Geologia de Moçambique ( Oroginias Africnas, Enquadramento da geologia de Moçambique, Terrenos Gondwanas)

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Geologia de Moçambique Mineralogia 
 
Geologia de Moçambique Mineralogia 
 
Geologia de Moçambique 
 
 
 
GEOLOGIA DE MOÇAMBIQUE 
 
Tema: OROGENIAS AFRICANAS E SUA EVOLUÇÃO
OROGENIAS AFRICANAS E SUA EVOLUÇÃO. 
 
Conceitos básicos de Cratão, Orogenia e Ciclo Orogénico. 
1.1.1 Cratão 
 É uma zona rigida, uma porção de rocha delimitada, com estabilidade termo tectonica, onde o gradiente geotermico normalmente é baixo (25 0C/Km). 
Características 
- Blocos de rochas antigas (Ígneas ou Metamórficas) expostas pertencentes ão Precâmbrico; - Zonas tectonicamentes estáveis. 
1.1.2 Ciclo Orogénico 
O ciclo Orogénico inicia pelo acumulo de grandes quantidades de sedimentos em bacias sedimentares, se prolonga pela sua deformação e metamorfismo e culmina com a edificação do orogeno; ou seja o ciclo orogénico envolve sedimentação – transgressão – e orogênese. 
1.1.3 Conceito de Orogenia 
Conjunto dos processos geológicos que conduzem a formação ou rejuvenescimento de montanhas ou cadeias de montanhas produzidos principalmente pelo diatrofismo =(dobramentos, falhas ou combinação dos dois) ou seja, pela deformação compressiva da litosfera continental. 
Características: 
Dobramentos; 
falhas de cavalgamento; 
Processos de metamorfismo e tectonicos; 
Montanhas. 	 
 
As Orogenias que afectaram o Continente Africano sao: 
Orogenia Bulawaiano (3000 MA); 
Orogenia Shamwaiana (2800 – 2500) MA; 
Orogenia Eburniana (1850 +/- 250) MA; 
Orogenia Kibariana (1100 +/- 200) MA; 
Orogenia Pan-Africa (550 +/- 100) MA; 
 
1.1.4 Evolução da África com estas Orogenias 
1.1.4.1 Após as Orogenias Bulawaiano + Shamvaiano 
Após as Orogenias Bulawaiano + Shamvaiano o continente Africano era formado por 8 unidades (fig.1) que são: 
Cratão de Transvaal: é caracterizado por um complexo de metassedimentos, metavulcanitos e rochas plutônicas de idade arcáica. 
 
Cratão de Zimbabwe: o Cratão Zimabweano é dividido nas seguintes unidades. 
Complexo granítico-gnaisse que é constituido por gnaisses e pegmatitos; 
Metassedimentos e lavas; 
Rochas ultramáficas e metabasal; 
Metassedimentos; 
Great dyke que é constituido por material ultramáfico; 
 
Cratão da Zâmbia: é composto por um complexo granito-gnaissíco; 
 
Cratão de Dodoma-Nyanza: é constituido por dua partes. 
 
- Uma parte abrange a Tanzânia Central e é composto por granito, gnaisse, granodiorito, pegmatitos, associada a rochas ultramáficas do sistema de Dodoma; e - A outra parte abrange norte da Tanzânia, Kênia Ocidental e Uganda Oriental que constitui o sistema de Nyanza composto por rochas vulcânicas ácidas e básicas, pelitos, quartzitos e taberitos (rocha ferruginosa); 
 
Cratão de Kasai: é constituido por granito-gnaisse e por uma sequencia de charnoquito, gabro e grano-diorito; 
 
Cratão de Gabão-Camarões: é constituido por rochas graníticas e um complexo charnoquítico; 
 
Cratao da Serra Leõa-Costa de Marfim: é constituido por micaxisto, quartzito, rochas calcáreas, lavas ácidas e básicas, e granitos. 
 
Cratão de Mauritânia: é constituido por metassedimentos associados a pegmatitos e migmatitos. 
Todos estes Cratões eram caracterizados por dobramentos e plutonismo com > 2500 MA. 
 
 
 
Fig.1_ Mostra e evulação dos terrenos africanos após a Orogenia Shamvaiana+Bulawaiana e após a Orogenia Eburniana. 
 
1.1.4.2 Após a Orogenia Eburniana 
Após a Orogenia Eburniana o continente Africano era formado por 4 unidades (fig.1) que são: 
Cratão de Zimbabwe-Transvaal; 
Cratão da Tanzania; 
Cratão de Angola-Kasai; 
Cratão Oeste-Africano; 
O Cratão de Zimbabwe juntou-se com o de Transvaal; 
O Cratão da Zâmbia juntou-se com o de Dodoma-Nyanza formando o Cratão da Tanzânia; 
O Cratão de Kasai juntou-se com o de Gabão-Camarões formando o Cratão de AngolaKasai; 
O Cratão de Serra Leõa-Costa de Marfim juntou-se com o de Mauritânia formando o Cratão Oeste-Africano; 
1.1.4.3 Após a Orogenia Kibariana 
Durante a Orogenia Kibariana houve várias actividades tectónicas que culminaram com a formação de Kimberlitos do pérmico como: 
Complexo de Blow fontain; 
Complexo de Pain Berg do Cratão de Zimbabwe; 
Complexo de Andasítico no Cratão de Kasai (Angola); 
Ao mesmo tempo em algumas áreas houve acumulação activa de sedimentos. A fase tectónica maior de Kibaride originou granitos biotíticos e na fase pós tectónica houve intrusões de grandes corpos biotíticos com quartzo e pegmatitos equigranulares com muscovite e estanho. 
Após a Orogenia Kibariana o Continente Africano era formado por 3 unidades (fig.2) que são: 
Cratão de Zimbabwe-Transvaal; 
Cratão Centro-Africano; 
Cratão Oeste-Africano; 
Após a Orogenia Kibariana o Cratão de Tanzânia juntou-se com o de Angola-Kasai formando o Cratão Centro-Africano. 
1.1.4.4 Após a Orogenia Pan-Africana 
Após a Orogenia Pan-Africana o Continente Africano continuava formado por 3 unidades (fig.2) que são: 
Cratão de Zimbabwe-Transvaal; 
Cratão Centro-Africano; 3. Cratão Oeste-Africano; 
Fig.2_ Mostra e evulação dos terrenos africanos após as Orogenias Kibariana e Pan-Africana. 
TEMA: ENQUADRAMENTO DA GEOLOGIA DE MOCAMBIQUE NO CONTEXTO DA GEOLOGIA DE AFRICA (ÁFRICA AUSTRAL) 
3. Enquadramento da geologia de mocambique no contexto da geologia de africa (áfrica austral) 
O Continente africano (e Madagáscar) compreende um mosaico de blocos velhos, na maioria cristalinos, em camadas (chamados de cratões), rodeados e unidos por uma rede interconectada de cinturões orogénicos mais recentes que compreendem rochas metamórficas deformadas (chamadas de faixas móveis; Figura 1). 
Esta sequência de unidades de rochas formou-se num período de mais de 3.7 bilhões de anos correspondente ao crescimento da crusta continental devido ao magmatismo, acreção terráquea e colisão continental relacionados a fractura e a subducção durante uma série de ciclos supercontinentais. 
Assim, em Moçambique ocorrem terrenos arcaícos, proterozóicos e fanerozóicos tendo em conta o seu enquadramento no contexto de África Austral.sendo que, para os dois primeiros Éons, temos como representação o Cratão de Zimbabwe e o Cinturão Moçambique. 
Figura 1: Mapa tectono-estratigráfico regional da região da SADC ilustrando a localização das regiões de cratões Arcáicos em volta de faixas móveis Proterozóicas e recobertas por sequências de camadas Fanerozóicas.KC= Cratão Transvaal, ZC= Cratão Zimbabwe, TC= Cratão Tanzânia, BB= Bloco de Bangweulu, CC= 
Componentes do Cratão Congo; R= Cinturão de Rehoboth, L= Cinturão de Limpopo, KS= Cinturão de Kheis; M= 
Cinturão de Magondi; S= Cinturão Sinclair, N= Província Metamorfológica de Namaqua, NB= Província de Natal, IB= Cinturão Irumide, KB= Cinturão Kibaride, MB= Cinturão Moçambique, D= Cinturão Damara, K= Cinturão Kaoko, G= Cinturão Gariep; SB= Cinturão Saldanha, EAO= Orogenia de África Oriental, LA= Arco de Lufilian, Z= Cinturão de Zambeze, WCB= Cinturão do Congo Ocidental. 1=extensão dos cratões de Transvaal e Zimbabwe; 2=Extensão do cratão Transvaal-Limpopo-Zimbabwe; 3=Extensão do cratão Kalahari; 4= Extensão austral do cratão Congo (diagrama modificado segundo Hanson, 2003). 
Os cinturões Pan-Africanos fundiram os cratões mais antigos durante a amalgamação do último super-continente Gondwana formando assim um subsolo Pré-Cambriano nas bacias sedimentares extensivas de Gondwana, com ênfase nos supergrupos do Cabo e de Karoo (Figura 2). A separação de Gondwana que ocorreu no final da era Mesozóica e esteve associada a extensos esvaziamentos de lava, e a intrusão de filões-camada, aglomerados de diques pela Bacia de Karoo assim como o desenvolvimento de fossas tectónicas sedimentares em terra e em alto-mar. A fertilização por inundação da crosta da África Austral durante o Cenozóico resultou na formação de uma bacia larga dentro da qual o grupo de Kalahari foi depositado (Figura 2). A fractura do continenteafricano (nas placas Nubianas e Somália) presenciou o desenvolvimento do Vale do Rift de África Oriental e as actividades vulcânicas associadas ao mesmo. 
Figura 2: A geologia Fanerozóica da região da SADC com as bacias sedimentares principais identificadas. As faixas móveis do Proterozóico estão ilustradas em azul e os cratões Arcáicos em rosa. Este mapa representa a simplificação do mapa geológico da SADC compilado pelo Hartzer (2008). 
 
3.1.CRATÕES ARCAICOS 
As regiões cratônicas de África Austral (Transvaal, Zimbabwe, e Tanzânia) desenvolveramse entre aproximadamente 3.7 e 2.0 Ba (Figura 1). As partes mais antigas dos cratões possuem quantidades pequenas de cinturões de nefritas meta-vulcânicas sedimentares da era Paleoarcáicas que aparecem como bolsas isoladas nas vastas intrusões de rochas granitóides do Paleo-Mesoarcáico dominadas por gneiss e granito tonalito-trondhjemito-granodiorito (TTG). 
Após uma fase de estabilização, os micro-continentes, principalmente compostos por nefritas granitóides cristalinas, foram enterrados por uma série de sequências sedimentares e vulcânicas que acumularam-se em algumas bacias do Mesoarqueano até o Paleoproterozóico (Figura 1). 
3.1.1. Cratão do Zimbabwe 
1. Características Geológicas 
O cratão do Zimbabwe é composto por uma grande variedade de rochas graníticas, vulcânicas e sedimentares. Dispersos nas rochas graníticas, existem vinte e cinco "greenstone belts" importantes, sendo o "greenstone belt" de Manica, que se prolonga para o Zimbabwe com os nomes de Umtali e Odzi, o que se situa na zona mais ocidental do cratão (OREY, 1989a). 
 
O cratão do Zimbabwe está envolvido por cinturões móveis altamente metamorfizados, como os do Limpopo, Moçambique e do Zambeze, que representam material cratónico arcaico remobilizado (OREY, 1989a) (fig.3). 
 
As sucessões vulcânicas e sedimentares que existem nos "greenstones", são caracterizadas por grande variedade de metavulcanitos máficos/ultramáficos e rochas plutónicas, intercalados com vulcanitos félsicos, rochas piroclásticas e sedimentos químicos tais como formações ferríferas bandadas, chertes e rochas calco-silicatadas (OREY, 1989a; ANHAEUSSER, 1975; BLISS& STIDOLPH, 1969; WILSON, 1973). 
 
 
Fig. 3Mapa simplificado do Cratão do Zimbabwe, ilustrando as principais unidadestectonoestratigráficas (adaptado de GTK Consortium, 2006b). 
 
O conjunto de metavulcanitos máficos e ultramáficos, é denominado Sebakwiano, foi com frequência invadido, fragmentado e granitizado pela intrusão de grandes variedades de rochas granitóides. 
 
Sobre esta unidade há uma brusca mudança na natureza do vulcanismo, alternando ciclicamente vulcanismo máfico, intermédio e ácido, com intercalações de sedimentos químicos e piroclásticos entre os quais chertes, formações ferríferas bandadas, calcários e filitos, assim como de basaltos toleíticos, dacitos e riodacitos. Este conjunto é denominado Bulawaiano. 
 
Sobre as sequências vulcano-sedimentares dos "greenstone belts" depositaram-se rochas de características essencialmente sedimentares, que constituem conjuntos argiláceos, grauvaques, xistos argilosos e precipitados químicos, ou conjuntos arenáceos constituidos por conglomerados, quartzitos, grés e, subordinadamente, chertes jaspilíticos e formações ferríferas bandadas. Este conjunto sedimentar é denominado Shamwaiano. 
 
A hipótese de existirem sucessões mais antigas pré-sebakwianas no interior dos granitos (STOWE, 1971) não é de considerar, pois trata-se de equivalentes xenolíticos metamorfizados de conjuntos que se encontram no Sebakwiano (OREY, 1989a). Os granitos, que ocupam quase oitenta e cinco porcento da área do cratão do Zimbabwe, constituem dois grupos: os potássicos (granodioritos e adamelitos) e os sódicos (trondhjemitos e tonalitos). Os primeiros são predominantes na porção oriental do cratão e os segundos na porção ocidental. 
 
3.1.2 Cratão de Transvaal 
O Cratão Transvaal foi coberto por sequências supracrustais dos grupos Dominion e Pongola (~3000MA), Witwatersrand (~3000-2700)MA, Ventersdorp (~2700MA) e dos Grupos Olifantshoek (~1900MA), Waterberg, Soutpansberg (~1800MA). 
As sequências consistem numa série de rochas típicas incluindo vastos afloramentos de dolomite, quartzito, conglomerado, minério de ferro e xisto argiloso que formam um laminado sobre o subsolo de granitóide e nefrita. 
Enquanto algumas das unidades de rochas supracrustais são fortemente tectónizadas e metamorfoseadas durante as sequências subsequentes orogénicas, a maioria foram protegidas pelo rígido cratão subjacente e mostra somente uma deformação maleável limitada e um grau metamorfológico baixo. 
As sequências sedimentares foram depositadas em associação, e estão separadas por, vários factores, dentre os quais tectónicos e magmáticos. 
Os factores ígneos significantes incluíram a intrusão do Grande Dique Máfico de Zimbabwe (2.58Ga) e do Complexo ígneo de Bushveld (~2.05Ga) (intrusão por camada máfica, granitos e lavas félsicas). O domo de aproximadamente 80 km de largura de Vredefort no centro de Transvaal preserva os efeitos devastadores do impacto massivo do meteorito em 2.02Ga. 
3.1.2.1 Grande Dique (Great Dyke) do Zimbabwe 
O Great Dyke (G.D) é um corpo rochoso de forma linear,constituído por sequências máficas e ultramáficas, tem cerca de 480 Km de comprimento e 11 Km de espessura (A.H. Wilson e J.F.Wilson), e constitui um potencial económico de reservas de platina no Zimbabwe. 
O Great Dyke intrude o cratão de Zimbabwe, o qual consiste em pilhas sedimentares e vulcanicas do greenstone belts, gneiss associados, rochas graníticas, intrusões de sequências ultramáficas e diques máficos. A sua origem do está associada com a colisão do cratão do Zimbabwe e do Kaapvaal, a qual levou a formação de falhas, das quais várias injecções de magma ascenderam a superfície. (Worst 1950, 1960; Bichan1968;Wilson & Prendegast 1989). O Grande Dique (Great Dyke) é constituido por fases máficas e ultramáficas. 
2.1.2.2 Complexo Igneo de Bushveld 
O Complexo ígneo de Bushveld (B.I.C) é uma grande intrusão ígnea no interior da crusta terrestre com camadas erodidas, que agora afloram em torno de uma grande bacia geológica (bacia de Transvaal) na África do sul e tem algumas das mais ricas jazidas de minério na Terra. 
Compreende uma área no cratão de Kaapvaal de aproximadamente 66000 km2 de que cerca 45% é exposto. Pensou-se anteriormente ser um lopólito simples (Hall, 1932). 
As reservas de metais do grupo de platina (PGMs): platina, paládio, osmídio, irídio, ródio e rutílio, são os maiores do mundo, e há grandes quantidades de ferro, estanho, crómio, titánio e vanadáio. Gabro ou norito, também é extraido a partir de partes do Complexo e fundidos em dimensão de rocha. 
O complexo Ígneo de Bushveld formou-se pela injecção rápida de lavas do magma juvenil, e a evidência é a presença de diamantes no complexo e é constituído por fases máficas e félsicas. 
3.2 Faixas Móveis do Proterozóico 
Os cratões e as suas sequências de camadas Arcáicas e Paleoproterozóicas (= Proterozóico Superior) estão rodeados por uma série de cinturões orogénicos mais recentes (Figura 1). Um dos mais antigos é o cinturão do Limpopo que desenvolveu-se da colisão dos cratões Transvaal e Zimbabwe durante o final do Arcáico (~2600 MA) e formou uma zona larga de 250 km de rochas metamórficas deformadas, de alto grau (rochas cratônicas antigas e amplamente retrabalhadas) e granitóides. 
A actividade tectónica foi rejuvenescida por volta de 2000 MA resultando numa história de complexo tectono-metamórficos para o cinturão. O resto das faixas móveis da região da SADC pode ser atribuído a um dos três ciclos fractura-clivagem-colisão supercontinentais do Proterozóico global conhecidos por episódios Eburnianos, Kibarianos, e Pan-Africanos, relativos a amalgamação e a separação dos três super-continentes: Colômbia, Rodínia e Gonduana, respectivamente. 
32.1. Ciclo Eburniano - Paleoproterozóico (= Proterizóico Superior) 
O Eburniano na ÁfricaAustral é representado pelo Cinturão Ubendian-Usagaran, posto entre o Bloco Bangweulu (a parte do Paleoproterozóico do Cratão Congo=C. Centro-Africano) e a margem austral do Cratão Tanzânia, e o Cinturão de Kheis-Okwa-Magondi que desenvolveuse quando o Cratão Congo colidiu com o micro-continente de Transvaal-Limpopo-Zimbabwe por 1800 MA. 
 
O cinturão Ubendian com 600 km de comprimento e 150 km de largura abrange um número de terrenos litotectónicos, compreendendo um elevado grau de ortogneiss, migmatite, paragneiss e granitóides sin- a pós–tectónicas que foram deformadas juntas durante a Orogenia Eburniana. 
 
A colisão ao longo do Cinturão de Kheis-Okwa-Magondi resultou em dobras e falhas de compressão com tendência para leste e metamorfismo de baixo grau das sequências de cobertura do continente mais antigas que foram depositadas ao longo das margens dos cratões Kaapvaal e Zimbabwe. 
 
Mais a Oeste, temoso cinturão de Namaqua-Natal, que é um arco de granitóide da crusta oceânica que foram acrescidos ao magma do cratão e o granito introduziu-se na crusta. O Cinturão Ubendian-Usagaran e Kheis-Okwa-Magondi foram ao mesmo tempo parcialmente retrabalhados pela Orogenia Mesoproterozóica (= Proterozóico Médio) subsequente. 
 
3.2.2. Ciclo Kibariano - Mesoproterozóico (= Proterizóico Médio) 
O Kibariano na África Austral é representado pelo Cinturão Namaqua-Natal, Moçambique, Irumide e Kibarano.Estes cinturões na sua maioria composto por granito e gneisses, foram formados principalmente como o resultado de uma combinação da acreção dos velhos continentes e terrenos recentes exóticos, sedimentação do Paleo- até o Mesoproterozóico e várias fases de deformação associada ao magnetismo sin- e pós-orogénico granitóide. 
O cinturão Kibarano forma um terreno linear de orientação NE-SO de rochas metasedimentares e meta-granitóides que foram encaixadas entre o Cratão Tanzânia e o Bloco Bangweulu e o Bloco de Congo. 
As rochas, intensamente deformadas, do Cinturão de Irumide compreendem uma mistura de unidades incluindo rochas retrabalhadas da margem cratônica Arcáica, complexos de ortogneisses do Paleoproterozóico e granitóides pré- e pós-tectónicos do Mesoproterozóico. 
Os graus metamórficos variam de fácies de xisto verde na parte dianteira até ao noroeste a fácies de anfibolite no sudeste com a presença de granulites locais. 
As rochas do Cinturão Namarqua-Natal, estão intensamente deformadas, e sofreram o metamorfismo de grau médio a alto. 
Cinturão de Moçambique é composto por rochas metamórficas de alto grau, tais granitos e ortogneisses pós-tectónicos com paragneisses ocorrendo como lentes pequenas e discretas dentro da mistura tectónica. 
Geologia de Moçambique Mineralogia 
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1 | P a g e c o m p i l a d o p e l a e n g . S í l v i a R a f a e l 
 
1 | P a g e c o m p i l a d o p e l a e n g . S í l v i a R a f a e l 
 
Compilado por Joao Chicava 
A litosfera continental do micro-continente de Kaapvaal-Limpopo-Zimbabwe-KheisMagondi-Namaqua-Natal transformou-se num cratão devido ao arrefecimento e engrossamento e tornou-se num novo e rígido bloco de crosta chamado Cratão de Kalahari. 
3.2.3 Ciclo Pan-Africano_ Neoproterozóico (= Proterozóico Inferior) 
Há cerca de 750 milhões de anos, a Rodínia começou a dividir-se e fossas desenvolveram-se no meio e ao longo das margens dos cratões Congo e Kalahari nos quais sedimentos clásticos espessos foram depositados em associação com o vulcanismo de fossa bimodal limitada. 
 
A extensão contínua nos 100-200 milhões de anos (Ma) seguintes aprofundou as bacias e a incursão marina acompanhada pela deposição de sedimentos geralmente mais argilosos e rochas de carbono. 
 
A fractura deu eventualmente lugar a deriva continental e a formação de uma crosta oceânica. Os depósitos de til glacial e as rochas cobertas por uma camada de carbono, observadas durante a maior parte das sucessões sedimentares do Pan-Africano, indicam que este período foi de extremas flutuações climáticas global. 
A inversão tectónica das estruturas da fractura e o fechamento das bacias oceânicas perto do Proterozóico culminaram com a colisão dos velhos fragmentos cratônicos e a deformação intensa das sucessões Pan-Africanas vulcano-sedimentares para formar Gonduana (Figura 3). 
O cinturão de Zambeze-Lufilian-Damara, com temperaturas médias, pressão média à alta, desenvolveu-se ao longo da SADC central e ocidental durante a colisão dos cratões Congo e Kalahari, enquanto os cinturões predominantes de grau básico de Gariep, Kaoko, Congo Ocidental do litoral africano ocidental formaram-se quando o Kalahari-Congo colidiu com o Rio de la Plata-São Francisco de América do Sul (Figura 3). 
Todos os cinturões Pan-Africanos foram introduzidos por volumes moderados ou grandes de granitos antes- a pós-tectónicos na fase final da amalgamação do super-continente. 
 
Figura 3: Reconstrução plana do Super-continente Gonduana. 
As sequências xisto argiloso-aluvião-arenito-calcário foram depositadas na fase inicial da orogenia Pan-Africana e preservaram evidências somente de deformação de dobra e falha de compressão assim como um baixo grau de metamorfismo. 
 
TEMA: Terrenos do Gondwana Este, Oeste e Sul 
 
Geologia de Moçambique 
A geologia de Moçambique é caracterizada pela ocorrência de um soco cristalino com idade arcaica-câmbrica e por rochas com idade fanerozóica. O soco cristalino é constituído por paragnaisses supracrustais metamorfizados, granulitos e migmatitos, ortognaisses e rochas ígneas. Do ponto de vista geodinâmico, o soco cristalino de Moçambique é composto por três terrenos diferentes, que colidiram e se juntaram durante o Ciclo Orogénico Pan-Africano, anteriormente à união panafricana, onde cada terreno possuía um desenvolvimento geodinâmico especifico e individual. O termo “terreno” é usado para indicar uma unidade tectónica de dimensão variável, ou seja, uma placa litosférica, um fragmento de placa ou, ainda, uma massa tectónica. Por outro lado, “terreno” constitui um termo genérico, grosseiramente comparável a “área” (GTK Consortium, 2006a). 
 
Na Notícia Explicativa da Carta Geológica de Moçambique volume 4, estes terrenos são designados provisoriamente por Terreno do Gondwana Este, Terreno do Gondwana Oeste e Terreno do Gondwana Sul (GTK Consortium, 2006a; Fig.1). 
 
O Terreno do Gondwana Sul é composto por um núcleo arcaico, sedimentos de plataforma proterozóicos e cinturões dobrados proterozóicos (GTK Consortium,2006b). 
 
O soco cristalino do Terreno do Gondwana Oeste compreende rochas ígneas e rochas supracrustais metamorfizadas. As últimas incluem o Grupo de Chidzolomondo (Fig. 3.3), o Supergrupo de Zâmbuè (1200 – 1300 Ma), o Supergrupo do Fíngoè (1327 ± 16 Ma,), o Grupo de Mualádzi, o Grupo de Cazula (1041 ± 4 Ma) e os ortognaisses e paragnaisses do Rio Messuze. Fazem também parte do Terreno do Gondwana Oeste, granitóides denominados por Suites Intrusivas Irumides como, por exemplo, o Granito da Serra Chiúta (idade superior a 1021 Ma,), o Granito do Rio Capoche (1201 Ma), a Suite de Cassacatiza (1077 ± 2 Ma), a Suite de Tete (1047 ± 29 Ma,), a Suite de Furancungo (1041 ± 4 Ma) e muitas outras. 
 
As únicas unidades representativas do Terreno Gondwana Este são o Grupo da Angónia, composto pelos gnaisses mesoproterozóicos e Suite de Ulonguè, composta por rochas plutónicas neoproterozóicas. 
 
 
Fig.1 - Terreno do Gondwana Este, Terreno do Gondwana Oeste e Terreno do Gondwana Sul (GTK Consortium, 2006a;). 
 
 
3.1 Terreno do Gondwana Sul 
O Terreno do Gondwana Sul é composto por um núcleo arcaico, sedimentos de plataforma proterozóicos e cinturões dobrados proterozóicos (GTK Consortium,2006b). 
 
Rochas Arcaicas em Moçambique 
A margem oriental do Cratão Arcaico de Zimbabwe extende-se a Moçambique. Aparte norte da margem oriental do Cratão é atribuída ao Complexo Mudzi e a parte sul, ao Complexo Mavonde. Os supracrustais do cinturão de rochas verdes Mutare-Manica são atribuídas ao Grupo Manica, que tem sido subdividido (da base ao topo) em Formações de Macequece e Vengo*. 
 
3.1.1 Complexo Mudzi (A3Mq) - As rochas do Complexo Mudzi estão expostas ao longo da margem norte do Cratão Zimbabwe e se extendem ininterruptamente a Moçambique na região de Cuchamano, povoado de Mudze Chizimwe. 
 
As unidades mapeáveis seguintes têm sido atribuídas ao Complexo Mudzi: Ortogneisses Félsicos, que compreendem (1) Quartzo- Monzonitos/Quartzo-Monzodioritos (A3Mqm), (2) Granitóide Foliado, localmente porfirítico (A3Mgr) e (3) Gneisse TTG, Granitóide Foliado (A3Mgn), com idades U-Pb magmáticas variando de 2600 a 2710 Ma. Os membros máficos subordinados incluem: (4) Gneisse Granodiorítico, contendo bandas amfibolíticas (A3Mgd), (5) Metagabro (A3Mgb) e (6) Amfibolito/Granada-Amfibolito (A3Mam). Finalmente, a menor proporção do Complexo Mudzi é composta por gneisses com protólito sedimentar e inclui (7) Granada-Gneisse (A3Mgg). Com idades U-Pb magmática variando de 2600 a 2710 Ma. A relação estratigráfica mútua entre estas unidades permanece desconhecida. 
 
3.1.2 Complexo Mavonde (A3V) - Os granitóides no Complexo Mavonde são caracterizados, em termos gerais, por composições graníticas a tonalíticas. Gneisses máficos e metagabro são tipos de rochas subordinados. Os granitoides apresentam geralmente cor cinza e possuem granulação bastante fina a média, sendo variavelmente foliadas e gradando localmente a rochas porfiréticas. Porém, as relações mútuas entre as diversas litofácies dos granitóides não são conhecidas. A geocronologia do zircão desta rocha forneceu um grande leque de idades entre < 2650 Ma e ~2500 Ma. 
 
3.1.3 Grupo Manica (A3M) - O Segmento do Cinturão de Rochas Verdes de Manica é, composto por uma seqüência basal vulcano-sedimentar e uma superior, dominada por sedimentos, ambas atribuídas ao Grupo Manica. Segundo Hunting (1984), a seqüência basal de rochas verdes, dominada por rochas vulcânicas no Segmento Mutare do cinturão de rochas verdes de Manica, é referida como a Formação Macequece*. As supracrustais inconformavelmente sobrejacentes, dominadas por sedimentares, são atribuídas à Formação Vengo*. 
 
3.1.3.1 A Formação Macequece* (A3MM) é principalmente composta por rochas metavulcânicas ultramáficas e máficas e seus productos derivados retrogressivos e metassomáticos, como serpentinitos e talco+ clorita+tremolita-xistos, com intercalações de formações ferríferas bandadas (BIF), metacherts e conglomerados polimícticos, cobertos por rochas metavulcânicas andesíticas, dacíticas e riodacíticas, de origem predominantemente piroclástica. 
 
As unidades mapeáeis a seguir foram identificadas (grosseiramente da base para o topo): (1) 
Serpentinito e Meta-komatíto (A3MMsc), (2) Talco-clorita-xistos (A3MMtc), (3) Rocha Metavulcânica Máfica e Ultramáfica (A3MMro), (4) Metabasalto e Xisto Máfico (A3MMba), (5) Rocha Metavulcânica Máfica e Intermediária (A3MMtu), (6) Brecha (A3MMbr), (7) Rocha Ferrífera Bandada (A3MMtcf), (8) Metachert (A3MMch), (9) Formação Ferrífera Bandada (A3MMbaf), (10) Quartzo-Sericita-Xisto (A3MMqss), (11) Diamictito (A3MMdi), (12) Metagré Lítico Rico em Ferro (A3MMss), (13) Tufo Félsico a Cristal (A3MMff), (14) Quartzo-Feldspato Pórfiro (A3MMqp), (15) Brecha-Tufo (A3MMtb), (16) Conglomerado 
Vulcânico (A3MMvc), (17) Rocha Vulcânica Intermediária (A3MMiv), (18) Aglomerado (A3MMag), (19) Rochas Metavulcânicas Félsicas (A3MMfv). A idade-modelo da galena de 2650 Ma, de um depósito de ouro estructuralmente hospedado, apresenta a idade mais confiável para as litologias do cinturão de rochas verdes. 
 
3.1.3.2 A Formação Vengo* (A3MV) 
As litologias maiores compreendem conglomerados basais, grafita-filitos e sericitaxistos com finas intercalações de quartzitos com mármore cinza, rocha ferrífera bandada e quartzito lítico ferruginoso. As seguintes unidades mapeáveis foram identificadas (grosseiramente da base ao topo): (1) Conglomerado Vulcânico (A3MVo), (2) Conglomerado Polimítico (A3MVclo), (3) Quartzito (A3MVqz), (4) Metagrauvaca (A3MVgy), (5) Filito e GrafitaXisto (A3MVps), (6) 
Rocha Ferrífera Bandada (A3MVfe), (7) Metachert (A3MVch), (8) Mármore (A3MVma), (9) Quartzo-Sericita Xisto (A3MVqs), (10) Meta-Arcóseo e Quartzito Arcóseo (A3MVar) e (11) Mica-Xisto (A3MVmc). As litologias da Formação Vengo* são compreendidas entre ~2613 Ma e ~2601 Ma (cf. Hofman et al. 2002). 
 
3.1.4 Grupo Umkondo (P2U) - O Grupo Umkondo forma uma seqüência Proterozóica de metasedimentos e metalavas basálticas a andesíticas sub-horizontais de baixo-grau, que repousam inconformavelmente sobre litologias Arcaicas. Duas novas unidades litoestratigráficas foram definidas pelo Consórcio GTK, compreendendo derrames basálticos subaéreos da Formação Espungabera* (P2UEv) (topo) e metasedimentos bem preservados da Formação Dacata* (P2UD) (basal). A última Formação* é subdividida em cinco membros (da base para o topo): O Membro Quartzítico Inferior (P2UDlq), Membro GrafitaXisto (P2UDsc), Membro Chert (P2UDch), Membro Siltito (P2UDs) e Membro Quartzito Superior (P2UDqz). 
 
3.1.5 Grupo Rushinga (P1R) - O Grupo Rushinga tem sido subdividido em Moçambique em (1) Formação Rio Embuca*(P1RE), quartzo-feldspática a pelítica e (2) Formação Monte Pitão (P1RP), mármores e rochas calco-silicatadas. 
 
3.1.5.1 A Formação Rio Embuca* inclui (da base ao topo) (1) Quartzito Inferior (P1REa), (2) 
Gneisse Quartzo-Feldspático (P1REqf), (3) Meta-Arcóseo/Quartzito (P1REa) e (4) Biotita Xisto (P1REch). O Quartzito Inferior (P1REqz), feldspático a orto-quartzítico, com lentes de Metaconglomerados (P1REc), é exposta principalmente ao longo de suaves cristas e restando directamente sobre os gneisses do embasamento Arcaico, com um contacto supostamente tectônico. Meta-Arcóseo/Quartzito Arcóseo (P1REa), é uma rocha quartzofeldspática levemente amarelada a castanho-rosada, de granulação mediana e finamente bandada. Esta é geralmente associada com amfibolitos bandados. 
 
3.1.5.2 A Formação Monte Pitão* compreende (da base ao topo) (1) Amfibolito Bandado (P1RPa), (2) Gneisse Calco-Silicatado (P1RPcc), (3) Mármore Inferior (P1RPm1), (4) Biotita Gneisse(P1RPgn), (5) Mármore Superior (P1RPma) e (6) Quartzito Superior (P1RPq). Amfibolitos Bandados (P1RPa) e os gneisses a hornblenda associados, formam horizontes subcontínuos. A secção, localizada no Rio Mazoe, a ~ 2 km a E da fronteira com Zimbabwe, compõe-se de predominantemente de amfibolitos bandados e gneisses quartzofeldspáticos. Rochas Calco-Silicatadas (P1RPcc) são geralmente associados com mármores e gneisses pelíticos. As análises SHRIMP de zircões detríticos de biotita-granada-silimanita xisto da Formação Rio Embuca*, efectuadas pelo Consórcio GTK, demonstraram a idade máxima de ~2000MA. 
 
3.1.6 Grupo Gairezi (P1Z) – O Grupo Gairezi consiste predominantemente em xistos pelíticos e orto-quartzitos brancos a cinzentos. Mármore e meta-conglomerados polimíticos são subordinados. Lentes e camadas de Meta-conglomerado (P1Zc) intraformacional e polimítico são encontradas na parte basal do Quartzito (P1Zq) na região de Chicamba Real. Os clastos compreendem outras rochas supracrustais, como xistos, em adição a gneisses graníticos e granodioríticos. Finas intercalações de Mármore (P1Zmb), de granularidade média e cor cinzabranco a vermelho-salmão, são comumente expostas na parte norte. As análises SHRIMP de zircões detríticos do granada-cianita xisto do Grupo Gairezi sugerem uma idade máxima de 2041±15 Ma e proveniência Arcaica para sedimentos metapelíticos do mesmo. 
 
3.1.7 Complexo Báruè – As litologias do Complexo Báruè desenvolvem tipicamente uma paisagem ondulada, fracamente dissecada, com Inselbergs formados por rochas intrusivas. Nas fotografias aéreas e mapas aerogeofísicos, o Complexo é caracterizado por uma foliação com tendênciaconcêntrica, que aparentemente forma uma série de estruturas do tipo cogumelo, manifestando padrões de dobras de interferência. Complexo Báruè foi subdividido em dois grupos: Grupo de Macossa e Grupo de Chimoio. 
 
Fig. 2 - Extracto da Carta Geológica de Moçambique 1: 250 000, Folha No. 1834 (Gorongosa). Fonte: Direcção Nacional de Geologia. 
3.1.7.1 O Grupo Macossa compreende as seguintes unidades mapeáveis: Gneisse Leucocrático (P2BMlc), Gneisse Quartzo-Feldspático (P2BMqf), Meta-arcósio (P2BMar), Quartzito Feldspático (P2BMfq), Granada-Silimanita Gneisse, Mica Gneisse e Metagrauvaca (P2BMsi), Mármore (P2BMma) e Gneisse Calco-Silicatado (P2BMcc). 
 
3.1.7.2 O Grupo Chimoio é composto por Metasedimento Siliciclástico (P2BCss), Gneisse Monte Chissui, Biotita Gneisse Félsico e Metagranito (P2BCfg), Paragneisse Migmatítico (P2BCmi), Metagranito a Granada e Paragneisse (P2BCmg), Hornblenda Gneisse e Amfibolito (P2BChg) e Mica Xisto e Mica Gneisse (P2BCch). 
Corpos variavelmente deformados de rochas plutônicas félsicas e máficas, incluindo uma variedade de ortogneisses de afinidade granítica e tonalítica, meta-diorito, meta-gabro e hornblendito, intrudiram os metasedimentos do Complexo Báruè. 
O metagranito intrusivo nos metasedimentos siliciclásticos (P2BCss) forneceu a idade magmática SHRIMP de 1119±21 Ma. 
 
3.1.8 Suite Guro – A Suíte Bimodal Guro é composto por membros máficos e félsicos. O membro félsico é denominado de Granito Aplítico Gneisse-Migmatito e o membro máfico de Metagabro e Gneisse- Migmatito Máfico. 
 
O Granito Aplítico Gneisse-Migmatito (P3Oag) representa o componente félsico puro da suíte bimodal, composta por camadas, cujas espessuras variam de alguns centímetros a mais de cem metros. 
 
O Metagabro e Gneisse-Migmatito Máfico (P3Ogb) forma o componente máfico da Suíte Bimodal Guro. Este é o componente inferior do complexo de injecão máfico félsico e ocorre somente de forma ocasional em grandes afloramentos, sem o componente félsico. 
A unidade maior da Suíte Guro é o Granito Gneisse-Migmatito e Gneisse-Migmatito Máfico (P3Ogm). Este é a combinação de componentes máficos e félsicos intercamadadas com limites agudos, que ocorrem intimamente lado a lado em camadas, bandas ou lâminas paralelas, tendo, na maioria dos casos, a predominância do membro félsico sobre o componente máfico. A idade magmática de zircão de 867±15 Ma pode ser atribuída ao emplaçamento magmático da Suíte Guro. 
 
3.1.9 Complexo da Ponta Messuli, que é um fragmento de soco paleoproterozóico (1954 ± 
15 Ma), constituindo a parte norte-noroeste do soco cristalino do norte de Moçambique (fig. 
3); 
Geologia de Moçambique MINERALOGIA 
 
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Geologia de Moçambique 
 
1 | P a g e Docente: eng. Sílvia Rafael 
1 | P a g e Docente: eng. Sílvia Rafael 
Compilado por Joao Chicava 
 
Fig. 3 - Principais unidades geológicas do nordeste de Moçambique (Bingen et all..2007). 
 
3.1.10 Grupo de Txitonga, de baixo grau e de idade desconhecida, sobrejacente no complexo acima referido; 
 
3.1.11 O soco cristalino a sul do Graben de Maniamba, de idade do Karoo, e ao norte da Faixa do Lúrio, predominantemente composto por gnaisses mesoproterozóicos (1110 a 990 Ma), que fazem parte (de leste para oeste) os Complexos de Unango e de Marrupa, e por nappes panafricanas, compreendendo (de leste para oeste) os Complexos de M´Sawise, 
Muaquia, Xixano, Nairoto, Montepuez, Lalamo e Meluco (GTK Consortium, 2006d; Bingen et al., 2007). 
 
3.1.12 A Faixa de Empurrão do Lúrio, de orientação WSW-ENE, separa o domínio estrutural norte do bloco do soco cristalino sul da sub-Província de Nampula. Em termos litológicos, a Faixa de Empurrão do Lúrio, incluindo granulitos e gnaisses cisalhados, incorporados no Complexo de Ocua e metassedimentos do Complexo de Montepuez (GTK Consortium, 2006d). 
 
3.1.13 O soco cristalino da parte sul da sub-Província de Nampula, a sul da Faixa do Lúrio, compreende o Complexo de Nampula e os Klippens de Monapo e de Mugeba (735 a 550 Ma), supostamente relacionados com a Faixa do Lúrio. 
 
Fig. 4 - Geologia simplificada da sub-Província de Nampula. Azul-escuro: Complexo de Mocuba; Azul-claro: Gnaisses de Mamala; Púrpura: Gnaisses de Rapala; Castanhoescuro: Complexos de Molócuè e de Mecubúri; Castanho-claro: Suite de Culicui; Preto: Complexo do Alto-Benfica; Cinzento: Complexo de Ocua (incluindo os Klippen de Monapo e Mugeba); Verde-claro: sub-Província de Unango; Verde-escuro: sub-Província de Marrupa; Vermelho: Suites de Murrupula e de Malema (GTK Consortium, 2006d; Macey et al., 2006). 
 
As rochas do Complexo de Nampula compreendem orto e paragnaisses mesoproterozóicos (1125-1075 Ma), Suite de Mocuba - composto por ortognaisses migmatíticos, polideformados, e formam provavelmente a base supracrustal onde depositaram-se as rochas do Grupo de Molócuè; Grupo de Molócuè - compreende uma sequência de camada intermédiaria de rochas metapelítica, calco-silicato e félsica, de gnaisses metavulcânicas máfica e ultrámafica (> 1125 Ma); Suite de Culicui - consiste de granitos migmatíticos a não migmatíticos e de gnaisses e leuco-granitos datados de 1075 Ma (Cadoppi et al. 1987, Kröner et al. 1997, Direção Nacional de Geologia & Council for Geoscience 2007); e o Grupo do Alto Benfica, intruído por granitóides câmbricos e ordovícicos pan-africanos (530-450 Ma) pertencentes à Suite de Murrupula e de Malema, e por pegmatitos (480-430 Ma) (GTK Consortium, 2006d). 
 
3.2 Terreno do Gondwana Oeste 
O soco cristalino do Terreno do Gondwana Oeste compreende rochas ígneas e rochas supracrustais metamorfizadas. As últimas incluem o Grupo de Chidzolomondo (Fig. 3.3), o Supergrupo de Zâmbuè (1200 – 1300 Ma), o Supergrupo do Fíngoè (1327 ± 16 Ma, Fig. 3.4), o Grupo de Mualádzi, o Grupo de Cazula (1041 ± 4 Ma) e os ortognaisses e paragnaisses do Rio Messuze. 
 
Fazem também parte do Terreno do Gondwana Oeste, granitóides denominados por Suites Intrusivas Irumides como, por exemplo, o Granito da Serra Chiúta (idade superior a 1021 Ma, Fig. 3.5), o Granito do Rio Capoche (1201 Ma), a Suite de Cassacatiza (1077 ± 2 Ma), a Suite de Tete (1047 ± 29 Ma, Fig. 3.6), a Suite de Furancungo (1041 ± 4 Ma) e muitas outras. 
 
3.2.1 Grupo de Chidzolomondo (P2CD) 
O domínio oriental da porção meridional do Grupo de Chidzolomondo é compreendido por uma mistura de metassedimentos e rochas metavulcânicas subordinadas, localmente fortemente deformadas. Para leste, a sua textura torna-se gnaissica e predominam os migmatitos e granulitos de composição intermédia. 
 
Na porção sul-ocidental da zona meridional, os granulitos migmatíticos de composição intermédia, associados com rochas félsicas supracrustais, encontram-se associados com quartzitos laminados distintos, de grão fino a médio, ocorrendo ao longo do Rio Capoche, entre os tributários dos Rios Luia e Cherisse. 
 
 Em resumo, o Grupo de Chidzolomondo é composto predominantemente por uma variação de rochas granulíticas básicas a intermédias, mostrando impressão sobreposta retrógrada variável. Em todas as lâminas delgadas, salvo nas das rochas mais félsicas, foi observada ortopiroxena. 
A clinopiroxena é menos comum. 
 
Fig. 5 - Extracto da Carta Geológica de Moçambique 1:250 000, Folha No. 1432 (Chifunde). Fonte: Direcção Nacional de Geologia. 
A cordierite, a granada, a biotite e a ortopiroxena são típicas na parte meridional, enquanto que a ortopiroxena e a clinopiroxena são comuns na zona norte. As rochas da zona meridional são também mais ricas em quartzo. Sugere-se um protolito vulcânico para a parte norte do Grupo de Chidzolomondo, devido à sua composição máfica global e à falta de estruturas planares de grande escalacomo normalmente se encontram de forma regular em ambientes estratificados. 
 
A parte meridional da unidade sobressai pela ocorrência combinada quer de sedimentos calcários e detríticos, quer de rochas vulcânicas. Os dados disponíveis indicam que as rochas metamórficas, compondo a parte meridional do Grupo de Chidzolomondo, foram submetidas a uma história prolongada de deformação e metamorfismo, semelhante em intensidade e duração àquelas que afectaram outros supracrustais metamórficos que outrora pertenceram ao Grupo do Luia, Hunting (1984). 
 
3.2.2 Supergrupo de Zâmbuè (P2ZB) 
O Supergrupo de Zâmbuè cobre uma área alongando-se por cerca de 200 km na direcção NESW, desde a vila fronteiriça de Cassacatiza na região NE da área de trabalho, até à área de Zumbo no extremo ocidental da Albufeira de Cahora Bassa. 
O Supergrupo de Zâmbuè é constituído por metassedimentos e, em menor quantidade, por rochas metavulcânicas, atribuídos ao Grupo de Malowera (mais antigo), ao Grupo de Muze (mais recente) e à Formação do Rio Mese. 
 
3.2.2.1 O Grupo de Malowera consiste de variadas Meta-Arcoses granitizadas (P2ZBa) da Formação de Metamboa, * a qual forma a unidade mais extensa do Supergrupo de Zâmbuè. 
 
A Formação de Metamboa* inclui também horizontes locais e finos de Rochas Máficas Metavulcânicas (P2ZBav). Os horizontes máficos encontram-se dispersos particularmente na área do Rio Piri-Piri. Na porção mais ocidental de ocorrência do Supergrupo de Zâmbuè são comuns os Ortoquartzitos (P2ZBqz) com Gnaisses Biotítico- Granatíferos porfiroblásticos (P2ZBsn) da Formação de Sale-Sale* (P2ZBsn) do mesmo grupo. Encontram-se dobrados nas meta-arcoses da Formação de Metamboa* e formam uma paisagem dissecada com montes elevados e uma crista de montanha. 
 
3.2.2.2 O Grupo de Muze compreende uma variedade de tipos distintos de rochas calcárias incluindo os mármores puros e de grão grosseiro da Formação de Musamba* (P2ZBm) com gnaisses calco-silicatados, escarnitos e níveis de metachertes da Formação de Caduco* (P2ZBc) subordinados. As rochas de ambas as formações* são encontradas como um cinturão curvilíneo com orientação N-S a NW-SE. 
 
A Formação do Rio Mese (P2ZBgn) compreende ortognaisses e paragnaisses formando parcialmente áreas separadas nas partes meridionais e setentrional do Supergrupo de Zâmbuè. As rochas desta formação apresentam-se localmente granatíferas e incluem intercalações anfibolíticas. 
 
Uma idade máxima de 1200 Ma – 1300 Ma para a deposição dos sedimentos do Supergrupo de Zâmbuè é indicada por datação SHRIMP de zircões detríticos de uma meta arcose do Grupo de Malowera. 
 
 
 
 
3.2.3 Supergrupo do Fíngoè (P2F) 
As rochas supracrustais do Fíngoè encontram-se expostas num cinturão dobrado estreito, com 150 km de comprimento e orientado WSW-ENE, estendendo-se do Monte Atchiza a oeste até cerca de 30 km para E da vila de Fíngoè. 
 
Fig. 6 - Extracto da Carta Geológica de Moçambique 1:250 000, Folha No.1532 (Songo).Fonte: Direcção Nacional de Geologia. 
 As rochas supracrustais do Supergrupo do Fíngoè, consistem de uma extensa variedade de rochas metassedimentares e metavulcânicas. Rochas vulcânicas e alguns micaxistos predominam na parte ocidental do Supergrupo, enquanto que gnaisses/xistos siliciosos portadores de epídoto, xistos quartzo-feldspáticos, várias rochas conglomeráticas e metavulcânicas, e algumas rochas carbonáticas predominam na parte central. 
As rochas vulcânicas, normalmente de origem piroclástica, caracterizam a parte oriental do cinturão dobrado. O Supergrupo do Fíngoè está subdividido em dois grupos e quatro formações definidas informalmente que são: 
 
3.2.3.1 Grupo do Monte Messuco compreende (da base para o topo) a Formação do Monte Rupanjaze* (P2FR) e a Formação do Monte Muinga* (P2FG). A primeira compreende Metavulcanitos Máficos (P2Frvm), Formações Ferruginosas Bandadas (P2Frvfe), Rochas Piroclásticas Máficas e Micaxistos (P2FRvf) e Metachertes (P2FRch). Entre estas duas formações*, duas unidades –Mármores (P2FSm) e Micaxistos (P2FSch) – ocorrem como não especificadas para qualquer uma destas formações*. A Formação do Monte Muinga* compreende (da base para o topo) Rochas Metavulcânicas Félsicas (P2FGfi), Rochas Metavulcânicas Máficas a Intermédias (P2FGvi), Rochas Amigdalóides Máficas e Metavulcânicas Félsicas (P2FGmf) e Aglomerados e Brechas Vulcânicas (P2FGb). 
 
3.2.3.2 Grupo do Monte Tchicombe, o mais recente, inicia-se com Rochas Metavulcânicas Félsicas (P2FHv) e Mármores (P2FHm), seguidas na sequência estratigráfica por Quartzitos (P2FMqz), Meta-arenitos (P2FMss) e Conglomerados Polimíticos (P2FMco) da Formação do Rio Mucamba*. A unidade mais superior do Grupo do Monte Tchicombe é a Formação do Monte Puéque*, composta por Gnaisses Calco-silicatados (P2FPcc) e Micaxistos Calcosilicatados (P2FPmc). 
As rochas metavulcânicas do Supregrupo do Fíngoè mostram uma vasta e contínua gama de composições químicas, do basalto ao riolito. Foi obtida uma idade mínima de 1050 ± 8 M.a. para o Supergrupo do Fíngoè, a partir de uma rocha granítica intrusiva a metavulcânica félsica. Uma idade directa e mais precisa de 1327 ± 16 M.a. para este supergrupo derivou da datação de um seu membro metavulcânico. 
 	 
3.2.4 Grupo de Mualádzi (P2D) 
O Consórcio GTK definiu quatro unidades litológicas para o Grupo de Mualádzi. As Rochas Metavulcânicas Máficas (P2Dvl) da Formação de Macanda* são a unidade litológica dominante do Grupo de Mualádzi, cobrindo a maior área. Contem muitos horizontes de Conglomerados polimícticos (P2Dvlc). Na parte sul da sua ocorrência foram encontrados dois pequenos afloramentos de rochas metavulcânicas félsicas. A norte da vila de Mualádzi, no interior das rochas metavulcânicas máficas, Rochas Metavulcânicas Ultramáficas (P2Dvu) estão expostas ao longo de um cinturão alongado alinhado segundo a direcção NNW. Um horizonte de Quartzitos Ferruginosos Bandados (P2Dfe) encontra-se exposto perto da fronteira com a Zâmbia, onde provavelmente forma uma camada dobrada e falhada no seio de rochas metavulcânicas máficas. Rochas metassedimentares em quantidade menor de classe incerta incluem Quartzitos (P2Dq) e Micaxistos (P2Dc). As amostras das litologias de Mualádzi analisadas formam uma suite bimodal com composições ultramáficas e máficas prevalecentes. As rochas vulcânicas foram classificadas como basaltos toleiíticos subalcalinos e riolitos e as variedades mais máficas caíram no campo dos komatiitos basálticos e ultramáficos. As rochas supracrustais do Grupo de Mualádzi encontram-se completamente rodeadas pelos granitos da Suite de Furancungo, datados de 1041±4 M.a. 
 
3.2.5 Grupo de Cazula (P2C) 
Nas cartas produzidas pelo Consórcio GTK as rochas do Grupo de Cazula estão envolvidas pelos granitóides da Suite de Furancungo. O Grupo de Cazula é predominantemente composto por meta-arenitos e gnaisses quartzo-feldspáticos, apresentando anfibolitos, quartzitos e gnaisses calco-silicatados subordinados. Nas áreas central e setentrional, os anfibolitos são o litotipo predominante com estruturas sugerindo um protolito vulcanogénico. Uma idade de 1041±4 M.a. (método de U/Pb) para o granito intrusivo de Desaranhama define a idade mínima dos estratos de Cazula, semelhante à sequência de Mualádzi. 
 
3.2.6 Ortognaisses e Paragnaisses do Rio Messuze (P2MZ) 
A cerca de 70 km para leste da vila de Fíngoè, o sôco compreende gnaisses tonalítico (- granodioríticos), os quais sofreram deformação polifásica e são cortados por diques graníticos de várias idades. Também ali ocorrem gnaisses quartzo-feldspáticos granitizados, ocasionalmente com acamamento primário. Os ortognaisses e paragnaisses do Rio Messuze são rodeados por granitóides intrusivos, que ocupam uma área de cerca de 100 km2. 
 
SUITES INTRUSIVAS IRUMIDES 
3.2.7 Granito da Serra Chiúta (P2CSgr) 
Baptizados com o nome da vila de Chiúta junto à serra com o mesmo nome e localizados perto do topo da Serra Chiúta (1334m), estes granitóidesmetamorfizados são caracterizados e, por seu turno, identificados com base num relevo forte, expresso por cristas de montanhas e cadeias montanhosas. Em comparação com as outras unidades granitóides, eles cobrem uma superfície relativamente pequena. A sul, encontram-se basicamente restritos a uma orla descontínua em redor dos estratos de Chidzolomondo e um corpo maior rodeado por Granito Castanho. A nordeste, os granitóides da Serra Chiúta encontram-se em contacto com os granitóides do Rio Capoche. O tipo litológico é de granito biotítico cinzento e cinzentoacastanhado, de grão grosseiro, heterogranular, ocasionalmente de grão muito grosseiro, porfirítico, com conteúdo variável em granada . 
 
Os granitóides de Chiúta não foram datados, mas as relações de contacto com os granitóides do Rio Capoche favorecem uma idade mais antiga que 1021 M.a. e, consequentemente, os granitóides de Chiúta são obviamente as rochas plutónicas mais antigas existentes na parte norte da Província de Tete. 
 
3.2.8 Granito do Rio Capoche (P2RC) 
Baptizados com o nome do Rio Capoche, que corre através da porção oriental da unidade, estes granitóides representam uma extensa família de granitóides que ocupam áreas grandes, de formato irregular. As litologias são, em média, constituídas por granitos portadores de biotite a granodioritos, com os primeiros a apresentarem uma cor variando de cinzenta clara a rósea até cinzenta clara acastanhada, grão médio a grosseiro e/ou muito grosseiro, heterogranular, localmente porfiríticos. Em geral, possuem um teor baixo a muito baixo de biotite. 
 
Localmente, os Granito do Rio Capoche contem enclaves do metagranito da Serra Chiúta (com granada) e do migmatito de Chidzolomondo. Uma amostra de ortognaisse granítico apresentou uma idade de 1201 M.a. sobre zircão (método SHRIMP). Esta foi a idade mais antiga atribuída a um granitóide na área. Destes dados deduz-se que a Suite do Rio Capoche pertence a uma das mais antigas fases de magmatismo granítico na Província de Tete, apenas com os metagranitos da Serra Chiúta como mais antigos, de acordo com as relações de campo anteriormente descritas. 
 
3.2.9 Granitos do Rio Tshafuro (P2RF) 
Estes granitos ocupam uma zona orientada ENE-WSW, com cerca de 20 a 25 km de largura, paralela às unidades circundantes, ou seja, aos Granitos de Cassacatiza a norte e aos estratos de Chidzolomondo a sul. O tipo litológico mediano é constituído granito biotítico a granodiorito, o primeiro apresentando uma cor cinzenta clara a cinzenta rósea, não equigranular a porfirítico, de grão fino a, localmente, muito grosseiro. Os membros que apresentam granulometria mais fina são, tipicamente, mais equigranulares. Localmente, o fluxo magmático desenvolveu um alinhamento incipiente dos fenocristais de feldspato potássico. Esporadicamente, os granitóides contêm enclaves ‘máficos’ cinzentos-escuros, de dimensão variável (decimétrica a métrica). Com base nas texturas granitóides/granitóides migmatíticas e no modelo seguido pela variação lateral em estrutura magmática, pode-se inferir que os granitóides do Rio Tshafuro foram intruídos ao longo do contacto entre as camadas do Chidzolomondo e os granitos de Cassacatiza, incorporando materiais de ambos. 
 
3.2.10 Suite de Cassacatiza (P2CZ) 
Baptizada com o nome da vila de Cassacatiza, um posto fronteiriço com a Zâmbia, esta suite granitóide ocorre ao longo de uma zona orientada ENE-WSW, com uma largura de 20 – 25 km, desde o Rio Metamboa até leste de Cassacatiza, ao longo de cerca de 200 km de distância. Os granitóides da Suite de Cassacatiza intruem as rochas supracrustais dos Supergrupos de Zâmbuè e do Fíngoè. Em redor da vila de Cassacatiza, os granitos da Suite de Cassacatiza quase indeformados são como granitos biotítico-horneblêndicos porfiríticos, com fenocristais de feldspato potássico com cerca de 1 a 4 cm de dimensão e também com megacristais arredondados de feldspato, atingindo até 8 – 10 cm de diâmetro. 
 
Foram definidas as seguintes unidades litológicas: Granito deformado, megacristalino e Granodiorito (P2CZgr), Granito mesocrático de grão grosseiro (P2CZmg) e Granito gnaissico de grão médio (P2CZgn). 
 
A Suite de Cassacatiza é caracterizada por uma tendência monzonítica com composições formando uma tendência contínua de quartzo-monzonito a granito. As intrusões granitóides com afinidades alcalinas são mais comuns na parte ocidental da suite. 
Uma amostra de granito colhida pelo Consórcio GTK da vila de Cassacatiza forneceu uma idade convencional de 1077±2 M.a. sobre zircão (método U-Pb). 
 
3.2.11 Granitóides da Serra Danvura (P2SD, P2SDp) 
Os Granitóides da Serra Danvura ocupam uma área extensa com cerca de 50 km x 130 km a norte da Albufeira de Cahora Bassa. São limitados pelos granitóides da Suite do Monte Sanja e pelas rochas supracrustais do Fíngoè a norte e terminam nas rochas de cobertura do Karoo a sul, incluindo o Granito do Monte Capirimpica. 
 
Os Granitóides da Serra Danvura são representados por uma variedade de granitos de cor rósea a verde-acastanhada escura, de grão médio a grosseiro, maciços e fracamente deformados, por granodioritos, quartzo-monzonitos e por quartzo-sienitos. Os quartzomonzonitos e os quartzosienitos formam intrusões individuais. Os Granitóides da Serra Danvura incorporam o Granito do Monte Capirimpira com cerca de 1086 M.a. e, consequentemente, devem ser mais antigos que ~1090 Ma. 
 
3.2.12 Granito do Monte Capirimpica (P2CA) 
Poucos quilómetros para sul e sudoeste da vila de Fíngoè, é uma área montanhosa com mais de 400 km2 de extensão é composta por granitóides de grão grosseiro, os quais foram definidos e designados como Granito do Monte Capirimpica. Esta área heterogénea com uma forte expressão radiométrica compreende granitóides relativamente indeformados, com uma componente aplítica significativa. 
 
O Granito do Monte Capirimpica compreende duas fácies: uma mais importante, granítica, de grão grosseiro e quase indeformada, e uma outra subordinada, correspondente a fácies granítica aplítica de grão médio. Litogeoquimicamente, o Granito do Monte apresenta uma variedade de grão grosseiro do Granito do Monte Capirimpica forneceu uma idade de 1086±7 M.a. (U-Pb sobre zircão). 
 	 
3.2.13 Suite de Tete (P2T) 
Anteriormente designado por Complexo Gabro-Anortorítico de Tete (Hunting, 1984) – mais tarde referida como Suite (Gabro-Anortorítica) de Tete – foi baptizada com o nome da cidade de Tete, situada a cerca de 10 km a sul do mesmo. 
 
A Suite de Tete foi bastante bem estudada, face à ocorrência de longa data de depósitos de urânio, ferro, cobre e ouro. A Suite de Tete forma um corpo alongado do tipo sola subhorizontal, com uma superfície de cerca de 6.000 km2. Estende-se desde os arredores de Estima a oeste, até quase à fronteira com o Malawi, a este, ao longo de mais de 15 km, atravessando o Rio Zambeze e cobrindo a parte norte da cidade de Tete. A sua dimensão máxima no sentido N-S é de cerca de 60 km. 
 
A Suite de Tete é predominantemente composta por gabros e leucogabros, com anortositos subordinados e, em menor quantidade mas mais dispersos, litotipos ultramáficos, na sua maioria piroxenitos e rochas maioritariamente compostas por óxido de ferro e titânio. As estruturas das rochas são igualmente maciças e apresentam granulometria média a grosseira, ou mesmo pegmatítica. 
A Suite de Tete é cortada por inúmeros diques básicos. Os gabros frescos (P2Tgb) da Suite de Tete apresentam cor cinzenta a cinzenta escura, são homogéneos, não foliados, e possuem granulometria média a muito grosseira. Os principais minerais são a plagioclase (labradorite sódica), piroxena (augite e hiperstena), e óxidos de ferro e de titânio. Em alguns poucos casos, pode ocorrer olivina (Svirine, 1980). Os anortositos cinzentos ou esbranquiçados (P2Tan) formam uma porção subordinada, mas substancial, da Suite de Tete. 
 
Fig. 7 - Extracto da Carta Geológica de Moçambique 1: 250 000, Folha No. 1633 (Tete). Fonte: DirecçãoNacional de Geologia. 
A Suite de Tete é rica em minerais opacos, passando localmente a rochas com óxidos de ferro e titânio (P2Tti), formando camadas paralelas ao bandamento magmático geral. São rochas negras, muito densas, compostas predominantemente por magnetite e ilmenite. Evans et al. (1999) reportaram uma idade de regressão sobre rocha total (Sm-Nd) de 1025±79 M.a. para os gabros de Tete (incluindo os resultados recalculados de Barr et al. 1984). 
 
3.2.14 Suite de Chipera (P2CP) 
Os gabros e anortositos da Suite de Chipera estão localizados logo a norte do extremo leste do Lago de Cahora Bassa e possuem cerca de 40 km. Os leucogabros da suite contêm apenas proporções acessórias de minerais máficos e evoluem muitas vezes para anortositos. Todavia, são geralmente mais escuros. Os silicatos de ferro e magnésio são compostos por olivina, ortopiroxena e clinopiroxena. Ocorrem segregações de magnetite-ilmenite, mas em escala menor se comparadas com as idênticas que ocorrem na Suite de Tete. A datação Sm-Nd efectuada pelo Consórcio GTK num gabro de Chipera forneceu uma idade de 1047±29 M.a. 
Esta idade está em concordância com os dados geocronológicos existentes para a Suite de Tete e apoia a ideia de que a intrusão de Chipera e outras intrusões menores pertenceram originalmente a um único corpo ígneo (ultra-)máfico intrusivo, em conjunto com a Suite de Tete. 
 
3.2.15 Gabros e Anortositos do Rio Chiticula (P2Cuga) 
Estas rochas formam intrusões distintas, com dimensões variando de 50 a 250 km2, nas porções norte e leste da área. Gabros maciços, escuros, de grão médio a grosseiro e anortositos localmente associados, são em geral caracterizados por terrenos baixos, com relevos associados e solos lateríticos castanho-avermelhados. As rochas gabróicas muitas vezes comportam olivina, clinopiroxena e plagioclase. As intrusões menores são geralmente compostas por gabros leucocráticos de grão médio a grosseiro e por noritos. São compostos por plagioclase laminada cinzenta, por piroxena subordinada (augite e hiperstena) e por minerais opacos. 
 	 
3.2.16 Granito Castanho (P2CT) 
Este estende-se do meio do curso do Rio Luatize a norte, a Chipera a oeste e prossegue até ao Granito de Desaranhama, a leste. Geralmente, os maiores maciços de Granito Castanho apresentam forma irregular e/ou dispõem-se concordantemente com as estruturas das rochas circunvizinhas. Unidades menores cortam frequentemente a última, manifestando deste modo a sua origem intrusiva. Os granitóides castanhos apresentam-se tipicamente como rochas densas, maciças, rijas, com finas películas de alteração. 
 
O Granito Castanho é caracterizado por apresentar uma assinatura magnética acima da média, a qual permite evidenciá-lo dos outros granitóides e das rochas metamórficas quartzo feldspáticas. Os granitóides do Granito Castanho são charnoquitos compostos por quantidades variáveis de quartzo, feldspato potássico, plagioclase, hiperstena, augite, biotite e horneblenda, com minerais opacos abundantes. Os intrusivos do Granito Castanho são, no seu todo, relativamente indeformados.A datação do Granito Castanho pelo Consórcio GTK forneceu uma idade concordante sobre zircão de 1050±2 M.a. e confirmou as determinações anteriores efectuadas pela empresa Hunting (1984). 
 
3.2.17 Suite do Monte Sanja (P2SJ) 
A Suite do Monte Sanja forma uma zona de rochas intrusivas félsicas a intermédias, com direcção NE-SW, com uma área de 120 km por 35 km. Tais rochas são compostas por granitos, granodioritos e quartzomonzonitos em menor quantidade. Estas rochas intruem o Supergrupo supracrustal do Fíngoè e correspondem aos ‘granitóides pós-Fíngoè’ sensu 
Hunting (1984). Os granitóides da Suite do Monte Sanja são granitos biotítico-horneblêndicos equigranulares, com cor rósea clara ou cinzenta-acastanhada, maciços, com grão médio a grosseiro e granodioritos com foliação local incipiente. Os membros dioríticos da Suite do Monte Sanja contêm grandes xenólitos dioríticos. Apresenta uma idade de 1050±8 M.a. 
 
3.2.18 Granito de Marirongoè (P2MR) 
O Granito de Marirongoè está localizado na parte setentrional do grande batólito granítico da Suite de Cassacatiza. Forma um plutão arredondado, com cerca de 10 km de diâmetro. O granito biotítico em geral tenuemente foliado é cinzento, com grão médio, apenas com horneblenda subordinada. É maioritariamente equigranular, embora existam algumas variedades porfiríticas. A magnetite é um típico constituinte menor ou acessório. 
Na parte meridional do plutão ocorrem diques pegmatíticos portadores de minerais económicos como, por exemplo, a água-marinha e a mazonite. Ocorrem actividades de extracção de pequena escala naqueles pegmatitos. 
 
3.2.19 Quartzo-Monzonito de Messambe (P2MS) 
Compreende uns poucos de plutões, com cerca de 50 km2 de dimensão, nas partes oriental e setentrional da grande área granitóide da Serra Danvura. Contudo, permanecem incertas as suas relações de idade. Os granitóides de Messambe são castanhos escuros, passando a cinzentos acastanhados quando alterados. São sempre indeformados, bastante maciços e porfiríticos. 
Observam-se, por vezes, alinhamentos paralelos de fenocristais de feldspato potássico ocasionalmente com 3 a 4 cm de dimensão, o que supostamente indica o fluxo magmático. Os minerais constituintes da rocha mais dominantes são o feldspato potássico, a plagioclase e a horneblenda, com quartzo, biotite e, em parte, piroxena subordinados. 
 
3.2.20 Granito de Mussata (P2MT) 
Os granitóides de Mussata foram cartografados ao longo de uma faixa com 15 km de largura, disposta a norte e paralela à Suite de Tete, com a qual se encontra em contacto tectónico. Os Granitos de Mussata são granitos biotíticos geralmente porfiríticos, cinzentos (claros) a cinzentos rosados quando frescos, a castanhos claros avermelhados quando alterados, com grão (muito) grosseiro e com fenocristais róseos de feldspato potássico, localmente cinzentos púrpura, com dimensão milimétrica a decimétrica e teores variáveis de biotite. Os dados geocronológicos disponíveis apenas permitem concluir que os granitóides de Mussata prédatam as intrusões de Granito Castanho, ou seja, são anteriores a 1050 – 1040 M.a. 
 Fig. 8 - Extracto da Carta Geológica de Moçambique 1:250 000, Folha No. 1533/1534 (CazulaZóbuè). Fonte: Direcção Nacional de Geologia. 
 
3.2.21 Suite de Furancungo (P2F) 
A Suite de Furancungo forma uma zona alongada com uma área de (250 km por 80 km) com tendência NNW-SSE, continuando no Malawi a sudeste e na Zâmbia na parte noroeste. Os granitóides da Suite de Furancungo são rochas tipicamente não magnéticas, excepto os gnaisses máficos do Monte Dezenza situados próximo da fronteira com o Malawi. Uma quantidade substancial de rochas máficas e ultramáficas, incluindo metagabros e anfibolitos, é atribuída aos ortognaisses do Monte Dezenza. As rochas gabróicas são também encontradas nos granodioritos, tonalitos e quartzo-monzodioritos do Granito de Nacoco. Uma datação convencional U/Pb sobre zircão realizada pelo Consórcio GTK forneceu uma idade de 1041±4 M.a. 
 
 
 
ROCHAS INTRUSIVAS PAN-AFRICANAS 
As rochas intrusivas do Pan-Africano Inicial no Terreno do Gondwana Oeste incluem rochas intermédias a félsicas da Suite de Matunda, da Suite (ultra) máfica do Atchiza, da Suite máfica de Ualádze, o Leucogranito de Cassenda e o Granito do Monte Inchinga. 
 
3.2.22 Suite de Matunda (P3M) 
No interior da extensa Suite de Matunda, com cerca de 900 km2 de superfície, particularmente os gnaisses graníticos formam uma estrutura em domo imponente, com cerca de 40 km2 de dimensão (Fig.3.7). Os gnaisses apresentam-se com frequência intensamente deformados e podem conter fenocristais de fedspato potássico. Os gnaisses máficos e félsicos intercalados possuem localmente aspecto migmatítico. Zircões dos gnaisses graníticos de Matunda forneceram uma idade de 528±4 M.a. 
 
Fig. 9 - Extracto da Carta Geológica de Moçambique 1: 250 000, Folha No.1530/1531 (Zumbo/Fíngoè-Mágoè). Fonte: Direcção Nacional de Geologia. 
 
3.2.23 Suite do Atchiza (P3A) 
Inicialmente designada por Complexo do Monte Atchiza (Hunting, 1984), esta unidade cobre cerca de 330 km2 entre a Albufeira de Cahora Bassa a sul, e o cinturão supracrustal do Supergrupo do Fíngoè a norte. A Suite do Atchiza é uma suite ígnea bandada, a qual consiste de uma sequência ultramáfica inferior, compreendendo Dunitos(-serpentinitos) (P2Ad) e Piroxenitos (P2Ap), coberta por uma sequência superior de composição Gabróica (P2Ag), norítica e diorítica. As rochas ígneas são cortadas por veios esbranquiçados a cinzentos de sienito-granitos porfiríticos e aplíticos, de grão médio a fino, e por diques de doleritos. 
Uma datação Sm-Nd realizada pelo Consórcio GTK num gabro piroxénico forneceu uma idade de 864±30 M.a. 
 
3.2.24 Granito do Monte Inchinga (P3Ig) 
Compreende muitos plutões situados na margem norte do Lago de Cahora Bassa ou região ocidental da Província de Tete, compostos por granitos com microclina, cinzentos claros a cinzentos rosados, de grão médio a grosseiro, com com uma textura porfirítica distinta. A rocha maciça apresenta um fluxo magmático incipiente, evidenciado pelo alinhamento dos fenocristais de feldspato. 
 
3.2.26 Suite de Sinda (CaSg) 
É composta por muitos corpos de granito microclínico porfirítico, os quais intruem os metassedimentos do Supergrupo do Zâmbuè na região norte-ocidental da Província de Tete. Os granitos de Sinda são granitos microclínicos porfiríticos que apresentam coloração rósea clara ou castanha amarelada, possuem grão médio a grosseiro, com fenocristais euédricos de feldspato potássico, sobressaindo frequentemente nas superfícies meteorizadas. A rocha é maciça e indeformada, embora localmente possa ser observado um alinhamento magmático de fenocristais. A Suite de Sinda apresenta uma idade de 502±8 M.a. 
 
3.2.27 Granito de Macanga (OrM) 
É composto por inúmeros plutões graníticos individuais, com diâmetro entre 3 e 20 km, os quais se instalaram no sôco cristalino. O granito é um granito biotítico bastante maciço, com cor rósea a cinzenta clara e apresenta grão médio. No granito são comuns enclaves semiangulosos de uma rocha quartzo-feldspática com cor cinzenta clara (supostamente derivada do Grupo de Chidzolomondo). Análises (SHRIMP) sobre zircão do Granito de Macanga forneceram uma idade magmática entre 350 e 650 M.a. Foi obtida uma idade média de 470±14 M.a. 
 
 
3.3 Terreno do Gondwana Este 
As rochas ocorrendo no Distrito da Angónia, a nordeste da Província de Tete, foram tradicionalmente atribuídas ao Complexo da Angónia (Hunting, 1984). A re-interpretação do Complexo da Angónia sensu Hunting (1984) pelo Consórcio GTK resultou na criação do Grupo da Angónia, composto pelos gnaisses mesoproterozóicos e pela Suite de Ulonguè, composta por rochas plutónicas neoproterozóicas. 
 	 
3.3.1 Grupo da Angónia (P2A) 
O Grupo da Angónia agora definido foi consideravelmente reduzido quando comparado com o Complexo da Angónia sensu Hunting (1984). O Grupo de Cazula substitui as extensões ocidentais e, por outro lado, grandes áreas em redor e a norte do Zóbuè foram incorporadas nos Gnaisses do Monte Dezenza da Suite de Furancungo. O contacto do Grupo da Angónia com a Suite de Furancungo é representado por um conjunto de carreamentos pan-africanos com ângulo suave e vergência para oeste, formados quando os blocos do Gondwana Este e do Gondwana Oeste colidiram e se amalgamaram. 
 
A frente de cavalgamento é também bem definida através das fracas assinaturas radiométricas e pelas anomalias magnéticas bem definidas que caracterizam o Grupo da Angónia e estão ausentes na Suite de Furancungo. Três unidades foram incorporadas no Grupo da Angónia: Gnaisses Quartzo- Feldspáticos e Gnaisses Anfibolíticos (P2AGsv), Gnaisses Bandados Biotítico- Horneblêndico-Quartzo-Feldspáticos (P2AGqf) e Gnaisses Bondados QuartzoFeldspáticos com Granada (P2AGbg). 
 
3.3.2 Suite de Ulonguè (P2U) 
Consiste dos Gnaisses Máficos de Tomo-Gimo, dos Anortositos de Metongo-Va-Mbelame e dos Sienitos de Dedza (CGS, 2006), dos quais apenas uma pequena porção dos Gnaisses Máficos de Tomo-Gimo se estende para o interior da área. De acordo com o CGS (2004), os litotipos incluem gnaisses ortopiroxénico anfibólicos, gnaisses horneblêndico-plagioclásicos (metagabros), piroxenitos, gnaisses granatífero-horneblêndico-plagioclásicos com níveis de hematite e magnetite, supostamente pertencentes a uma intrusão bandada 
 
 
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 Compilado por Joao Chicava