As Faixas Rio Preto e Riacho do Pontal - Livro cráton São Francisco

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As Faixas Rio Preto e Riacho do Pontal 
Juntas, as faixas Rio Preto e Riacho do Pontal formam um sistema orogênico de 600 km de extensão, desenvolvido ao 
longo das margens noroeste e norte do cráton do São Francisco, durante a orogenia neoproterozóica Brasiliana. 
Envolvendo a Formação Formosa Paleoproterozóica (~1.9 Ga) (xisto, quartzito, xisto e anfibolito) e a Formação 
Canabravinha Neoproterozóica (900–600 Ma) (metadiamictitos, metawacke, metaturbidita), a faixa Rio Preto, exposta 
nos estados da Bahia e Piauí, faz fronteira com o cráton a noroeste. A deformação neoproterozóica entre 600 e 540 
Ma originou uma cunha complexa, assimétrica e de dupla vergência, cujo ramo sul propagou-se por mais de 100 km 
no interior do cráton em forma de uma frente de deformação thin-skinned. A faixa Rio Preto provavelmente 
representa um hemi-graben neoproterozóico invertido desenvolvido ao longo da margem norte do cráton. O cinturão 
Riacho do Pontal ocupa a margem norte do cráton. Sua zona externa é formada por um sistema de nappe thin-skinned 
e vergência para sul, destacado ao longo do contato de cobertura do embasamento. Idades de intrusões graníticas 
sincronizadas com colisões tardias sugerem que a principal fase de deformação na faixa Riacho do Pontal ocorreu 
entre 667 e 555 Ma. A Formação Barra Bonita (quartzito, xisto e mármore), um correlato do Grupo Una no interior do 
cráton (aulacógeno Paramirim), representa uma unidade plataformal, depositada na margem passiva do norte de São 
Francisco. Os metabasaltos de Monte Orebe, expostos mais ao norte no setor central do cinturão, podem representar 
crosta oceânica neoproterozóica remanescente. 
 
1. Introdução: 
Os cinturões Rio Preto e Riacho do Pontal formam juntos um sistema orogênico de 600 km de extensão, 
desenvolvido ao longo das margens norte e noroeste do Cráton do São Francisco (Fig. 12.1). No contexto dos cinturões 
que envolvem o cráton e os sistemas Brasilianos em geral, o Rio Preto e o Riacho do Pontal representam as zonas 
orogênicas menos estudadas. 
Neste capítulo, apresentamos uma síntese sobre o estado-da-arte da compreensão geológica de cada um desses 
cinturões de dobra, explorando as relações estratigráficas e estruturais entre elas e a área cratônica adjacente (Tabela 
12.1). Para estabelecer ligações ao domínio cratônico adjacente, as descrições fornecidas aqui focam principalmente 
as zonas externas de cada faixa, em vez de seus setores internos. 
 
2. Faixa Rio Preto 
2.1 Estratigrafia 
2.1.1 Unidades do embasamento 
O embasamento (Figs. 12.2 e 12.3), exposto nas porções norte e mais interna da cintura, é 
representado pelo Complexo Cristalândia do Piauí (Arcanjo e Braz Filho 1994), composto de ortognaisses 
de biotita e hornblenda com intercalações anfibolíticas. A estrutura regional dominante é uma foliação 
gnáissica de mergulho para sudeste, que transpõe estruturas mais antigas e se assemelha ao plano axial 
das dobras isoclinais. Dados geocronológicos disponíveis sugerem cristalização ou metamorfismo em 
torno de 2,1 Ga (isócrona de rocha total Rb-Sr). As determinações geocronológicas de K-Ar em cristais de 
biotita produziram idades em torno de 540 Ma (Egydio-Silva 1987). Recente publicação de idades do 
modelo Sm-Nd (TDM) entre cerca de 2,8 e 2,6 Ga sugerem que uma crosta arqueana é o principal 
componente deste segmento do embasamento (Caxito 2010; Caxito et al. 2014a). Em conjunto, os dados 
sugerem a impressão de um evento tectono-metamórfico Riaciano sobre uma crosta continental 
Arqueana, seguida da reposição da contagem K-Ar durante a orogenia Brasiliana. 
A Formação Formosa (Figs. 12.2 e 12.4) corresponde ao Grupo Rio Preto de Egydio-Silva et al. (1989), 
conforme redefinido por Caxito et al. (2012a). Esta unidade surge na porção norte do cinturão, ao longo 
do vale do rio Preto, estendendo-se por aproximadamente 20 km em direção ao norte, atingindo a região 
da fronteira entre os estados da Bahia e Piauí (Figs. 12.2 e 12.3). É composto de muscovita xistos, muitas 
vezes ricos em granadas, com camadas de quartzito micáceo, areia metarritmica, ferro-manganês 
metacherte (a camada guia da unidade), clorita-actinolita-epídoto xisto (xisto verde) e, localmente, orto-
anfibolito intercalado. Estes últimos estão particularmente bem expostos na fazenda Angico, a oeste da 
cidade de Formosa do Rio Preto, onde uma camada de orto-anfibolito de 200 m de espessura está 
concordantemente intercalada com o mica xisto da Formação Formosa. Caxito (2010) e Caxito et al. (2015) 
realizaram um estudo petrográfico, geoquímico, isotópico e geocronológico sobre esses anfibolitos e os 
interpretaram como gabros toleíticos metamorfisados sob condições de fácies epidoto-anfibolito (em 
torno de 500 ° C e 2-5 kbar). Padrões de elementos terras raras normalizadas por condrítos (ETR) e ligeiro 
enriquecimento de ETR leve em comparação com ETR pesado (LaN / YbN: 1,35–2,97; Eu / Eu*: 0,94–1,14), 
anomalias negativas de Nb e positivas de Sr, bem como a alta relação LIL / HFS sugere um híbrido de 
ambientes de mid-ocean ridge e arco de ilhas, provavelmente refletindo um cenário de back-arc (Caxito 
2010; Caxito et al. 2015). Análises de U-Pb de cristais de zircão magmático (Th / U: 0,11–1,56) produziram 
uma idade precisa de 1958,3 ± 16 Ma, com ɛNd (1,96) variando de valores ligeiramente negativos a positivos 
(-0,3 a +1,0), sugerindo mistura variável de uma fonte de manto empobrecido e crosta continental mais 
antiga (Caxito et al. 2015). 
 
 
Estudos sobre o registro de zircão detrítico indicam uma proveniência sedimentar relativamente 
monótona para a Formação Formosa, com distribuição bimodal de idades U-Pb de zircão detrítico entre 
1,9-2,2 e 2,5-2,6 Ga. As idades do modelo TDM entre 1,9 e 2,6 Ga corroboram os dados de procedência ( 
Caxito 2010; Caxito et al., 2014a), indicando que a assembleia do embasamento do Complexo Cristalândia 
do Piauí foi a principal fonte da Formação Formosa. A ausência de zircões mesoproterozóicos e 
neoproterozóicos e a intercalação de rochas máficas paleoproterozóicas sugerem que pelo menos parte 
da Formação Formosa foi depositada durante o Paleoproterozóico (~ 1,96 Ga atrás), provavelmente em 
uma bacia relacionada a um arco magmático. 
 
A Formação Formosa é empurrada para o norte sobre os gnaisses do Complexo Cristalândia do Piauí. 
O contato do Sul com a Formação Canabravinha é feito por uma zona de cisalhamento reversa-dextral 
(Zona de Cisalhamento da Malhadinha-Rio Preto, Gonçalves Dias e Mendes 2008; Caxito et al. 2014b). A 
Formação Formosa é empurrada para cima dos quartzitos do Grupo Santo Onofre, ao longo da serra do 
Boqueirão, a leste (Egydio-Silva, 1987) (Figs. 12.2 e 12.3). A principal estrutura regional neoproterozóica 
que afeta esta unidade é uma clivagem de crenulação neoproterozóica (S2). Rochas exibindo essa clivagem 
produziram idades de K-Ar de muscovita entre 600 e 540 Ma (Egydio-Silva 1987). 
 
2.1.2 Unidades Neoproterozoicas 
Formação Canabravinha 
A Formação Canabravinha (Figs. 12.2 e 12.5) ocorre na porção sul do cinturão de Rio Preto, 
estendendo-se da vila de Cariparé em direção ao norte por quase 40 km. É composta por quartzitos e 
metawakes texturalmente e mineralogicamente imaturos (Fig. 12.6a), filito (localmente carbonáceo), 
metarritmito de areia e pelito, metadiamictito (Fig. 12.6b) e, localmente, metamarga (Fig. 12.5). Os 
quartzitos e metawackes apresentam variedades líticas, feldspáticas, ricas em carbonato e variedades 
micáceas. As variedades conglomeráticas apresentam estratificações (Fig. 12.6a), plano-paralelo ou 
cruzada, apresentando localmente climbing ripples. As mudanças de fácies verticais e laterais observadas 
na formação caracterizam uma transição de rochas grosseiras, no sul (metadiamictito,metawackes), para 
fácies de granulação média e fina, no norte (metaritmito, filito). Caxito et al. (2012a) interpretam a 
deposição da Formação Canabravinha como ocorrendo em um ambiente marinho, de declive-apron, rico 
em cascalho. 
O espectro de idades U-Pb dos zircões detríticos da Formação Canabravinha difere da Formação 
Formosa, estendendo-se de 3.000 a 900 Ma. Os isótopos de Nd também indicam uma variedade maior 
de fontes, com idades do modelo TDM entre 1,5 e 2,7 Ga (Caxito 2010; Caxito et al. 2014a). 
Caxito et al. (2012b) analisaram a composição isotópica de doze clastos carbonatados da Formação 
Canabravinha, os quais forneceram valores δ13C de −4,5 a 0 ‰, e valores de 𝛿18O de uma faixa mais 
limitada, entre −13,1 e −10,6 ‰. Estes resultados sugerem a erosão de uma plataforma carbonatada pré-
glacial, pelo fato de que plataformas carbonáticas pré-glaciais são geralmente caracterizadas por 
anomalias negativas de δ13C, como as anomalias Islay (~750 Ma) e Trezona (~635 Ma) documentadas em 
todo o mundo ( Halverson et al., 2010). Nenhuma evidência direta de influência glacial sobre a deposição 
da Formação Canabravinha, como pedras de queda e clastos estriados, foi encontrada. Da mesma forma, 
uma unidade de carbonato de topo nunca foi descrita na faixa dobrada de Rio Preto. No entanto, os 
períodos glaciais favorecem o desenvolvimento de sistemas submarinos de declive-plataforma, bem 
como a redução associada do nível do mar, causando exposição e erosão da plataforma continental. 
Assim, a Formação Canabravinha poderia representar a re-sedimentação gravitacional submarina de 
sedimentos glacialmente relacionados. 
A Formação Canabravinha é caracterizada por metamorfismo de baixo a médio grau e evolução 
estrutural complexa relacionada à orogenia Brasiliana, como indicado por idades K-Ar em moscovita por 
volta de 590 Ma (Egydio-Silva 1987). Os estratos de Canabravinha são empurrados para o sul no topo da 
Formação Serra da Mamona do Grupo Bambuí, ao longo da zona de cisalhamento Cariparé e justapostos 
à Formação Formosa por uma zona de cisalhamento reverso-dextral (Zona de Cisalhamento Malhadinha-
Rio Preto). Com base em dados gravimétricos, Egydio-Silva (1987) estima uma espessura de quase 7500 
m para a Formação Canabravinha. No entanto, esta estimativa deve ser cuidadosamente interpretada, 
devido à alta deformação dúctil acomodada nestas rochas, que são dobradas isoclinalmente na porção 
central da faixa de dobramentos. 
 
 
Grupo Bambuí 
 Egydio-Silva et al. (1989) subdividiram o Grupo Bambuí, no oeste da Bahia, em três formações, 
incluindo desde a base até o topo as formações de São Desidério, Serra da Mamona e Riachão das Neves. 
Embora este autor tenha considerado a Formação Canabravinha descrita anteriormente como a unidade 
basal do Grupo Bambuí, Caxito et al. (2012a) sugere que deve ser melhor tratado como uma unidade 
separada. 
A Formação São Desidério é composta por calcários cinza-escuro com intercalações de margas e 
siltitos, com espessura estimada de 450 m (Egydio-Silva et al. 1989). O contato basal não é observado. Os 
carbonatos de São Desidério são potenciais correlativos da Formação Sete Lagoas que, de forma 
inconformada, cobrem os gnaisses de embasamento na bacia intracratônica do São Francisco (ver Reis et 
al. 2017), sugeridos pelo aumento dos valores 𝛿13C exibidos por ambas as unidades (Sial et al. 2010). O 
contato superior da formação é caracterizado por um aumento progressivo da proporção de material 
clástico nos carbonatos, que se classificam nos metamargas e ardósias carbonatadas da Formação Serra 
da Mamona. 
A Formação Serra da Mamona é marcada pela intercalação de camadas de carbonato e pelito, afetadas 
por um metamorfismo incipiente de baixo grau. Sua espessura é estimada em 3.000 m (Egydio-Silva et al. 
1989), valor que deve ser considerado com cuidado, para a unidade deformada intensamente. 
No topo da Formação Serra da Mamona, os litotipos da Formação Riachão dos Neves mostram um 
aumento gradativo no tamanho dos grãos e uma grande quantidade de fragmentos feldspáticos e líticos, 
caracterizando meta-arcosio e metagraywackes. Essa formação, com uma espessura estimada de 4.000 
m, pode ser correlacionada à Formação Três Marias (Egydio-Silva et al. 1989), exposta na bacia central do 
São Francisco (ver Reis et al. 2017). 
2.2 Estrutural 
No noroeste do Estado da Bahia, o corte transversal S-N, ao longo da rota BR-135 entre São Desidério e 
Cristalândia do Piauí, destaca um exemplo da transição entre os domínios do cinturão cratônico e orogênico 
(Fig. 12.3). A camada plana indeformada do estrato do Grupo Bambuí, no domínio cratônico, torna-se 
progressivamente afetada por dobras flexurais e concêntricas associadas à clivagem disjuntiva do plano axial 
no domínio pericratônico entre os municípios de Barreiras e Riachão das Neves (Fig. 12.6c). Nas proximidades 
de Cariparé, as dobras tornam-se progressivamente mais estreitas, tornando-se dobras similares (ou de 
cisalhamento) e isoclinais. Nesta região, o histórico de deformações registrado pelas rochas neoproterozóicas 
é bastante complexo e ocorreu em três fases distintas (Egydio-Silva 1987; Caxito 2010; Caxito et al. 2014b). 
A arquitetura geral do cinturão do Rio Preto é caracterizada por uma dupla cunha de cavalgamento, na 
qual a parte sul e mais ampla exibe uma clara convergência para o cráton São Francisco, enquanto o norte e 
estreito apresenta vergência para o norte, como exemplificado pelo baixo ângulo de cavalgamento da 
Formação Formosa sobre os gnaisses de Cristalândia do Piauí (Fig. 12.3) (Egydio-Silva 1987; Caxito et al. 
2014b). 
 Como demonstrado pelas determinações de idade de K-Ar realizadas por Egydio-Silva (1987), o 
desenvolvimento do cinturão Rio Preto provavelmente resulta de uma evolução polifásica relacionada 
exclusivamente à orogenia brasiliana (600-540 Ma). A principal foliação deformacional reconhecida nas rochas 
de cinturão Rio Preto (S2) corresponde à clivagem do plano axial documentada no Grupo Bambuí exposto no 
interior do cráton. 
Apenas uma fase deformacional, marcada por dobras de vergência SSE, pode ser reconhecida no domínio 
de cobertura cratônica entre os municípios de Cariparé e São Desidério. Uma clivagem ardosiana plano axial 
preferencialmente orientada a N60-70E / 50oNW está associada a essas dobras (Fig. 12.6d), que exibem 
membros curtos quase verticais e mergulhos rasos em direção a NE ou SW. Falhas reversas, vertentes para 
sul, podem inverter localmente a estratigrafia dentro da cobertura cratônica. As dobras tornam-se 
progressivamente simétricas mais ao sul, mas ainda mostrando uma fraca vergência para sul próxima a São 
Desidério (Fig. 12.6c). Ao sul desta cidade, os estratos do Bambuí são indeformados e as camadas estão 
deitadas. A deformação no domínio cratônico é tipicamente thin-skinned e associada a um descolamento 
regional localizado ao longo do contato de cobertura do embasamento. Egydio-Silva (1987) estima um 
encurtamento de cerca de 15-20% para este domínio. A zona de cisalhamento de Cariparé, marcando a 
fronteira entre o cráton e a faixa de dobramento, é uma zona de falha de direção NE, ao longo da qual a 
Formação Canabravinha é empurrada para SE no topo da Formação Serra da Mamona. 
Três fases principais de deformação podem ser reconhecidas na faixa de dobramento de Rio Preto (Egydio-
Silva 1987; Caxito 2010; Caxito et al. 2014b): 
• A fase D1 gerou uma foliação S1 penetrativa, que é em geral paralela ao acamamento sedimentar (S0). O 
significado tectônico dessa fase é obscuro devido à transposição intensiva nas fases subsequentes. 
 • A fase D2 é a principal fase de deformação, responsável pelo desenvolvimento da estrutura de dupla 
vergência em grandeescala do cinturão. Dobras suaves e concêntricas que afetam o Grupo Bambuí na zona 
externa se graduam progressivamente em dobras isoclínicas apertadas nas porções internas da faixa de 
dobramento. Esta fase também gerou as grandes zonas de cisalhamento dúctil/rúptil, dentre elas as falhas 
Cariparé e Malhadinha/Rio Preto (Fig. 12.3). 
• Fase D3 gerou dobras suaves a abertas associadas a uma clivagem de crenulação (S3) com mergulho para 
sul, gerada no decorrer de uma compressão final de vergência para hinterland. 
 
Caxito (2010) e Caxito et al. (2014c) propuseram que a dupla cunha de cavalgamento que domina o 
quadro estrutural do cinturão Rio Preto foi produzida pela convergência oblíqua entre o cráton São Francisco, 
no sul, e o bloco Cristalândia do Piauí, no norte. Essa convergência gerou cavalgamentos frontais seguidos de 
back-thrusts. A continuação do processo levou a uma modificação global transicional lateral direita do 
sistema, gerando a proeminente zona de cisalhamento Malhadinha-Rio Preto na porção central da faixa (Fig. 
12.3). 
 
3. A transição entre a Faixa Rio Preto e Riacho do Pontal 
Ocorrências esparsas de rochas supracrustais (principalmente mica xistos) marcam a zona de transição entre os 
cinturões Rio Preto e Riacho do Pontal, localizados entre a serra do Boqueirão e a cidade de Campo Alegre de Lourdes, 
na Bahia (Fig. 12.1). Nessa região, as unidades supracrustais são fortemente deformadas e cortadas por um sistema 
de cavalgamento curvo e de vergência para SSE (Arcanjo e Braz Filho 1999), de maneira semelhante ao sul da bacia de 
Irecê, onde a cobertura cratônica Neoprotezoica também foi transportada para o sul ao longo de um sistema de 
cavalgamentos arqueados (Fig. 12.1) (Danderfer Filho et al. 1993; Arcanjo e Braz Filho, 1999). As faixas de Boqueirão 
e Estreito, embasadas por quartzitos do Grupo Santo Onofre (Egydio-Silva, 1987), poderiam ter atuado como rampa 
lateral ligada aos impulsos curvos do cavalgamento com vergência SSE. O limite do cráton apresenta uma geometria 
complexa e irregular na visão de mapa nesta região, que ainda não é coberta com mapeamento geológico detalhado. 
4. Faixa Riacho do Pontal 
O Cinturão Riacho do Pontal (Brito Neves, 1975; Caxito, 2013) limita o cráton São Francisco ao norte nos estados 
da Bahia, Pernambuco e Piauí (Figs. 12.1 e 12.7) e é delimitado ao norte pelo ramo oeste do lineamento Pernambuco, 
uma zona de cisalhamento strike-slip destral em escala continental. No setor oriental, a faixa classifica-se 
descontinuamente na faixa Sergipana (Oliveira et al. 2017); no setor noroeste, é coberto pela estratigrafia fanerozóica 
da bacia do Parnaíba (Fig. 12.1). 
O conceito original do Riacho do Pontal como cinturão orogênico brasileiro foi desafiado nos anos 80 por alguns 
autores, que interpretaram a deformação e o metamorfismo na região como uma manifestação do evento 
Paleoproterozóico Transamazônico (Jardim de Sá e Hackspacher 1980). Os primeiros dados geocronológicos Rb-Sr de 
rocha dos plutons sin-collisional a tardios realizados nos anos 90 renderam idades em torno de 555 Ma (Jardim de Sá 
et al. 1992, 1996), confirmando assim a hipótese original de Brito-Neves (1975). 
 O cinturão do Riacho do Pontal é subdividido em três setores: interno, central e externo (Oliveira 1998; Caxito 
2013; Caxito e Uhlein 2013; Caxito et al. 2016) (Fig. 12.8). 
 
 
4.1 Estratigrafia 
4.1.1 Embasamento 
O embasamento do cinturão na área da barragem de Sobradinho (Fig. 12.7) é representado pelo bloco 
Gavião/Sobradinho do Cráton do São Francisco (Barbosa e Sabaté 2004; Dantas et al. 2010; Teixeira et al. 
2017; Barbosa et al. 2017). Os ortognaisses TTG com bandas tonalíticas, granodioríticas e leucograníticas 
predominam na região. Sequências supracrustais, compostas principalmente por rochas quartzíticas e 
calciossilicáticas, bem como plutons graníticos e diques anfibolíticos também são importantes localmente 
(Santos e Silva Filho, 1990; Figueirôa e Silva Filho, 1990). Dados geocronológicos disponíveis sugerem 
idades Arqueanas, com importante retrabalhamento orogênico Paleoproterozóico (2.2-2.0 Ga para estas 
assembleias (Santos e Silva Filho, 1990; Figueirôa e Silva Filho, 1990; Barbosa e Dominguez, 1996; Barbosa 
e Sabaté, 2004; Dantas et al., 2010). Idades Paleoarqueanas de até 3,5 Ga foram recentemente 
encontrados em xenólitos gabro-dioríticos em rochas TTG por Dantas et al. (2010), sugerindo que algumas 
das rochas mais antigas da América do Sul estão presentes nesta região. 
Na porção central do cinturão, perto da cidade de Afrânio, em Pernambuco, o embasamento aflora 
como faixas tectônicas intercaladas em rochas supracrustais (Complexo Morro do Estreito; Gava et al., 
1983; Kosin et al., 2004). 
4.1.2 Assembleia litológica da Zona Interna 
A zona interna do cinturão do Riacho do Pontal (Figs. 12.7 e 12.8) envolve sequências 
vulcanossedimentares (complexos Paulistana, Santa Filomena e Morro Branco), intrudidas por grande 
volume de rochas ígneas, incluindo os complexos máfico-ultramáficos do Brejo Seco e São Francisco de 
Assis (Gomes e Vasconcelos 1991; Angelim e Kosin 2001; Caxito 2013; Caxito e Uhlein 2013; Gava et al. 
1983; Angelim e Kosin 2001; Salgado et al. 2016), bem como os augen-gneisses da Suíte Afeição (Angelim 
1988; Caxito et al. 2014c). Essas unidades são metamorfizadas sob condições das fácies xisto verde 
superior a anfibolito inferior e são intensamente deformadas. 
O Complexo Paulistana é composto de granada mica xistos e moscovitas quartzitos com intercalações 
de xistos verdes (metabasaltos) e anfibolitos (metagabros), contendo lentes ultramáficas. As rochas 
metamáficas apresentam alto teor de Ti, alto Th/Yb e Nb/Yb e são enriquecidas com LREE e LILE, 
semelhantes a basaltos extrusivos em riftes continentais evoluídos ou margens continentais hiper-
estendidas (por exemplo, margens do Rift do Mar Vermelho). A idade U-Pb de 882,8 ± 4,4 Ma restringe a 
idade de cristalização de seus protólitos magmáticos (Caxito 2013; Caxito et al. 2016). O valor positivo de 
ɛNd(882 ma) em torno de +4,0 indica o envolvimento de uma fonte de manto juvenil em sua geração (Caxito 
2013; Caxito et al. 2016). 
O Complexo de Santa Filomena compreende xistos de muscovita grossa, biotita, granada, cianita, 
estaurolita, cordierita e sillimanita, com intercalações locais de mármores calcíticos. 
O Complexo Morro Branco (Caxito 2013; Caxito e Uhlein 2013) consiste em quartzo mica xisto de grão 
fino e filito, metachert, quartzito, metabasaltos, metavulcânicas intermediárias a ácidas, metatufos 
básicos a félsicos, bem como grafita-xisto subordinado. As metavulcânicas intermediárias a ácidas 
compreendem riodacito, dacito, riolito e cristal de tufos. Os metabasaltos preservam localmente 
estruturas amigdaloidal, sugerindo erupção em um ambiente raso e de baixa pressão. Não há dados 
geocronológicos disponíveis para o Complexo Morro Branco. 
Angelim e Kosin (2001) postularam que os complexos vulcanosedimentares acima mencionados são 
mais antigos que os intrusivos 1000-960 Ma Afeição Augen Gneisses (Jardim de Sá et al.1988,1992; 
VanSchmusetal.1995; Caxitoetal.2014c). Caxito et al (2014c) apresentaram um estudo petrográfico 
sistemático, litogeoquímico, geocronológico e isotópico sobre as rochas plutônicas da Suíte Afeição, 
sugerindo que elas representam a borda mais a sudoeste do arco magmático Tonian Cariris Velhos da 
Zona Transversal da Província Borborema adjacente (Kozuch 2003; Santos et al., 2010). As idades de U-
Pb de zircão de 1000 a 960 Ma, ɛNd (t) entre -1,0 e +3,1 e os modelos TDM de 1,2 a 1,5 Ga corroboram 
essa correlação (Van Schmus et al., 1995; Caxito et al., 2014c). No entanto, pelo menos o Complexo 
Paulistana parece ser mais jovem do que a SuíteAfeição, como indica a já mencionada a idade do 
metagabro por U-Pb. O Complexo Morro Branco e parte do Complexo de Santa Filomena podem, por 
outro lado, ser mais antigo que a Suíte Afeição e provavelmente representar sequências 
vulcanossedimentares relacionadas ao evento Cariris Velhos, hipótese que exige mais testes. 
O Complexo máfico-ultramáfico Brejo Seco é uma intrusão de aproximadamente 10 km de extensão, 
tectonicamente intercalada dentro da sequência vulcanossedimentar de Morro Branco (Fig. 12.7). É 
composto por uma fina unidade basal (gabros e troctolitos), seguido por dunito serpentinizado, troctolita 
em camadas, olivina gabro, gabro em camadas, leucogabro, anortosito, ilmenita gabro e ilmenita-
magnetita. Todo o complexo, com uma espessura máxima de cerca de 3 km, é invertido tectonicamente, 
com as unidades ultramâficas (no norte) situadas no topo das unidades máficas (no sul). Os diques 
básicos, representados por diabásio com estrutura amigdaloidal, cortam os gabros da camada superior. 
Ambos os contatos do norte e do sul são marcados por zonas de cisalhamento reverso com direção EW. 
Dados geoquímicos preliminares apontam para uma afinidade geoquímica toleítica para as rochas 
plutônicas do Complexo Brejo Seco, que foi então sugerido como sendo característico de rochas de arco 
de ilha (Marimon 1990). No entanto, um estudo sistemático sobre a evolução petrogenética e litoquímica 
do Complexo Brejo Seco (Salgado 2014) sugere que ele representa uma clássica camada de intrusão 
máfica-ultramáfica colocada em um cenário de rifte continental há cerca de 900 Ma (Salgado et al. 2016). 
Uma cobertura laterítica espessa contendo depósitos de níquel se desenvolveu acima da assembleia 
ultramáfica (Santos, 1984). Aproximadamente 40 km a nordeste das exposições máficas-ultramáficas 
Brejo Seco (Fig. 12.7), afloramentos esparsos de rochas máficas e ultramáficas podem ser encontrados. A 
região é altamente intemperizada e os afloramentos raros que podem ser encontrados são de gabro e 
serpentinito grosseiros. Se admitirmos uma correlação dos complexos São Francisco de Assis e Brejo Seco, 
então a zona de influência do magmatismo máfico-ultrmáfico na porção oeste da faixa do Riacho do 
Pontal se estenderia até 60 km na direção NE-SW. 
4.1.3 Assembleia litológica da Zona Central 
A zona central do cinturão Riacho do Pontal é caracterizada por uma estrutura sinforme de 100 km de 
comprimento, conhecida como sinforme de Monte Orebe (Kreysing et al. 1973; Angelim 1988; Moraes 
1992), que se estende da cidade de Afrânio, no estado de Pernambuco a Paulistana, no estado do Piauí 
(Figs. 12.7 e 12.8). Além disso, a zona central é caracterizada por uma anomalia Bouguer linear positiva-
negativa pareada típica para as zonas de sutura (GibbandThomas, 1976), que apresenta uma diferença de 
cerca de 50 mgal de pico-a-pico (Oliveira, 1998). 
A unidade dominante na zona central, o Complexo Monte Orebe, é composta principalmente de 
metavulcânicas básicas (actinolita xistos, anfibolitos e metatufos), intercaladas com rochas 
metassedimentares pelágicas de ambiente marinho profundo, principalmente metachert (localmente rica 
em ferro) e granada-mica xisto, com metagreywacke local e quartzo-xisto. Localmente, estruturas 
vesiculares milimétricas podem ser encontradas em metabasaltos maciços (Fig. 12.9c). Os orto-anfibolitos 
de grão médio a grosso também são comuns e geralmente concordantes com os actinolita-plagioclásio 
xisto verde. 
Dados litogeoquímicos preliminares de elementos traços maiores e selecionados sugerem uma 
afiliação toleiítica do tipo MORB para os protólitos ígneos do Complexo de Monte Orebe (Moraes, 1992). 
Caxito et al. (2014d) apresentam novos dados de isótopos litogeoquímicos e Sm-Nd nos metabasaltos. 
Dados de elementos traços e terras raras confirmam uma química T-MORB, e os dados do isótopo Sm-Nd 
produzem uma idade isocrônica de rocha total de 819 ± 120 Ma com um ɛNd (t) = +4.4 inicial, indicando 
derivação de uma fonte de manto depletada. O Complexo de Monte Orebe poderia, assim, conter restos 
de crosta oceânica, marcando assim uma zona de sutura dentro da porção central do cinturão (Caxito et 
al. 2014d, 2016). 
 
4.1.4 Assembleia litológica da Zona Externa 
A zona externa do cinturão Riacho do Pontal compreende o Grupo Casa Nova (Santos e Silva, 1990; 
Figueirôa e Silva Filho, 1990; Bizzi et al., 2007) subdividido em duas unidades: as formações de Barra Bonita 
e Mandacaru. 
A Formação Barra Bonita, composta principalmente de rochas metapelíticas de granulação fina e 
moscovita quartzito (Fig. 12.9a) com lentes de mármore (Fig. 12.9b), é interpretada como depositada em 
um ambiente marinho raso, plataformal (Santos e Silva Filho, 1990; Caxito 2013; Caxito et al. 2016). 
Predominam mica cinza granulada xisto e filito de grão fino a médio, com quartzo, biotita, moscovita, 
porfiroblastos de granada e grãos menores de feldspato detrítico são a fase mineral principal. Os 
quartzitos são geralmente esbranquiçados e xistosos, com moscovita e grãos menores de feldspato 
detrítico. Ocorrem principalmente perto da base da formação de Barra Bonita, em contato com os 
migmatitos e gnaisses do embasamento. As lentes de mármore podem atingir espessuras de até 200 m, 
preservando localmente estruturas sedimentares originais (Fig. 12.7). 
A Formação Mandacaru é composta principalmente por granada mica xisto com intercalações 
centimétricas de metagraywacke com feldspato detrítico, quartzo, moscovita, granada e clorita. Com base 
na composição e nos dados geoquímicos preliminares, uma sedimentação turbidítica profunda e sin-
orogênica é inferida para a Formação Mandacaru (Santos e Silva Filho, 1990). 
Os estudos de proveniência sedimentar em andamento sugerem que a Formação Barra Bonita 
representa a continuação da margem passiva do norte do cráton São Francisco, com espectros de idade 
de zircão detrítico de 1,6-2,1 Ga e valores de TDM entre 2,4 e 1,5 Ga (Caxito2013; Caxitoetal.2016). Esses 
padrões são muito semelhantes aos do Grupo Una do aulacógeno Paramirim (região da Chapada 
Diamantina) (Santos et al. 2012), e pode refletir fontes do embasamento do cráton São Francisco, 
juntamente com as unidades Vulcanossedimentares Proterozóicas do aulacógeno Paramirim. Dados de 
𝛿13C e 87Sr/86Sr cerca de 0.7074-0.7080 para as intercalações de mármores dentro da Formação Barra 
Bonita (Caxito 2013; Caxito et al.2016) também são muito semelhantes aos da Formação Salitre do Grupo 
Una (Misi e Veizer 1998), sugerindo uma ampla plataforma carbonática neoproterozóica nessa área. 
A Formação Mandacaru, por outro lado, apresenta padrões de proveniência bastante distintos, com 
idades do modelo TDM em torno de 1,6-1,4 Ga (Van Schmus et al. 2011; Caxito 2013; Caxito et al. 2016). 
Os dados de U-Pb para zircão detrítico da Formação Mandacaru e para a porção superior do Complexo 
Monte Orebe indicam um pico a 1,0 Ga, com os zircões detríticos mais jovens em torno de 640-665 Ma 
(Caxito 2013; Brito Neves et al. 2015; Caxito et al. 2016). Esses dados sugerem assembleias da zona interna 
da faixa, incluindo augen-gnaisses da Suíte Afeição e os granitos do estágio I Brasiliano da Província 
Borborema (Van Schmus et al. 2011), como fonte dessas unidades. Assim, uma importante mudança na 
proveniência sedimentar é marcada pela transição da Formação Barra Bonita (margem passiva com 
proveniência do cráton) para a Formação Mandacaru (sedimentação sin-orogênica com proveniência da 
zona interna) (Caxito 2013; Caxito et al. 2016). 
4.1.5 Granitóides Neoproterozoicos 
O cinturão Riacho do Pontal contém um grande número de plutons de granitoides neoproterozóicos 
dispostos das etapas de desenvolvimento sin- a pós-colisional (Fig. 12.7). 
O magmatismo sin-colisionalé representado por corpos tabulares de ortognaisses mesocráticos de 
duas micas de grão fino a médio (Suíte Rajada; Siqueira Filho 1967; Santos e Caldasso 1978; Gomes e 
Vasconcelos 1991). Com base nas características geoquímicas dos ortognaisses sin-colisional da Suíte 
Rajada, Angelim (1988) sugeriu sua geração por meio de fusão dos metagreywackes Casa Nova, devido ao 
aquecimento produzido pelo espessamento da crosta durante a principal fase de deformação registrada 
na faixa. Dados preliminares de U-Pb no zircão indicam idades de cristalização entre 620 e 575 Ma (Caxito 
2013; Brito Neves et al. 2015; Caxito et al. 2016). 
A Suíte Serra da Esperança representa o magmatismo sin a tarde-colisional, e compreende cianitos 
cinzas a rosados, quartzo-sienitos e granitos associados, bem como diques pegmatíticos e de ciano-
granito, que intrudem os metassedimentos Casa Nova na área na Barragem de Sobradinho (Pla Cid et al. 
2000) (Fig. 12.7). Uma idade isocrônica de rocha total Rb-Sr de 555 ± 10 Ma (Ri = 0,7068 ± 1) relatada por 
Jardim de Sá et al. (1996) é a melhor estimativa disponível para posicionamento e deformação da Suíte 
Serra da Esperança. 
A última expressão da atividade magmática no cinturão Riacho do Pontal é representada pelo 
magmatismo tarde a pós-colisional na Suíte Serra da Aldeia/Caboclo. Esta unidade ocorre como plutons 
circulares a ovais, concentrados na parte noroeste do cinturão (Gava et al. 1984). É composto de sienitos 
médio a grosseiro, de coloração cinza a rosa, e K-feldspato granito, localmente afetado por zonas de 
cisalhamento em estágio tardio. Um número limitado de análises químicas realizadas nesta unidade indica 
uma afinidade alcalina, com termos peralcalinos/ shoshoníticos/potássicos (Gava et al., 1984; Pla Cid et 
al., 2000). 
4.2 Estrutural 
A deformação brasiliana ocorreu em duas fases principais na faixa do Riacho do Pontal: as fases 
contracional Dn e strike-slip Dn+1 (Gomes, 1990; Gomes e Vasconcelos, 1991; Caxito, 2013; Caxito e Uhlein, 
2013). 
A fase Dn corresponde a uma deformação regional progressiva, assistida por magmatismo e 
metamorfismo, durante a qual um sistema de nappes foi transportado para o sul ao longo de superfícies de 
descolamento de baixo ângulo. A zona de cavalgamento frontal deste sistema é marcada por blastomilonitos 
exibindo uma variedade de indicadores cinemáticos ( Fig. 12.8c). A fase Dn levou à nucleação de três gerações 
de dobras e associadas a foliações plano axial. A mais proeminente entre elas é a foliação S2 associada com as 
dobras isocinais F2 dominantemente vergentes para sul (Fig. 12.8d) contemporâneas com a nappe Casa Nova. 
Uma lineação de estiramento com mergulho para baixo, mergulhando entre NW e NNW, é normalmente 
associada à foliação S2. 
O metamorfismo associado a fase Dn alcança as condições da fácies anfibolito e gera as intrusões sin-
colisionais da Suíte Rajada através de fusão da crosta. As isógradas metamórficas mostram um padrão inverso 
dentro das nappes, as estruturas superiores apresentando parageneses de grau superior. 
As manifestações da segunda fase Dn+1 são movimentos strike-slip dextral acomodados ao longo das zonas 
de cisalhamento de tendência EW. A zona de cisalhamento do Oeste Pernambuco é a estrutura mestre 
relacionada à fase Dn+1 (Figs. 12.1 e 12.7). Esta zona de cisalhamento de escala continental está associada a 
uma foliação milonítica de alto grau que sobrepõe todas as unidades da zona interna da faixa. Longe da zona 
de cisalhamento Pernambuco, a deformação Dn+1 é representada por um conjunto de dobras abertas, cujo 
plano axial é marcado por uma clivagem de crenulação (Fig. 12.7). 
Uma série de zonas de cisalhamento subsidiárias sub-verticais de tendência EW relacionadas a essa fase 
podem ser observadas ao longo da estrada que liga as cidades Afrânio e Paulistana. Essas estruturas 
transpõem elementos preexistentes de natureza contracional, gerando uma foliação milonítica subvertical 
penetrante associada a uma lineação de estiramento orientada E–W (Fig. 12.8b). Os porfiroclastos de granada 
cinemática sin-cinemática atestam o sentido geral dextral ao longo destas estruturas. 
Vauchez e Egydio-Silva (1992) estimaram as condições de P-T para o desenvolvimento da zona de 
cisalhamento Oeste Pernambuco por volta de 630-700 ° C e 6 kbar, que são consistentes com a fusão parcial 
sin-cinemática das unidades envolvidas. Para o leste, a zona de cisalhamento Oeste Pernambuco termina na 
forma de uma estrutura de rabo de cavalo, que resolve a deformação de deslizamento em uma ampla zona 
transpressional (Vauchez e Egydio-Silva, 1992). 
4.2.1 Efeitos da deformação Riacho do Pontal detro do norte do Cráton São Francisco 
Próximo à área da barragem de Sobradinho (zona externa), um grande número de afloramentos de 
xisto isolados caracterizam as estruturas de klippen (Figs. 12.7 e 12.8f), que testemunham a extensão 
original das nappes neoproterozóicas. Os afloramentos do embasamento entre a frente de nappe Casa 
Nova e esses klippen comumente não mostram sinais de deformação Brasiliana, preservando a foliação 
Paleoproterozóica original, característica do domínio orogênico do Leste da Bahia (Barbosa e Barbosa 
2017) (Fig. 12.8e). Em contraste com as zonas central e interna, o domínio externo corresponde a uma 
frente de deformação de thin-skinned, que se propaga ainda mais ao sul, afetando a cobertura cratônica 
na porção norte do aulacógeno Paramirim (ver Cruz e Alkmim 2017). A contração da deformação Dn 
evoluiu, portanto, de thick-skinned no domínio norte, para uma deformação thin-skinned no domínio sul, 
em que os deslocamentos tectônicos são da ordem de 30 a 60 km, conforme estimado por Jardim de Sá 
et al. (1992). 
Unidades de cobertura proterozóicas do norte do aulacógeno Paramirim na região da Chapada 
Diamantina são afetadas por cavalgamentos e dobras de vergência para sul, que representam uma 
manifestação da deformação thin-skinned Brasiliana a 250 km ao sul do limite do cráton (Figs. 12.1 e 
12.9d) (Danderfer et al., 1993; Cruz e Alkmim 2017). 
5. O modelo tectônico para as Faixas Marginais ao Norte do cráton São Francisco 
 
Durante o início do Neoproterozóico (~900-820 Ma), o setor norte do paleocontinente do São Francisco foi o 
local de intenso estiramento crustal, o que levou ao desenvolvimento de rifte para margens passivas. A ocorrência 
generalizada de enxames de diques maciços no interior do cráton (Girardi et al., 2017) marca esse período extensional. 
A colocação de plumas de manto sob as futuras margens cratônicas pode ter sido uma das causas da deformação e 
estiramento da crosta. Uma dessas plumas estava provavelmente localizada na margem norte do cráton São Francisco 
e é responsável pela colocação de complexos máfico-ultramáficos, como Brejo Seco e São Francisco de Assis, na faixa 
do Riacho do Pontal (Salgado et al. 2016; Caxito et al. al. 2016). O Complexo Paulistana, extrudido em um ambiente 
de rifte continental por volta de 882 Ma (Caxito et al. 2016), também marca essa fase de estiramento crustal. Os 
valores positivos ɛNd (882 ma) em torno de +4.0 sugerem o envolvimento de grandes porções de uma fonte de manto 
juvenil, como em áreas de ressurgimento do manto, na transição de riftes continentais ativo para margens passivas 
(Caxito 2013). 
O desenvolvimento da bacia Rio Preto provavelmente está relacionado a esse evento de rifteamento, que 
pode se estender por toda a bacia Santo Onofre, no cráton São Francisco, e em direção à bacia Macaúbas, no Orógeno 
Araçuaí, mais a leste (Fig. 12.10; Schobbenhaus 1996; Alkmim et al. 2017). A Formação Canabravinha foi então 
depositada em uma bacia hemi-graben localizada no embasamento Arqueano/Paleoproterozóico da região (Fig. 
12.10).Entre 820 e 630 Ma, com o progressivo estiramento da crosta continental, margens passivas começaram a 
margear o continente de São Francisco por todos os lados. A Formação Barra Bonita do cinturão de dobra Riacho do 
Pontal representa uma unidade típica de plataforma, que pode estar correlacionada com unidades similares dentro 
da área cratônica (por exemplo, a Formação Salitre do Grupo Una). Um modelo tectônico para a margem norte do São 
Francisco durante o Neoproterozóico envolveria uma ampla margem passiva representada pela plataforma 
carbonática do Grupo Una e os quartzitos plataformais de Barra Bonita com intercalações de mármore (Fig. 12.11a, 
b). Mais ao norte, os metabasaltos do Complexo Monte Orebe parecem representar relíquias de uma crosta oceânica 
neoproterozóica acoplada à margem passiva (Caxito 2013; Caxito et al. 2016). 
As bacias rifte e de margem passiva foram invertidas durante a orogenia Brasiliana (630 a 530 Ma), o que 
envolveu intenso magmatismo, metamorfismo e deformação na área da faixa Riacho do Pontal (Fig. 12.11c-e). A 
sedimentação sin-ogênica é representada pela Formação Mandacaru (Fig. 12.11c). O cinturão do Riacho do Pontal 
representa, provavelmente, um orógeno colisional originado pela subducção da paleoplaca São Francisco em direção 
ao norte, abaixo da borda oeste do bloco Pernambuco-Alagoas da Província Borborema, com consumo da crosta 
oceânica de Monte Orebe (Fig. 12.11c d). Finalmente, uma importante fase de escape lateral em aproximadamente 
575–530 Ma seguiu a colisão continental levando ao desenvolvimento de estruturas em escala crustal, como a zona 
de cisalhamento Oeste Pernambuco, bem como intrusões de granito e sienito das Suítes da Serra da Aldeia e Caboclo 
(Fig. 12.11e). 
 A falta de evidências para a crosta oceânica e uma zona de subducção Brasiliana sugere uma evolução 
ensialíca para o cinturão Rio Preto, que parece representar uma bacia rifte fortemente invertida. Estresses produzidos 
nos arredores das províncias Tocantins e Borborema poderiam ter sido a causa da inversão (Fig. 12.10). 
Em suma, a margem norte do cráton São Francisco evoluiu de um estágio inicial de estiramento crustal e 
rifteamento no início do Neoproterozóico (~900-820 Ma) para um estágio de desenvolvimento de margem passiva 
durante o Criogeniano-Ediacarano (~820-635 Ma). Enquanto a faixa de dobramento Riacho do Pontal registra o 
desenvolvimento de uma margem passiva completa, incluindo, provavelmente, remanescentes de crostas oceânicas 
(Caxito et al. 2014d), a faixa de dobramentos Rio Preto pode representar um rifte abortado, ou aulacógeno (Fig. 12.12). 
Ao todo, os cinturões Rio Preto, Riacho do Pontal e Sergipano representam um sistema orogênico de escala continental 
que se estende por mais de mil quilômetros ao longo da margem norte do cráton São Francisco.