosão, vem retardando o recuo da Serra do Mar e originando a formação do 
promontório constituído pela Serra de Juqueriquerê e pela ilha. Tal fato constitui, 
para Almeida e Carneiro (1998), uma prova de que Serra do Mar esteve inicialmente 
bem além da posição atual e que seu recuo se deve à erosão. 
De acordo com Almeida e Carneiro (1998) o trecho compreendido entre as 
serras do Juqueriquerê e do Parati (perfil D da Figura 5) expõe um relevo escarpado 
a Serra do Mar, com altitudes de 800 m a 1.000 m, em que termina o planalto do 
Paraitinga-Paraibuna. 
A Serra do Parati compõe a maior parte de um promontório que separa as 
baías de Ilha Grande e Ubatumirim, onde o pico mais alto alcança 1.426 m acima do 
nível do mar (CORDANI e KAWASHITA, 1971 apud ALMEIDA e CARNEIRO, 1998). 
Nesta região encontra-se também o planalto da Bocaina, onde se localiza o 
Pico do Tira Chapéu com 2.088 m, sendo a maior elevação de toda Serra do Mar no 
estado de São Paulo (HASUI et al., 2012). 
 
 
3.2.4 Rio de Janeiro 
 
No estado do Rio de Janeiro a Serra do Mar se configura como um longo 
alinhamento de relevo, desde a região de Parati até o norte, na região de São 
Fidélis. 
Segundo Hasui et al. (2012) apresenta relevo de planaltos elevados e 
desnivelados, delimitados por escarpas voltadas para sul e sudeste (Figura 7). A 
parte cimeira deste planalto é dissecada entre feições de colinas, morros, morrotes, 
serras residuais e picos graníticos. A drenagem é bastante encaixada, adaptada às 
zonas de falhas e fraturas, definindo um padrão retilíneo. 
De acordo com Hauck (2009) essa região foi modelada peloevento de 
soerguimento de horsts e acomodação de grabens. O recuo erosivo da escarpa da 
Serra do Mar favoreceu o desenvolvimento de diversos morros testemunhos, mais 
resistentes à erosão, como o Pão de Açúcar, Corcovado, a Pedra do Sino, entre 
outros. 
 
22 
 
 
Figura 7 - Relevo da Serra do Mar no estado do Rio de Janeiro com destaque para as 
escarpas que delimitam os grábens litorâneos e continentais. Grábens: Gráben de Parati 
(GP), Gráben Guandú-Sepetiba (GGS), Gráben da Baía da Guanabara (GBG), Grábens 
Barra de São João (GBSJ). Compartimentos: Parati-Bocaina-Muriqui (A), Araras-Tinguá-
Couto (B), Órgãos-Botija (C), Macaé-Imbé-Desengano (D). 
Fonte: Hasui et al., 2012. 
 
 
 
Para Hasui et al. (2012), o entendimento deste setor não pode ser dissociado 
da evolução e caracterização do Gráben da Guanabara, que classificam como uma 
das mais importantes feições tectônicas do sistema de riftes paleogênicos, 
representando a maior e mais rebaixada estrutura de todo o sistema continental. 
Sua gênese também é abordada por Hauck (2009), que a relaciona às glaciações do 
Pleistoceno. 
23 
 
A Serra dos Órgãos é apontada por Hasui et al. (2012) como um setor de 
grande significado nessa região, por conter segmentos muito representativos e 
altitudes elevadas, com médias de 1.100 m e picos acima de 2.000 m, dentre os 
quais o Pico Maior ou Três Picos, com 2.316 m (Figura 8). 
 
 
Figura 8 - Parque Estadual dos Três Picos, localizado na porção fluminense da Serra do 
Mar, entre os municípios de Nova Friburgo, Teresópolis, Silva Jardim e Guapimirim. Pode-se 
observar o relevo característico de erosão diferencial. 
Fonte: Instituto Estadual do Ambiente – RJ, [20--]. 
 
 
 
3.3 GEOMORFOLOGIA DA SERRA DA MANTIQUEIRA 
 
A Serra da Mantiqueira constitui-se para Almeida (1964) apud Hasui et al. 
(2012), um elevado e extenso platô orientado na direção ENE, formado por um 
grande conjunto de escarpas, mares de morros, espigões e morros mais ou menos 
isolados. 
Estende-se nos estados de Minas Gerais (em sua maior parte) e em partes de 
São Paulo, Rio de Janeiro e Espirito Santo. Segundo Marques Neto e Perez Filho 
(2013) possui escarpa abrupta, em certos trechos praticamente verticais, por vezes 
com desníveis de até 1.000 metros. 
Em seu lado ocidental inicia na Serrania de Lindoia e adjacências da cidade 
de Bragança Paulista, com altitudes médias entre 900 m e 1.100 m, tendo como 
trecho mais expressivo, ao longo de seu segmento central, um imponente bloco 
elevado onde se sobressaem os planaltos de Campos do Jordão e Itatiaia, com 
altitudes médias entre 1.500 m e 2.000 m. Elevam-se sobre o segundo os pontos 
24 
 
culminantes do sudeste nos picos da Pedra da Mina (2.798 m), das Agulhas Negras 
(2.793 m) e Três Estados (2.665 m) (HASUI et al., 2012). 
Em Minas Gerais a Serra da Mantiqueira forma um sistema de serras 
residuais com altitudes médias de 1.000 m. Na região limítrofe com o estado do 
Espirito Santo se localiza o Pico da Bandeira, com 2.892 m, sendo um dos picos 
mais elevados do país (Figura 9). 
 
 
Figura 9 - Escarpa abrupta no Pico da Bandeira e ao fundo trechos da Serra da Mantiqueira. 
Fonte: Ferreira, 2007. 
 
 
 
Segundo Hasui et al. (2012), a Serra da Mantiqueira é controlada por um 
sistema de falhas, da mesma maneira que a Serra do Mar, o que lhe confere 
proeminente fronte escarpada. 
Almeida (1964) apud Hasui et al. (2012) dividiu a Serra da Mantiqueira no 
estado de São Paulo em duas subzonas: Oriental e Ocidental, tendo como eixo 
divisor a região de Monteiro Lobato. Essa divisão foi mantida por Ponçano et al. 
(1981). 
25 
 
Já ao sul de Minas Gerais, Saadi (1991, 1989) apud Hasui et al. (2012), 
propõe a divisão da Mantiqueira em seis compartimentos morfoestruturais distintos, 
que no geral apresentam uma série de falhas responsáveis por basculamentos de 
blocos, designados como Escarpa Meridional (que liga os cumes da Mantiqueira ao 
Vale do Paraíba do Sul), Degrau Superior (constituído pelos cimos da Mantiqueira, 
entre eles os maciços de Itatiaia e Passa-Quatro e o Planalto de Campos do Jordao) 
e Degrau Intermediário, (segmentado por cristas alongadas controladas por falhas), 
Planalto de Caldas-Machado (onde se destacam as maiores elevações na Serra do 
Cervo, com 1.400 m, bem como as menores na região de Alterosa e Campos 
Gerais, em torno de 900 m), Planalto de Madre de Deus de Minas (entre os 
municípios de Cruzília e Minduri até as escarpa das serras da região de São João 
Del Rei), e Corredor de Campo do Meio (também caracterizado por uma série de 
cristas alongadas controladas por falhas) 
Mais recentemente, Oliveira et al. (2000) apud Hasui et al. (2012), 
propuseram uma nova divisão em Mantiqueira Alta e Mantiqueira Baixa, baseados 
em análise de traços de fissão3 em apatita, os quais evidenciam que as serras da 
Mantiqueira e do Mar têm uma história evolutiva indissociável sob o ponto de vista 
geológico e geomorfológico, representando uma sequência de blocos soerguidos 
inicialmente em momentos distintos, porém associados a uma mesma evolução. 
 
 
 
 
3
 Traços de fissão: método de datação termocronológico que consiste na contagem de defeitos na 
estruturais empregado em minerais com urânio. Durante seu decaimento, partículas ionizadas 
geradas a partir da fissão do 
238
U são emitidas, danificando a estrutura do mineral hospedeiro. Assim 
que o mineral é cristalizado, esses traços começam a ser formados; no entanto, acima de 
determinadas temperaturas, esses traços podem ser apagados. A razão entre o número de traços 
produzidos irradiação (indução de traços de fissão em átomos de urânio ainda existentes) e 
naturalmente (traços fósseis) é uma função do tempo que passou desde o último evento geológico 
que apagou os antigos traços (FAIRCHILD et al., 2009, p. 303; WHITE, 2014). 
26 
 
4 DEFINIÇÕES GEOLÓGICAS 
 
Os cinturões orogênicos são faixas lineares ou curvilíneas, de longas 
extensões, formadas por rochas altamente deformadas por processos colisionais ou 
não colisionais (Figura 10), também referidas como faixas ou cinturões dobrados. 
São marcados por magmatismo, deformação, metamorfismo e orogênese4 (HASUI 
et al., 2012; KEAREY et al., 2014). A orogênese envolve o encurtamento intraplaca, 
espessamento crustal e soerguimento topográfico (KEAREY et al., 2014). 
 
 
Figura 10 - Esquemas de bordas convergentes formadoras de orógenos. 
Fonte: Hasui et al., 2012 
 
 
4
 Orogênese: conjunto de processos geológicos, como sedimentação, vulcanismo, plutonismo, 
deformação, metamorfismo e soerguimento crustal, que ocorre nos limites convergentes das placas 
litosféricas (TASSINARI e DIAS NETO, 2009, p. 104). 
27 
 
Os processos colisionais se desenvolvem nos arcos insulares5 ou na colisão 
entre um continente (com ou sem arco insular acoplado) com uma margem 
continental ativa como resultado da subducção (colisão continente-continente). Os 
orógenos não colisionais, conhecidos também como tipo “Andino”, resultam da 
convergência entre placa oceânica e continental, onde os movimentos de placas e 
outros fatores que controlam a subducção levam à compressão dentro da placa 
superior, formando-se um arco continental (HASUI et al., 2012; KEAREY et al., 
2014). Importantes alçamentos, falhamentos e deslocamentos ocorrem na placa 
superior, bem como algumas intrusões graníticas (HASUI et al., 2012). 
Os orógenos, antigos e atuais, fornecem importantes registros dos muitos 
ciclos de acreção e orogênese, que são os principais mecanismos pelos quais oscontinentes têm crescido desde o Pré-Cambriano. O acréscimo gradual e a colisão 
de fragmentos continentais, materiais oceânicos e arcos de ilhas em margens 
continentais geram assembleias de material crustal distintas, chamadas de terrenos 
(KEAREY et al., 2014). Os terrenos podem ser definidos como blocos ou fragmentos 
de crosta com constituição, idade e história geológica diferentes das áreas 
adjacentes, sendo normalmente delimitados por falhas (HASUI et al., 2012). Em 
zonas de sutura (fechamento do mar) os terrenos podem apresentar associações 
petrotectônicas complexas como ofiólitos6, mélanges7, xistos azuis, lascas de rochas 
de diferentes continentes, entre outros (TASSINARI e DIAS NETO, 2009; HASUI et 
al., 2012). Os terrenos do tipo greenstone belts8, principalmente os formados durante 
o Arqueano, constituem importantes depósitos econômicos de metais, entre eles o 
ouro (HASUI et al., 2012; KEAREY et al., 2014). 
Na etapa final de desenvolvimento dos orógenos, a compressão se atenua 
gradativamente, ocorrendo o arrefecimento regional, onde a erosão começa a atuar 
 
5
 Arco insular: cadeia curva de ilhas em geral convexa para o oceano aberto e margeada por fossas 
submarinas profundas, envolvendo uma bacia oceânica profunda. Essa feição é formada em zona de 
subducção entre placas oceânicas. Exemplo: Arquipélago do Japão (SUGUIO, 1998, p. 49-50). 
6
 Ofiólitos: rochas máficas-ultramáficas, de metamorfismo brando, que representam fatias e 
fragmentos de crosta oceânica ou manto superior, posicionados em meio a rochas da crosta 
continental, geralmente associados a sedimentos marinhos na zona de contato entre as placas. 
(TASSINARI e DIAS NETO, 2009, p. 102). Um exemplo é o complexo ofiolítico de Pirapora do Bom 
Jesus (TASSINARI et al., 2001). 
7
 Mélanges: mistura heterogênea de fragmentos irregulares de composição, tamanho e textura 
diversos consolidados sob pressão deformacional extrema (TASSINARI e DIAS NETO, 2009, p. 102). 
8
 Greenstone belts: faixa de rochas metavulcânicas e metassedimentares de origem detrítica, química 
e exalativa, interpretados como acumulados em contexto de arco insular que exibem um 
metamorfismo regional de baixa temperatura e baixa pressão (HASUI et al., 2012, p. 104; KEAREY et 
al., 2014, p. 309). 
28 
 
ativamente no orógeno. Devido à isostasia, a massa litosférica correspondente se 
eleva na busca de equilíbrio, aliviando a pressão na astenosfera e o orógeno se 
sujeita à distensão regional (HASUI et al., 2012). 
Para facilitar a visualização e a ordenação temporal e espacial das diversas 
unidades e entidades geológicas identificadas no Brasil, Almeida et al. (1977) apud 
Almeida e Hasui (1984) foram os primeiros a compartimentar o território brasileiro 
em províncias estruturais (Figura 11). Essas províncias são domínios contínuos de 
grandes extensões, com constituição e estruturação distinta das adjacentes, que 
demostram feições de litologia, estratigrafia, estrutura, metamorfismo, magmatismo e 
podendo apresentar ou não idades diversas (ALMEIDA e HASUI, 1984; HASUI et 
al., 2012). 
 
 
Figura 11 - Províncias Estruturais do Brasil. 
Fonte: Dantas e Lima Filho, 2007 (Modificado). 
 
29 
 
As províncias estruturais apresentam em seus limites descontinuidades 
geológicas mais ou menos identificadas, tais como falhas, zonas de falhas, limites 
de região dobrada com não dobradas, ou com direções e estilos de dobramento 
diferentes, além dos limites do tipo erosivos e estruturalmente discordantes. Alguns 
limites entre as províncias podem se encontrar ocultos em longas extensões, 
também podem ter definição geológica controvertida, seja por falta de informações 
adequadas ou por dependerem de questões conceituais relativas à sua 
interpretação (ALMEIDA e HASUI, 1984). 
 
 
4.1 CICLOS TECTÔNICOS 
 
A formação de cinturões orogênicos e a incidência de magmatismo, 
metamorfismo e deformação sob regimes compressivos decorrentes de processos 
de convergência são conhecidos como “ciclos tectônicos” ou “eventos tectônicos” 
(HASUI et al., 2012). Cada evento representa o estágio final de um processo de 
convergência, resultando na formação de um continente de maiores extensões. Tais 
ciclos envolvem a geração de falhas, riftes, intrusões graníticas anorogênicas, 
diques de diabásio e corpos máficos (HASUI et al., 2012; KEAREY et al., 2014) 
São reconhecidos em todos os continentes atuais sinais de eventos 
tectônicos do passado, recebendo diferentes nomes em cada continente. No Brasil, 
conforme ilustrado na Figura 12, são reconhecidos ao menos sete eventos 
tectônicos, sendo que os Ciclos Transamazônico e Brasiliano possuem ampla 
incidência territorial, enquanto que os demais possuem influência em menor escala 
(HASUI et al., 2012). 
 
30 
 
 
Figura 12 - Ciclos tectônicos do Brasil. O ciclo atual está em desenvolvimento desde o início 
da ruptura do Pangea. 
Fonte: Hasui et al. (2012). 
 
 
 
4.1.1 Ciclo Brasiliano 
 
O Ciclo Brasiliano (Figura 13) foi o último evento tectônico dentro dos limites 
da Plataforma Sul-Americana, sendo reconhecidos dentro desse período vários 
eventos de convergência e colisão diácronos9, referidos como eventos Brasiliano I, II 
e III (SILVA, 2005 apud HASUI et al., 2012; HASUI, 2010). 
 
 
9
 Diacronismo: fenômeno no qual uma camada com as mesmas fácies tem idades diferentes, em 
localizações distintas (LICKER, 2003, p. 98). Transgressão, através dos planos de tempo ou 
biozonas, por uma unidade litológica cuja idade varia de local para local (SUGUIO, 1998, p. 228). 
31 
 
 
Figura 13 - Eventos de convergência e colisão no Brasiliano I (900-700 Ma), Brasiliano II 
(670-530 Ma) e Brasiliano III (580-490 Ma). As idades dos eventos são atribuídas a 
metamorfismo e intrusões graníticas sin a tardicolisionais divulgados em várias sínteses 
regionais e em numerosos artigos. 
Fonte: Hasui, 2010. 
 
 
 
Os processos colisionais tiveram início durante o Brasiliano I, sendo mais 
intensos no Brasiliano II e terminaram com a formação dos sistemas orogênicos 
Tocantins e Mantiqueira no Brasiliano III (HASUI, 2010). Ainda segundo Hasui 
(2010), esses sistemas orogênicos se formaram devido ao fechamento dos oceanos 
de Goiás (Tocantins) e Adamastor (Mantiqueira), com intervenção dos crátons do 
São Francisco, Goiano, do Paraná, do Rio de La Plata, do Congo e do Kalahari, 
esses dois últimos hoje presentes no continente africano (Figura 14). 
 
32 
 
 
Figura 14 - Os continentes (crátons) e os oceanos do Neopreoterozóico no Brasil. São 
indicadas as áreas que foram mais ou menos afetadas pelos processos tectônicos e 
térmicos do Ciclo Brasiliano. 
Fonte: Hasui, 2010. 
 
 
 
O fim do Brasiliano foi determinado pelo colapso gravitacional, exumação ou 
extrusão dos orógenos, transitando de condições de intensa atividade tectono-
compressiva, fechamento dos oceanos e aglutinação de massas continentais, para a 
33 
 
estabilidade intraplaca. Essa etapa marca a formação do continente Gondwana 
(HASUI et al., 2012). 
A erosão foi intensa nos orógenos, formando às suas margens bacias de 
distensão e bacias de afastamento, preenchidas por sedimentos clásticos 
continentais (molassas) e, em parte, rochas vulcânicas félsicas e máficas e também 
intrusões de granitóides anorogênicos pós-tectônicos, representadas em pequenas 
porções preservadas sob as bacias do Paraná e do Parnaíba (HASUI et al., 2012). 
Alguns milhões de anos depois, o processo de fragmentação do Gondwana foi 
centrado essencialmente em focos dos sistemas brasilianos. Todos os riftes gerados 
em resposta à abertura do AtlânticoSul, em especial nas províncias Borborema e 
Mantiqueira, foram comandados por linhas estruturais do Brasiliano (BRITO NEVES, 
2003). 
34 
 
5 PROVÍNCIA ESTRUTURAL MANTIQUEIRA 
 
O embasamento da área dos Planaltos e Serras do Atlântico Leste e Sudeste 
compreendem rochas principalmente das províncias São Francisco e Mantiqueira, e 
uma pequena área do sul da Província Tocantins (APÊNDICE A). A seguir, será 
descrito em detalhes apenas a Província Mantiqueira, dado o fato que as Serras do 
Mar e da Mantiqueira, descritas em maior detalhe no capítulo 5.2, estão inseridas 
dentro dessa província estrutural. 
A Província Mantiqueira é uma entidade geotectônica localizada a leste dos 
crátons São Francisco e Rio de La Plata/Paraná (Figura 15) e teve seu surgimento 
ao final da Era Neoproterozóica e início da era Paleozóica, estendendo-se por cerca 
de 3.000 km com orientação NNE–SSW ao longo da costa atlântica, de Montevidéu 
no Uruguai ao sul da Bahia. Essa província guarda registros de uma enorme e 
complexa evolução do Neoproterozóico na América do Sul (900–520 Ma) e ainda 
preserva dados remanescentes de unidades paleotectônicas arqueanas, 
paleoproterozóicas e mesoproterozóicas (Figura 16). Juntamente com a extremidade 
meridional da Província Tocantins, a Província Mantiqueira constitui o arcabouço 
pré-cambriano do sudeste brasileiro desenvolvido em resposta ao “Ciclo Brasiliano” 
(ALMEIDA, 1967 apud DELGADO et al, 2003). 
 
35 
 
 
Figura 15 - Províncias estruturais do Escudo Atlântico. 
Fonte: Delgado et al., 2003 (Modificado). 
 
 
 
Os modelos geotectônicos empregados para o entendimento da evolução da 
Província eram apenas genéricos até o começo da década de 90, devido sobretudo 
a pequenos números de datações U-Pb e, fundamentalmente, restritos à 
caracterização das grandes unidades litoestratigráficas. Esse problema levou há um 
grande número de designações, com implicações tectônicas muitas vezes 
conflitantes empregadas a Província Mantiqueira. Mas a partir do início da década 
de 90 os processos geradores dessa evolução passaram a ser reconhecidos com 
maior precisão, graças à aplicação mais generalizada de datações U-Pb. Com isso 
as grandes unidades geotectônicas puderam ser melhor individualizadas e 
hierarquizadas (DELGADO et al., 2003). 
36 
 
 
Figura 16 - Domínios tectônicos e principais estruturas da Província. 
Fonte: Delgado et al., 2003. 
 
 
 
A Província Mantiqueira é integrada por uma sucessão de cinturões de 
“empurrão e dobramento” controlados por distintos sistemas transpressivos de 
cavalgamento em direção às margens cratônicas. A maioria desses cinturões 
corresponde a orógenos colisionais (SENGÖR, 1990 apud DELGADO et al., 2003), 
evoluídos diacronicamente durante a colagem neoproterozóica/cambriana. Somente 
no domínio central e no extremo sudoeste da província foram reconhecidos 
37 
 
remanescentes de orógenos controlados por subducção como os de São Gabriel e 
do Rio Negro. Os orógenos não são apenas reconhecidos pela sua extensiva 
granitogênese, mas também por suas sequências tectono-estratigráficas mistas de 
extensas bacias de margens continentais rifteadas e pelo discreto registro de 
prismas acrescionários e/ou imbricações10 locais de depósitos de assoalhos 
oceânicos, de arcos e retroarcos. Sendo assim, eles constituem um mosaico de 
terrenos neoproterozóicos agregados. Esse evento ocorreu há aproximadamente 
560 Ma quando deu origem ao Supercontinente Gondwana Ocidental. 
Segundo Hasui et al. (2012) o Sistema Mantiqueira é formado principalmente 
por rochas pré-silurianas (>450 Ma), que se expõem na quase totalidade de sua 
área. Outras unidades são muito modestas, ocorrendo em pequenos trechos, tais 
como: 
1. Diques de diabásio e corpos alcalinos do Cretáceo e Paleógeno; 
2. Coberturas sedimentares representadas por depósitos cretáceos, 
correlatos a unidades das bacias de Campos e do Espírito Santo, e 
paleogênicos, algumas incluindo discretas ocorrências de rochas 
vulcânicas; 
3. Coberturas sedimentares neogênico-quaternárias, relacionadas com a 
neotectônica e com a evolução do relevo e da rede de drenagem atual. 
Essas rochas pré-silurianas contidas no Sistema Mantiqueira representam 
registros dos processos ocorridos do Arqueano no Ciclo Brasiliano entre 450 e 800 
Ma (HASUI, et al., 2012). 
 
 
5.1 SUBDIVISÕES DA PROVÍNCIA MANTIQUEIRA 
 
Almeida e Hasui (1984) subdividiram a Província Mantiqueira em três setores, 
referidos como setentrional, central e meridional correspondentes respectivamente 
aos cinturões orogênicos: Araçuaí, Ribeira e Tijucas, conforme Figura 17. Essa 
subdivisão foi mantida através dos anos, com alterações dos limites em função do 
avanço dos conhecimentos geológicos e geocronológicos (HASUI et al., 2012). Vale 
 
10
 Imbricação: efeito de superposição de partículas detríticas resultante da ação de água corrente 
(SUGUIO, 1998, p. 416). 
38 
 
ressaltar que o setor Tijucas ou meridional não será abordado, pois as Serras do 
Atlântico Leste e Sudeste se localizam somente nos Cinturões Araçuaí e Ribeira. 
 
 
Figura 17 - O Sistema Orogênico Mantiqueira. Os três cinturões representam os setores 
aqui considerados, com as designações indicadas. Em amarelo, coberturas fanerozoicas. 
Fonte: Hasui et al., 2012. 
 
 
 
Segundo Hasui (2010) apud Hasui et al. (2012) essas subdivisões chamadas 
pelo autor de compartimentos são de modo geral complexas, sendo produtos de 
cenários evolutivos variados, envolvendo processos diacrônicos e com 
39 
 
superposições sendo reconhecidos basicamente pelos maiores conjuntos de 
supracrustais11 do Neoproterozoico a Cambriano, conforme Figura 18. 
 
 
Figura 18 - As principais rochas supracrustais neoproterozoicas-ordovicianas da Província 
Mantiqueira, representadas em verde. As demais unidades de menor expressão e porções 
de embasamento retrabalhado não foram diferenciadas nas áreas em branco. Em amarelo: 
coberturas fanerozoicas. 
Fonte: Hasui et al. (2012). 
 
 
11
 Supracrustal: termo aplicado aos cinturões sedimentares e/ou vulcanossedimentares 
metamorfizados até o grau anfibolito, confinados a estruturas grabenformes, e encravados em 
complexos metamórficos de mais alto grau que conformam o embasamento dos escudos cristalinos 
(ARAÚJO et al., 1999, p. 214). 
40 
 
Em função das suas características litoestruturais e geocronológicas dos três 
cinturões orogênicos, numerosos domínios podem ser separados conforme a Figura 
19. Boa parte das unidades rochosas é ainda mal conhecida e aparece em blocos 
separados por zonas de cisalhamento e fortemente deformados, dificultando as 
correlações e reconstituições estratigráficas (HASUI et al., 2012). 
 
 
Figura 19 - Domínios da Província Mantiqueira. 
Fonte: Hasui et al., 2012. 
 
 
 
41 
 
5.1.1 Cinturão Orogênico Araçuaí ou Setor Setentrional 
 
Atualmente o Cinturão Araçuaí ocupa quase a metade da Província 
Mantiqueira, estendendo-se do sul da Bahia ao extremo leste de São Paulo 
passando pelo Espírito Santo, leste de Minas Gerais e Rio de Janeiro (HASUI et al., 
2012). 
Outros autores propuseram esquemas de compartimentação regional levando 
em consideração aspectos litológicos, tectônicos e metamórficos. Mas conforme 
Hasui et al. (2012) essa divisão é feita de maneira descritiva, separando as 
supracrustais do Ciclo Brasiliano do Cinturão Araçuaí daquelas do Cinturão Ribeira, 
e sistematizando as rochas mais antigas em blocos separados por zonas de 
cisalhamento em decorrência das lacunas de conhecimento e complexidade daregião do leste de São Paulo e oeste do Rio de Janeiro. A constituição do Cinturão 
Araçuaí é mostrada de forma resumida na Figura 20. 
 
 
Figura 20- Constituição do Cinturão Araçuaí, unidades de menor extensão não estão 
indicadas. 
Fonte: Hasui et al., 2012. 
 
42 
 
As diferentes unidades arqueanas e da primeira metade do Paleoproterozoico 
adquiriram estruturas diversas em eventos termotectônicos durante o Arqueano e no 
Ciclo Transamazônico. Entretanto, elas foram fortemente afetadas durante o 
retrabalhamento que ocorreu no Ciclo Brasiliano ou mesmo obliteradas pelos 
processos termotectônicos, que tornaram suas marcas mais expressivas (ALMEIDA 
e HASUI, 1984; HASUI et al., 2012) (Figura 21). 
 
 
Figura 21 - Estruturação do Cinturão Araçuaí. (1) Zonas de cisalhamento de empurrão em 
vermelho, com triângulos indicando sentidos de mergulho; zonas de cisalhamento 
transcorrente em azul; Cráton São Francisco em cinza-escuro; Sistema Tocantins em cinza 
claro; coberturas em amarelo; divisas estaduais em rosa. (2) Seção esquemática do 
Cinturão Araçuaí, complementada à direita com seção da Faixa do Congo Ocidental. (3) 
Localização das seções. 
Fonte: Hasui et al., 2012. 
 
43 
 
5.1.2 Cinturão Orogênico Ribeira ou Setor Central 
 
Almeida e Hasui (1984) denominam essa subdivisão da Província Mantiqueira 
de Setor Central, que segundo eles engloba o sul do Espírito Santo, Sul e Sudeste 
de Minas Gerais, todo o estado do Rio de Janeiro, leste de São Paulo, leste do 
Paraná e parte do Leste de Santa Catarina. 
Já em Hasui et al. (2012) o Cinturão Ribeira se limita com o Cinturão Araçuaí 
na região da divisa de Minas Gerais, Rio de Janeiro e São Paulo, estendendo-se 
para sudoeste até o Paraná e leste de Santa Catarina. No oeste é encoberto pela 
Bacia do Paraná e a leste faz limite com a Província da Margem Continental Leste. 
No centro-sul de Minas Gerais relaciona-se com a porção sul do Cinturão Brasília, e 
sua extremidade sul, com o Cinturão Tijucas. E segundo (SILVA, 2010) ele possui 
orientação NE-SW, sendo resultante da interação entre o Cráton São Francisco com 
a porção sudoeste do Cráton do Congo e com outras microplacas e arcos de ilhas 
situados a sudeste. 
Entre os principais domínios encontram-se o Varginha, Embu, Costeiro, São 
Roque, Apiaí, Curitiba, Paranaguá e Luís Alves. A Faixa Paranapiacaba (designação 
atual da Faixa Apiaí-São Roque) engloba os domínios Apiaí, São Roque e parte do 
Curitiba conforme a Figura 22 (HASUI et al., 2012). 
Diferentemente de Hasui et al. (2012) para outros autores o Cinturão Ribeira é 
constituído por quatro terrenos tectono-estratigráficos (Tabela 1 e Figura 23), que 
são separados por falhas de empurrão e por zonas de cisalhamento oblíquas 
transpressivas12. Onde eles são denominados de terreno Ocidental, Oriental, 
Paraíba do Sul e Cabo Frio. A colagem deles terminou por causar a imbricação de 
escamas crustais vergentes para oeste, em direção ao Cráton São Francisco. Os 
três primeiros terrenos citados teriam sido amalgamados ente 605 e 580 Ma, em 
contra partida o terreno Cabo Frio só teria sido colado aos demais há cerca de 520 
Ma (TUPINAMBA et al., 2007; HEILBRON et al., 2000; 2004; TROUW et al., 2000; 
MACHADO et al., 1996; HEILBRON e MACHADO, 2003; SCHIMITT et al., 2004) 
apud (SILVA, 2010). 
 
 
12
 Transpressão: sistema de esforços que opera em zonas transcorrentes em que os blocos em 
movimento são submetidos localmente a esforços compressivos, com geração de dobras e 
cavalgamento (ARAÚJO et al. 2009). 
44 
 
 
Figura 22 - Unidades principais do Cinturão Ribeira. Em azul-claro, divisas estaduais. 
Fonte: Hasui et al., 2012. 
 
 
 
 
45 
 
Tabela 1 – Compartimentação tectônica da parte central do Cinturão Ribeira. 
 
Fonte: Silva, 2010. 
 
 
 
 
Figura 23 - Seção estrutural composta do Cinturão Ribeira com relação entre os diferentes 
terrenos e domínios estruturais. Legenda: 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 dos Lagos. 
Fonte: Silva, 2010. 
 
 
 
Os terrenos tectono-estratigráficos apresentam as seguintes características 
litoestratigráficas: 
 - Terreno Ocidental: que compreende os domínios tectônicos 
Andrelândia e Juiz de Fora. Onde o compartimento tectônico Juiz de 
Fora ocorre uma intercalação tectônica entre as rochas do 
embasamento pré-cambriano datado de cerca de 1,7 Ga e os 
metassedimentos neoproterozóicos da Megassequência Andrelândia, 
Terrenos Domínios Estruturais Principal Período Colísional
Domínio Andrelândia
Domínio Juiz de Fora
Klippe Paraíba do Sul
Domínio Cambucí
Domínio Costeiro
Domínio Italva
S-SE Terreno Cabo Frio
Colisão III ca. 520 Ma 
(535-510 Ma)
N-NW
Ocidental
Terreno Oriental ou 
Microplaca Serra do 
Mar
Colisão II ca. 580 Ma 
(605-560 Ma)
46 
 
ambos metamorfizados em fácies granulito. Os dois conjuntos 
litológicos exibem forte foliação milonítica e paragêneses13 
metamórficas indicativas de retrogressão (TUPINAMBA et al., 2007). 
 - Paraíba do Sul: o embasamento pré-cambriano datado de cerca de 
1,7 Ga neste compartimento é representado por ortognaisses do 
Complexo Quirino, que se localizam na base de uma megaestrutura 
sinclinorial denominado de Klippe14 ou Compartimento Paraíba do Sul. 
No topo da estrutura, grandes dobras reclinadas, com flancos 
invertidos, intercalam ortognaisses do Complexo Quirino com 
metassedimentos do Grupo Paraíba do Sul. Os gnaisses de grãos 
grossos, mesocráticos a leucocráticos com foliação descontínua 
marcada por aglomerados minerais de hornblenda e com enclaves15 
dioríticos e os gnaisses bandados alongados de dimensões 
decimétricas a métricas são as rochas predominantes desse terreno 
(VALLADARES et al., 2003; Tupinambá et al., 2003 a, b apud 
TUPINAMBA et al., 2007). 
 - Terreno Oriental: foi subdividido em três compartimentos tectônicos, 
Cambuci, Costeiro e Italva, que são ligados ao desenvolvimento de 
arcos magmáticos neoproterozóicos, onde o Domínio Cambuci está 
justaposto tectonicamente ao Domínio Juiz de Fora descrito 
anteriormente. O contato é representado por uma zona de 
cisalhamento de baixo a médio ângulo, fortemente redobrada, que 
compreende uma sucessão metavulcano-sedimentar metamorfizada 
em fácies anfibolito de alto grau a granulito, invadida por diversas 
gerações de rochas granitóides. O Domínio Costeiro do Terreno 
Oriental cavalga o Domínio Juiz de Fora na região serrana do Estado 
do Rio de Janeiro, já a partir de Itaocara também no Estado do Rio de 
Janeiro este domínio passa a cavalgar o Domínio Cambuci. No 
Domínio Costeiro assim como Domínio Cambuci ocorrem sucessões 
metassedimentares em fácies anfibolito de alto grau a granulito, 
 
13
 Paragênese: associação genética de dois ou mais minerais formados sob as mesmas condições 
físico-químicas (SUGUIO, 1998, p. 585). 
14
 Klippe: porção remanescente de uma nappe ou maciço isolado (Fossen, 2012). 
15
 Enclave: corpo litológico com forma e dimensão variadas, englobado por rocha magmática da qual 
difere pelo aspecto composicional e/ou textura (ARAÚJO et al. 2009).47 
 
invadidas por diversas gerações de rochas granitóides. A Klippe ou 
Compartimento Italva estruturalmente representa o compartimento 
superior do Terreno Oriental nas regiões central e noroeste do Estado 
do Rio de Janeiro. Ocorre como uma klippe sinformal sobre o Domínio 
Costeiro, e se estende desde a região de Cantagalo até o sul do 
Estado do Espírito Santo. Na base da klippe encontram-se dioritos, 
gabros e tonalitos do Complexo Rio Negro, e o restante do pacote é 
ocupado por rochas do Grupo Italva. Na região noroeste fluminense, 
próximo a cidade de Italva, seu contato basal está mais próximo ao 
Domínio Cambuci, já que os ortognaisses do Complexo Rio Negro 
afloram em uma faixa muito estreita entre estes dois compartimentos. 
(TUPINAMBA et al., 2007). 
 - Terreno Cabo Frio: é caracterizado pela ocorrência de sucessões 
metassedimentares Búzios e Palmital. A Sucessão Búzios é constituída 
de metassedimentos aluminiosos (sillimanita-cianita-granada-biotita 
gnaisses) com frequentes intercalações de camadas de rochas cálcio-
silicáticas e corpos de anfibolitos. Já a Sucessão Palmital é 
predominantemente constituída por sillimanita-granada-biotita gnaisses 
com intercalações de camadas de rochas cálcio-silicáticas e granada-
quartizitos (SILVA, 2010). 
Em sua estruturação o Cinturão Ribeira apresenta feições internas diversas, 
que são resultados de processos orogênicos brasilianos que envolveram 
metamorfismo e deformações tangenciais seguidas de deformações transcorrentes, 
que geraram feições internas, tais como a xistosidade, bandamento composicional, 
zonas de fraqueza, e foliações que aparecem como grande destaque. Elas 
acompanham o alongamento dos corpos rochosos, que têm geometria de fatias, 
lentes e sigmoides (em forma de "S") justapostos, bem visíveis em escalas micro a 
macroscópicas. Essa geometria foi gerada pela deformação tangencial, esse tipo de 
deformação foi muito ativa, gerando dobras recumbentes16 e falhas de empurrão que 
formam sistemas de cavalgamento marcados por nappes17 empilhadas. No setor 
central, tais feições foram reconhecidas em várias porções com vergências para 
 
16
 Dobra recumbente: dobra na qual a superfície axial tende a horizontalidade (ARAÚJO et al. 2009). 
17
 Nappe: uma grande dobra deitada horizontalmente que sofreu carreamento, por vezes, superiores 
a vários quilômetros (GUERRA e GUERRA, 2008, p. 444) 
48 
 
sudeste nos domínios Curitiba e parte oriental paranaense do domínio Apiaí-São 
Roque. A sobreposição do domínio Paraíba do Sul sobre Juiz de Fora e deste sobre 
o domínio Mantiqueira, configura um sistema de cavalgamento, relacionado com 
Evento Transamazônico (HASUI et al., 1988 apud HASUI et al., 2012 e SOUZA, 
2008). 
Estruturalmente o aspecto de maior destaque no cinturão foi à deformação 
transcorrente, que acompanhou tardiamente os cavalgamentos no final do Ciclo 
Brasiliano. Essa deformação transcorrente deixou o Cinturão Ribeira fortemente 
transfigurado pelas numerosas falhas que formam feixes e configuram sistemas 
transcorrentes (zonas de cisalhamentos) com deslocamentos que podem alcançar 
até centenas de quilômetros. Estes sistemas transcorrentes têm direção NE-SW no 
Paraná, passam para E-NE-W-SW no leste de São Paulo e oeste do Rio de Janeiro 
e infletem para N-S no sudeste de Minas Gerais e norte do Rio de Janeiro. Essa 
inflexão está relacionada com os deslocamentos horários do Sistema Transcorrente 
Paraíba do Sul, conforme a Figura 24, essa estruturação deve ser vista em âmbito 
mais amplo juntamente com as lineações de estiramento (Figura 25), pois elas 
indicam as direções de deslocamento e, juntamente com indicadores de rotação de 
massas, permitem reconhecer a cinemática das zonas de cisalhamento na 
deformação finita (HASUI e OLIVEIRA, 1984; EBERT e HASUI, 1998; HEILBRON et 
al., 2004 apud HASUI et al., 2012; SOUZA, 2008). 
Outra importante feição do Cinturão Ribeira que vale ressaltar, são as 
suturas, onde a mais notável é a de Abre Campo (Figura 26) que separa os 
domínios Juiz de Fora e Mantiqueira continuando para norte até a Bahia. 
Recentemente ela foi caracterizada com base em dados geoquímicos e relacionada 
com um cinturão orogênico do Ciclo Transamazônico e reativada no Ciclo Brasiliano 
(HARALYI e HASUI, 1982; HEILBRON et al., 2004 apud HASUI et al., 2012; SOUZA, 
2008). 
 
49 
 
 
Figura 24 - Os sistemas transcorrentes do Cinturão Ribeira e da porção sul da Província 
Tocantins. 
Fonte: Hasui e Oliveira, 1984); Ebert e Hasui, 1998 (modificado por Souza, 2008). 
 
 
 
 
Figura 25 - Lineações de estiramento na porção adjacente do Cinturão Ribeira relacionadas 
com o Sistema Paraíba do Sul. 
Fonte: Ebert, 2005; Heilbron et al., 2004 apud Hasui, 2010. 
 
50 
 
 
 
Figura 26 - As suturas indicadas pela gravimetria e cinturões granulíticos. Os triângulos 
indicam o sentido de inclinação da sutura, que é oposto ao da vergência. 
Fonte: Hasui, 2008 apud Souza, 2008. 
 
 
 
A evolução do Cinturão Ribeira teve início no Neoarqueano nos ciclos Jequié 
(2,7-2,6 Ga) e Transamazônico (2,2-2,0 Ga) registrada pelas rochas do Complexo 
Santa Catarina do Domínio Luís Alves e do Complexo Serra Negra que parece 
representar pequena extensão dele no Domínio Paranaguá. Seu embasamento fez 
51 
 
parte de uma massa continental nomeada de Supercontinente Colúmbia (Figura 27), 
que passou por um evento de distensão denominado de Tafrogênese18 Estateriana. 
Após o Ciclo Transamazônico o embasamento regional formado pelas unidades 
mais antigas esteve sob condições intraplaca, sujeitando-se a processos distensivos 
que fez que houvesse a fragmentação em vários continentes e evoluindo para 
aberturas oceânicas acolhendo diversos pacotes sedimentares e 
vulcanossedimentares. Com os movimentos de placas, esses oceanos se fecharam 
novamente e houve incidência de processos orogênicos, resultando em 
reaglutinação desses continentes e a formação do Supercontinente Rodínia por volta 
de 1,0 Ga (BRITO NEVES et al., 1995 apud SOUZA ,2008; HASUI et al., 2012). 
 
 
Figura 27 - Parte do Supercontinente Colúmbia em que se insere a América do Sul. 
Fonte: Zhao, 2004 (modificado por Hasui, 2010). 
 
 
 
 
18
 Tafrogênese: (Trafos: fossa): criação de grabens e horsts por falhas de gravidade (normais). 
Tectônica extensional (SALUMUNI, 2013). 
52 
 
A partir do Neoproterozóico até o fim do Cambriano houve retomada dos 
regimes distensivos, que foram possíveis manifestações magmáticas, onde eles 
formaram riftes que evoluíram para ruptura continental, abertura do Oceano 
Adamastor, formação de margens passivas, e acumulação de novos pacotes 
sedimentares e vulcanossedimentares (Itaiacoca, Açungui, incluindo Capiru e Turvo-
Cajati, São Roque e outras menos expressivas). Na convergência das placas, esses 
pacotes foram atingidos por processos de acresção e de orogênicos do Evento 
Brasiliano formando o Supercontinente Gondwana, onde formaram-se arcos 
magmáticos (granitóides sin- a tarditectônicos, Três Córregos, Cunhaporanga e 
Agudos Grandes, em 630-600 Ma). Ocorreu também o metamorfismo de baixo a alto 
grau, podendo mostrar migmatização e até anatexia19, deformação por tectônica 
tangencial e forte tectônica transcorrente (Sistema Transcorrente Paraíba do Sul). Já 
na etapa final, incidiram intrusões predominantemente granitóides pós-tectônicos e 
deposição de sedimentos classificados como tardi-tectônicos a pós-tectônicos, 
interpretadas como de bacias de tipos transtensivos20, distensivos e de antepaís21 
(Bacia de Itajaí), podendo ter rochas ígneas félsicas e máficas associadas.