Apostila Geologia do Brasil

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APOSTILA DE GEOLOGIA DO BRASIL  
 
 
 
 
 
 
 
 
Material compilado pela  
Profa. Danielle Piuzana 
 
Fundamentos de Geologia 
Bacharelado em Humanidades 
UFVJM 
 
 
 
 
 
 
 
Diamantina, fevereiro de 2012 
 
Apresentação 
 
A Apostila de Geologia do Brasil foi desenvolvida para a unidade curricular de 
Fundamentos de Geologia do Bacharelado em Humanidades. 
Inúmeros artigos científicos e livros foram utilizados como fonte básica para as 
informações contidas aqui e estão elencados ao final da Apostila. 
A Apostila inicia com Noções da Escala de Tempo geológico para informação do 
tempo de formação de conjuntos lito-tectônicos do Brasil. 
 
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Sumário 
 
1 ‐ Noções da escala do Tempo Geológico            4 
2 ‐Estruturas da América do Sul‐             8 
3 ‐ Estruturas Geológicas no Brasil             12 
  3.1 – As áreas cratônicas              17 
  3.1.1 – Cinturões de Rochas Verdes            27 
  3.1.2 – Faixas Móveis Proterozoicas            28 
  3.1.3 – Dados Gerais de Algumas faixas Móveis        32 
    Faixa Araçuaí               32 
    Faixa Ribeira                34 
    Faixa Brasília               36 
    Faixa Paraguai              38 
    Faixa Araguaia              42 
3.1.4 – Complexos Metamórficos de Alto Grau         44 
3.1.5 – Bacia Sedimentar Neoproterozoica           47 
3.1.6 – Jazidas de Minerais Metálicos           53 
3.2 ‐As Bacias Sedimentares Fanerozoicas          54 
  Bacia Sanfranciscana               67 
  Bacia do Amazonas                73 
  Bacia Alto‐Tapajós                79 
  Bacia do Parecis                79 
  Bacia do Parnaíba                81 
  Bacia do Paraná                84 
  Bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá          90 
  Bacias da margem continental brasileira          93 
  Bacia do Pantanal (Cenozoica)            102 
  Bacia do Bananal (Cenozoica)            105 
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Referências Bibliográficas               106 
1‐ Noções da escala do Tempo Geológico 
 
 
Assume-se para a Terra uma idade de mais de 4,5 bilhões de anos. Para entendermos a 
história do planeta, os cientistas que o estudam tendo por base estudos estratigráficos e 
geotectônicos de correlação mundial apoiados, em grande parte, nos registros fossilíferos, 
paleomagnéticos e em datações geocronológicas subdividiram o Tempo Geológico em Eons 
subdivididos em Eras; estas divididas em Períodos que, por sua vez, são divididos em 
Épocas, as quais são divididas em Idades, não sendo proporcional à duração entre elas. 
Normalmente, quanto mais informações há sobre um determinado momento do tempo 
geológico, mais subdivisões há na Tabela de Tempo geológico. Os limites destas divisões 
são estabelecidos por comitées internacionais de correlação estratigráfica mundial e a base 
desta divisão temporal são os registros geológicos de várias partes do mundo, determinando-
se áreas-tipos, as idades absolutas de seus limites, a correlação e o empilhamento 
estratigráfico entre elas de forma a se ter uma coluna cronoestratigráfica mundial subdividida 
em unidades cronogeológicas designadas Eontemas, Eratemas, Sistemas, Séries e 
Andares correspondentes, respectivamente, às divisões cronológicas acima. A variação da 
rotação da Terra, desacelerando cerca de 41” de arco por século, indica que nosso ano 
sazonal atual é bem mais longo em dias do que o dos primórdios da Terra; por exemplo, há 
400Ma o ano tinha 400 dias. 
 
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http://vsites.unb.br/ig/glossario/verbete/fossil.htm
 
 
 
Todos os 4,5 bilhões de anos da Terra podem ser divididos em três éons: 
Arqueano e Proterozoico, mais antigos, podem ser denominados de 
Precambriano e juntos representam 88 % do tempo geológico. O terceiro é o Éon 
Fanerozoico, mais recente. Os limites de tempo e as principais características de 
cada éon são: 
O Éon Arqueano durou da origem da Terra (4.560 milhões de anos = Ma) ou 4,5 
bilhões de anos até 2.500 Ma (ou 2,5 Ba). É um período de resfriamento da Terra e 
consolidação dos núcleos continentais, com muito pouco registro de vida. 
 
O Éon Proterozoico durou de 2.500 Ma à 545 milhões de anos e é caracterizado pelo 
crescimento dos continentes, com a evolução de vastas plataformas continentais em 
torno dos núcleos arqueanos estáveis, com alguns registros localizados de vida. 
 
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O Éon Fanerozoico dura de 545 milhões de anos até os dias de hoje, e é 
caracterizado pela diversificação da vida. É justamente essa diversificação da vida 
que nos permite subdividir esse éon com base em marcadores bioestratigráficos. Já 
no caso dos éons Arqueano e Proterozoico os registros de vida são escassos e 
pouco significativos, e as subdivisões são definidas por eventos geológicos 
representativos, tais como orogenias1, eventos magmáticos, etc.. 
 
O livro editado pela CPRM2 em 2003, apresenta em seu 1º capítulo o Mapa do 
Brasil com representação de rochas por eras geológicas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
1 Conjunto de processos geológicos que resultam na formação de uma cadeia de montanhas (orógeno) e relacionado com a 
tectônica compressional de placas tectônicas 
2 Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do Brasil L. A. Bizzi, C. Schobbenhaus, R. M. Vidotti e J. H. Gonçalves (eds.) 
CPRM, Brasília, 2003. 
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http://vsites.unb.br/ig/glossario/verbete/orogeno.htm
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2‐ Estruturas da América do Sul 
 
A América do Sul, mais especificamente o Brasil, está totalmente contido na 
Plataforma Sul-Americana, que se encontra na Placa tectônica denominada Sul-
Americana (Figura abaixo), cujo embasamento de evolução geológica é muito 
complexo, remontando ao Éon Arqueano. Este embasamento teve a sua 
consolidação completa entre o Neoproterozoico e o início do período Paleozoico, 
com o encerramento no Ciclo Orogênico Brasiliano. 
 
 
 
 
 
 
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O relevo do continente sul americano pode ser sucintamente descrito da seguinte 
forma: em toda sua borda oeste ocorre o domínio da Cadeia Orogênica dos Andes, 
cuja formação iniciou-se no Mesozóico e estende-se ao Cenozóico. A parte central 
e leste do continente é marcada por estruturas e formações litológicas antigas, que 
remontam ao Pré-Cambriano. 
 
O território brasileiro é formado por estruturas geológicas antigas. Com 
exceção das bacias e sedimentação recentes como a do pantanal mato-grossense 
ou Ilha do Bananal, parte ocidental da Bacia Amazônica e trechos do litoral 
nordeste e sul, que são do Terciário e Quaternário (�esozóico), o restante das 
áreas tem idades geológicas que vão do Paleozoico ao �esozóico (grandes bacias 
sedimentares) e ao Pré Cambriano (Arqueano e Proterozoico) As grandes bacias 
sedimentares encontram-se estruturadas sobre rochas metamórficas de fácies 
anfibolito a granulito e granitóides de idade arqueana, associado às unidades 
proterozóicas que são representadas por faixas de dobramentos normalmente de 
fácies xisto-verde e coberturas sedimentares e vulcânicas, pouco ou nada 
metamorfizadas além de diversos granitóides. 
 
Esse embasamento acha-se extensamente exposto em grandes áreas cratônicas 
3 ou escudos ou plataformas separados entre si por coberturas fanerozóicas, 
cujos limites se estendem aos países vizinhos. Destacam-se os escudos das 
Guianas, Brasil-Central e Atlântico como pode ser observado na figura abaixo: 
 
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3 Parte cratônica de crosta continental, geralmente de idade precambriana, de estruturação complexa, envolvendo vários ciclos geológicos e 
composição que pode ser variável, mas maiormente granitóide, estável há muito tempo e que se comporta tectonicamente como um bloco 
rígido normalmente arqueado por tectônica vertical em contraste com faixas metamórficas mais jovens, fortemente dobradas que podem 
estar associadas e envolver essas regiões. Os escudos servem de embasamento e/ou de área-fonte para bacias sedimentares bem mais jovens 
que ocorram na região. 
 
 
 
 
O escudo das Guianascompreende o norte da Bacia Amazônica. O escudo do 
Brasil-Central, ou Guaporé, estende-se pelo interior do Brasil e sul dessa bacia, 
enquanto o escudo Atlântico expõe-se na porção oriental atingindo a borda 
atlântica. Esses escudos estão expostos em mais de 50% da área do Brasil. 
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Sobre essa plataforma desenvolveram-se no Brasil, em condições estáveis de 
ortoplataforma, a partir do Ordoviciano-Siluriano, as coberturas sedimentares e 
vulcânicas que preencheram espacialmente três extensas bacias com caráter de 
sinéclise: Amazonas, Paraíba (ou Maranhão) e Paraná. Bacias com caráter de 
sinéclise são estruturas geológicas desenvolvidas em plataforma continental, com 
amplitude regional de dezenas de milhares de km2, na forma de ampla bacia com 
mergulhos muito fracos e convergentes de pacote, geralmente espesso, de 
camadas sedimentares, e produzidas por lento abaulamento negativo da crosta ao 
longo de vários períodos geológicos. A bacia do Parnaíba é um exemplo de 
sinéclise em cujas bordas erodidas desenvolvem-se relevo de cuesta e mais para o 
centro as atitudes tornam-se horizontalizadas. Além dessas bacias, diversas outras 
bacias menores, inclusive bacias costeiras e outras áreas de sedimentação 
ocorrem expostas sobre a plataforma, como pode ser observado na figura abaixo: 
 
 
 
 
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3‐Estruturas Geológicas no Brasil 
As estruturas geológicas existentes atualmente refletem, sem dúvida alguma, o 
processo geológico que as originaram – daí a importância da noção de tempo 
profundo para seu entendimento. São de forma simplificada três grandes tipos de 
estruturas encontradas no Brasil: Plataformas ou crátons, áreas de dobramentos 
antigos ou pré-cambrianos e bacias sedimentares. 
 
As áreas cratônicas (ou embasamento cristalino ou escudos pré-cambrianos) 
equivalem, em termos mais visíveis, aos planaltos e maciços erodidos pelas forças 
da natureza através dos tempos. Formam os embasamentos fundamentais das 
terras emersas e são, na verdade, os dobramentos antigos originados pelos 
choques entre os primeiros continentes. É o resultado da solidificação de material 
magmático e da ascensão de rochas plutônicas à superfície (rochas magmáticas 
consolidadas a grandes profundidades e sob intensa pressão). Além desse tipo de 
rochas, há também a presença de rochas metamórficas bastante antigas, como por 
exemplo, o gnaisse. Também abrigam grandes reservas de minerais metálicos. 
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As áreas de dobramentos pré-cambrianos podem ser compreendidas em três 
grandes Províncias: Tocantins, Mantiqueira e Borborema, nas quais se encontram 
vários orógenos neoproterozoicos e granitos associados. Muitas vezes no processo 
orogenético, terrenos mais antigos foram amalgamados e encontram-se atualmente 
nestes domínios. 
 
 
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As bacias sedimentares são provenientes da combinação entre erosão e 
processos acumulativos de segmentos (acumulação ou sedimentação), sendo hoje 
conhecidas como as planícies fluviais e litorâneas. Podem ter tanto formações 
antigas, datadas do Paleozóico e do Mesozóico, como também mais recentes, 
datadas do Cenozóico, (Terciário e Quaternário). Sua composição consiste em 
camadas de sedimentos sobrepostas, sendo que as mais profundas são mais 
antigas e as mais superficiais mais novas. São nessas camadas que os fósseis 
animais e vegetais são encontrados. Em sua maioria, são compostas de rochas 
inorgânicas; entretanto, existem aquelas que são compostas por rochas orgânicas, 
onde estão situadas as jazidas de carvão, petróleo e gás natural. 
Um tipo de classificação, muito utilizado, agrupa as bacias sedimentares de acordo 
com seu contexto na Tectônica da Placas. Em uma divisão maior, as bacias podem 
ser classificadas em: 
 
- Bacias relacionadas a limites convergentes de placas que são do tipo: 
Trincheiras de subducção: subsidência termal + flexural; - Bacias de flanco de 
trincheira: subsidência mecânica + termal; - Bacias de ante-arco: mecanismo 
incerto (subsidência flexural); - Bacias de backarc: subsidência mecânica; - Bacias 
de intra-arco: subsidência mecânica; - Bacias de antepaís de retroarco: subsidência 
flexural; - Bacias periféricas de antepaís: subsidência flexural; - Bacias de colapso 
de orógeno: subsidência mecânica. 
- Bacias relacionadas a limites divergentes de placas: Rifts intra-continentais: 
subsidência mecânica; - Bacias proto-oceânicas: subsidência mecânica + 
subsidência termal 
 
- Bacias relacionadas a limites transformes de placas: - Bacias transtrativas; - 
Bacias transpressivas; - Bacias transrotacionais 
 
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- Bacias intra-placa: - Margens Passivas: subsidência termal;- Bacias 
Intracratônicas: mecanismo incerto (termal, flaxural, topografia dinâmica); - Bacias 
Oceânicas ativas: subsidência termal; - Bacias Oceânicas inativas: subsidência 
termal; - Rifts Intra-placa: subsidência mecânica 
 
Classificação das bacias sedimentares segundo sua posição em relação às placas 
tectônicas (retirado de Souza-Lima e Hamsi Jr. 2003) 
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3.1 – As áreas cratônicas 
 
As áreas cratônicas encontram em áreas denominadas Escudos que são as 
estruturas que constituem cerca de 36% do país. Encontram-se associados a dois 
grandes crátons: Amazônico que se subdivide em Escudo das Guianas e Escudo 
Brasil-Central e o Cráton do São Francisco. Este, somado às Faixas Móveis 
Proterozoicas pode ser denominado de Escudo Atlântico. As rochas destas 
unidades são basicamente rochas metamórficas (gnaisses, micaxistos, mármores e 
quartzitos) e magmáticas (granitos e sienitos), em determinadas regiões 
interceptados por falhas e fissuras na crosta terrestre que já estiveram ativas em 
alguma época do passado geológico. 
O termo Cráton significa porção da litosfera continental estável, praticamente 
atectônica, por mais de 200 milhões de anos, caracterizada por grande espessura 
litosférica, tectônica essencialmente regiões antigamente propensas ao vulcanismo. 
Epirogênica é uma crosta em grande parte composta por rochas granitóides. Áreas 
cratônicas podem sofrer rifteamento e separação seguida de deriva continental com 
oceano instalado em baços do rifte com a evolução do processo de tectônica de 
placas 
Aqui apresentamos outra figura com detalhes dos crátons Amazônico, São 
Francisco e Rio de la Plata além de demais crátons menores no território brasileiro. 
 
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Uma parte desses escudos é constituída de núcleos estruturados no Arqueano já 
sem movimentação orogenética (as placas movem-se horizontalmente e, em um 
possível “cavalgamento”, formam dobramentos modernos) desde o fim dessa era, 
há mais ou menos 2,5 bilhões de anos atrás. Tais núcleos são chamados de áreas 
cratônicas ou simplesmente crátons. 
Apesar de serem em menor número, os escudos cristalinos dessa época são mais 
importantes economicamente, uma vez que abrigam uma grande quantidade de 
jazidas de minérios de ferro, manganês, chumbo e ouro, entre tantos outros. 
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Formação das áreas cratônicas em território Brasileiro 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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3.1.1 ‐ Cinturões de Rochas Verdes (Greenstone Belts) 
 
Cinturões de rochas verdes são representados por xistos máficos e ultramáficos, 
intercalados com formações ferríferas bandadas (BIF´S), chert e rochas 
vulcanoquímicas diversas, de baixo grau metamórfico, entre estruturas dômicas de 
granitóides TTG (throndjemito-tonalito-granodiorítico) muito comuns em áreas 
arqueanas, representando em grande parte restos de crosta oceânica constituída 
por magmatismo, muitas vezes komatiítico. Representam as primeiras bacias 
sedimentares da história geológica do planeta, essas seqüências são na verdade 
riftes4 que se romperam posteriormente a um endurecimento e espessamento da 
crosta primitiva de maneira bastante rígida. Estendem-se por pequenas áreas,geralmente próximas a suturas datadas do Arqueano e do Paleoproterozoico. 
Apesar disso, assumem uma importância econômica muito grande, uma vez que são 
nos Greenstone Belts que se localizam várias jazidas minerais, dentre ais quais 
podem destacar-se ferro, manganês, amianto, níquel, cromo, cobre e ouro. 
Por serem constituídos de terrenos bastante antigos e erodidos pela ação das 
intempéries, os escudos cristalinos brasileiros são em sua maioria representados por 
planaltos e cadeias montanhosas, dentre os quais estão: o Planalto das Guianas, 
onde se encontra a serra da Pacaima cuja base cristalina apresenta cobertura 
arenítica em forma tabular, com pequenas elevações graníticas isoladas a oeste do 
vale do alto rio Negro; o Planalto Atlântico, formado por rochas cristalinas e 
metamórficas, com destaque para o granito e para o gnaisse, onde a serra da 
Mantiqueira é modelada sobre rochas proterozoicas (gnaisses, micaxistos, filitos, 
itabiritos) e contém jazidas de vários minerais (ferro, bauxita, manganês, ouro, cobre, 
cassiterita, nióbio, mármore, cristal de rocha, pedras preciosas, urânio, etc.); o 
Planalto do Meio-Norte, onde se alternam camadas de arenitos e folhelhos; o 
Planalto Nordestino, constituído por afloramentos dos escudos cristalinos compostos 
de rochas metamórficas e terrenos ricos em minerais raros e radioativos (tantalita, 
 
4 Estrutura de bacia tectônica originada por tectônica extensional sobre hot spot, margeada por falhas de 
gravidade, tipo gráben alongado, desenvolvendo vale ou depressão extensa (rift valley) em continentes ou, 
em sua possível evolução, em oceanos (rifte de cadeia meso-oceânica) 
http://vsites.unb.br/ig/glossario/verbete/graben.htm
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berilo e urânio), onde há a existência de morros isolados, sedimentares ou cristalinos 
na forma de inselbergs. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
3.1.2 Faixas Móveis Proterozoicas 
Durante o Éon Proterozoico, houve grande acresção crustal em torno das áreas 
cratônicas pré-existentes, marcada por momentos de intensa atividade tectônica no 
Brasil, quando então as áreas próximas aos crátons existentes foram deformadas 
por orogênese, em ciclos conhecidos como Transamazônico e Brasiliano, e deram 
origem a um sistema de dobramentos e vales falhados em várias áreas do Brasil. O 
Ciclo Transamazônico foi o mais importante na formação da crosta continental da 
Plataforma Sul-Americana, desenvolvido no Paleoproterozóico,entre 2,26 Ga e 1,86 
Ga. 
Já o Ciclo Brasiliano ocorreu de forma diacrônica na Plataforma Sul-Americana 
que inicia com a Tafrogênese Toniana (regime extensional com formação de riftes) 
entre ~950 Ma e 800 Ma e termina entre 510 Ma e 490 Ma com o colapso dos 
orógenos e transição para um novo regime extensional. O climax orogênico, entre 
670 Ma e 550 Ma, está associado a intenso tectonismo, metamorfismo de alto grau e 
expressiva granitogênese. 
 
Estas orogenias deram nome às Faixas Móveis, cuja constituição é feita pelo 
preenchimento de bacias formadas ao longo das falhas existentes nas bordas dos 
escudos cristalinos mais antigos através de material vulcano-sedimentar, que 
posteriormente sofreram colisões, dobramentos e metamorfismo para então originar, 
por orogênese, cadeias montanhosas. 
Bastante extensas e expressivas, estão sempre associados às margens dos antigos 
blocos e às fissuras que na área se encontram, formando cinturões de até 300 km 
de largura. As cadeias montanhosas constituídas por esse tipo de estrutura são 
oriundas da reativação dos processos de colisão das placas nessas fissuras. Sua 
constituição litológica varia muito de região a região e podem englobar micaxistos, 
quartzitos, migmatitos, metarenitos, metapelitos, filitos, ardósias, 
metaconglomerados, calcários, dolomitos, mármores, rochas calciossilicatadas, 
granitos e anfibolitos, além de muitos outros. 
As Faixas Móveis podem estar englobadas em Províncias, tais como: Província 
Mantiqueira que engloba as faixas Ribeira, Araçuaí, Brasília Sul, Apiaí e Dom 
Feliciano. 
A Província Tocantins engloba as Faixas Brasília e Araguaia e Paraguaia. 
A Província Borborema engloba várias entruturas, dentre elas a Faixa Riacho do 
Pontal e a Sergipana. 
 
 
 
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3.1.3 ‐ Dados Gerais de Algumas Faixas Móveis 
 
Faixa Araçuaí 
 
-A Faixa Araçuaí corresponde à porção ocidental externa do orógeno 
neoproterozóico Araçuaí-Congo Ocidental. Margeia a borda leste do Cráton do São 
Francisco e é separada do núcleo cristalino do orógeno pela descontinuidade 
geofísica de Abre Campo A Faixa Araçuaí apresenta um ramo maior de direção 
norte-sul, articulado com uma grande curvatura que tem concavidade voltada para 
sul. Esta curvatura, situada no setor setentrional da faixa, registra marcante 
mudança da estruturação brasiliana que deixa a direção norte-sul e inflete para 
leste. 
- O Grupo Macaúbas é a unidade estratigráfica característica da bacia precursora da 
faixa. Este grupo foi metamorfisado e deformado durante a Orogênese Brasiliana. 
- O embasamento da faixa é constituído por unidades mais velhas que o Grupo 
Macaúbas, mas que também foram envolvidas na Orogênese Brasiliana. - O ramo 
norte-sul da faixa apresenta vergência para oeste e transporte tectônico contra o 
Cráton do São Francisco. - O metamorfismo regional aumenta de oeste para leste, 
no ramo norte-sul da faixa, e de norte para sul, na curvatura setentrional. 
- O segmento mais bem definido do limite ocidental da faixa situa-se entre os 
paralelos 16º e 19º 30' S e é materializado pela frente de empurrão que transportou 
o Grupo Macaúbas e o Supergrupo Espinhaço sobre o Grupo Bambuí. Este limite, a 
sul do paralelo 19º 30', atravessa a parte leste do Quadrilátero Ferrífero e toma a 
direção sudoeste na altura de Ouro Preto. 
- O limite setentrional é traçado ao longo da fronteira norte da grande curvatura da 
faixa, sendo inferido com base no desvanecimento do registro tectono-metamórfico 
brasiliano. 
 
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. A porção meridional da Faixa Araçuaí envolve quatro unidades litológicas 
principais: os ortognaisses arqueanos e paleoproterozóicos do Complexo 
Mantiqueira, os charnoquitos Pedra Dourada, os granitóides paleoproterozóicos da 
Suíte Borrachudos e as rochas metavulcanossedimentares do Grupo Dom Silvério. 
O Grupo Dom Silvério ocorre em uma faixa NNE-SSW e engloba um pacote de 
rochas metapelíticas com intercalações de quartzitos, anfibolitos, meta-ultramáficas, 
formações ferríferas, gonditos e mármores. Todas as unidades da porção meridional 
da Faixa Araçuaí foram envolvidas em quatro fases deformacionais sin-metamórficas 
no curso do Evento Brasiliano. A primeira fase, sincrônica a um metamorfismo 
regional de fácies anfibolito, associou-se a um transporte tectônico geral para norte 
ao longo da zona de cisalhamento sinistral de Dom Silvério e no segmento de baixo 
ângulo a ela conectado. A segunda e terceira fases representam estágios 
progressivos de um encurtamento com movimentação geral para oeste, com 
desenvolvimento de empurrões localizados e intenso dobramento em todas as 
escalas. A quarta fase é extensional e reflete o colapso do orógeno. 
 
 
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Faixa Ribeira 
 
O Orógeno Ribeira, que apresenta trend estrutural NESW, resulta da interação entre 
o Cráton do São Francisco e outra(s) placas e/ou microplaca(s) e/ou arco de ilhas 
situado(s) a sudeste deste cráton, bem como com a porção sudoeste do Cráton do 
Congo. Esta segunda etapa de colisão continental (Colisão II, ca. 580 Ma) resultou 
no empilhamento de terrenos de leste para oeste-noroeste. 
Como a colisão entre estes terrenos foi oblíqua, a deformação principal exibe clara 
partição entre zonas com predomínio de encurtamento frontal e zonas com 
componente transpressivo destral. Assim, contrastando com a extremidade sul do 
Orógeno Brasília, os limites entre os compartimentos tectônicossão representados 
por empurrões com mergulhos mais íngremes (>30º), ou por zonas de cisalhamento 
oblíquas. O Orógeno Ribeira é subdividido em cinco terrenos tectono-estratigráficos 
(no sentido de Howell, 1989) separados ora por falhas de empurrão, ora por zonas 
de cisalhamento oblíquas transpressivas. Estes terrenos são denominados 
Ocidental, Paraíba do Sul, Embu, Oriental e Cabo Frio. A docagem destes terrenos é 
caracterizada pelo imbricamento de escamas crustais com vergência para oeste, em 
direção à margem do Cráton do São Francisco. Os quatro primeiros foram 
amalgamados há ca. 580 Ma, enquanto que o Terreno Cabo Frio só foi colado aos 
demais em ca. 520 Ma. 
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Cinco associações litológicas constituem o embasamento das bacias 
mesoproterozóicas e neoproterozóicas no Orógeno Ribeira e na porção sul do 
Orógeno Brasília: a) Faixas arqueanas do tipo greenstone belt, de direção NE-SW, 
afloram no Domínio Autóctone. São constituídas por rochas máficas e ultramáficas, 
de origem vulcânica e subvulcânica, e rochas metassedimentares, com variado grau 
de deformação e metamorfismo de fácies xisto verde a anfibolito. b) Rochas ígneas 
de caráter bimodal (2,22 - 2,12 Ga) intrusivas nas faixas tipo greenstone belt 
ocorrem no Domínio Autóctone, em uma região denominada de Cinturão Mineiro 
(Teixeira, 1993). Esta associação está representada por gabros, dioritos, granitóides 
e subvulcanitos félsicos, intermediários e máficos, transformados em xistos e 
gnaisses. O metamorfismo varia desde a fácies xisto verde a anfibolito baixo. As 
rochas subvulcânicas e vulcânicas possuem composições entre riolito e basalto. c) 
Ortognaisses migmatíticos, granitóides e metabasitos, com idades arqueanas (2,8-
2,7 Ga) a paleoproterozoicas (2,2-2,0 Ga). Alguns autores reportam um episódio 
metamórfico em ca. 2,06 - 2,05 Ga. Os ortognaisses são tonalíticos a graníticos e 
subordinadamente, trondhjemíticos. Dados químicos e isotópicos sugerem ambiente 
de arco cordilherano no Paleoproterozoico. Estes complexos possuem diversas 
denominações, tais como Mantiqueira, Piedade, Campos Gerais e Amparo. d) 
Ortogranulitos paleoproterozoicos integram um conjunto muito heterogêneo 
denominado Complexo Juiz de Fora. 
Os protólitos deste complexo incluem granitóides cálcioalcalinos representantes de 
arco magmático cordilherano e de arco de ilhas, e granitos colisionais (2,14 e 2,07 
Ga). Os metabasitos podem ser agrupados em duas suítes. Uma delas tem 
têndencia alcalina e é típica de ambiente intraplaca (ca. 1,7 Ga), enquanto a outra, 
mais heterogênea, é formada por rochas toleíticas com assinaturas típicas de 
ambientes convergentes, que variam de E-MORB a toleítos de arco (2,4 Ga). 
 
 
 35
 
Faixa Brasília 
A Faixa Brasília é parte de um orógeno neoproterozoico desenvolvido entre os 
crátons do São Francisco, Amazônico e um terceiro continente, hoje coberto por 
rochas sedimentares da Bacia do Paraná. Os primeiros modelos sobre a evolução e 
compartimentação tectônica dessa faixa orogenética constam dos trabalhos 
pioneiros do Professor Almeida e colaboradores entre as décadas de 1960 e 1980. 
Esses modelos representaram marcos importantes no entendimento da evolução 
regional da Faixa Brasília e mostraram que ela é formada por unidades de rochas 
supracrustais depositadas e deformadas sobre a borda oeste do Cráton do São 
Francisco, com metamorfismo e deformação progressivamente mais intensos para o 
oeste. Na porção oeste da faixa está exposto o que foi na época chamado de 
Maciço Mediano de Goiás, o qual compreende rochas antigas do embasamento 
siálico da faixa. Ao longo das décadas que se seguiram aos estudos do Professor 
Almeida, novos dados de campo, petrológicos e geocronológicos, permitiram uma 
melhor compreensão do significado tectônico do Maciço Mediano de Goiás. Essa 
entidade tectônica compreende terrenos de idade e natureza diversas e que 
incluem: (i) terrenos granito-greenstone arqueanos da região de Crixás-Goiás, (ii) 
terrenos granito-gnáissicos e seqüências vulcano-sedimentares paleoproterozoicas 
da região de Almas- Natividade-Cavalcante, (iii) grandes complexos máfico-
ultramáficos compostos de intrusões acamadadas mesoproterozóica e 
neoproterozóica e seqüências vulcano-sedimentares associadas (complexos de 
Barro Alto, Niquelândia e Cana Brava e seqüências de Juscelândia, 
Indaianópolis/Coitezeiro e Palmeirópolis), (iv) o Complexo Granulítico de Anápolis- 
Itauçu e (v) uma extensa área de terrenos ortognáissicos e vulcano- sedimentares 
neoproterozoicos juvenis (Arco Magmático de Goiás). 
 36
 
 37
 
Faixa Paraguai 
A evolução tectônica da Faixa Paraguai está associada à amalgamação final do 
Gondwana Ocidental, durante o Ediacarano e Cambriano, eventualmente com uma 
fase rifte no final do Criogeniano. Tohver et al. (2006) confirmam essa asserção por 
meio de dados paleomagnéticos que indicam idade de 520 Ma para a colisão dos 
blocos Amazônico - West Africa com blocos menores mais a oeste como o Rio Apa e 
Pampia. 
Considera-se que a Faixa Tucavaca (Litherland et al., 1986), na Bolívia, teve uma 
evolução sincrônica com a Faixa Paraguai, possivelmente como um aulacógeno, 
sendo que um modelo de evolução em junção tríplice R-R-R já havia sido 
anteriormente proposto (Jones, 1985). O Grupo Itapucumi no Paraguai é correlato, 
em parte, às unidades litoestratigráficas da Faixa Paraguai, com evidências de que 
possa constituir outra faixa de dobramentos a oeste do bloco Rio Apa, com 
vergência oposta à da Faixa Paraguai ( Boggiani, 1998; Campanha et al., 2010). 
Trompette (1994), e Trompette, Alvarenga e Walde (1998), sugerem que a Faixa 
Paraguai evoluiu como uma bacia de antepaís com relação à cadeia orogênica das 
faixas Brasília e Ribeira, com uma fase rifte inicial. Outra linha de interpretação 
postula uma evolução inicial de rifte para margem passiva (Boggiani, 1998; Gaucher 
et al., 2003). 
Neste modelo, um oceano deveria existir mais a leste, mas suas evidências estariam 
encobertas pela bacia sedimentar do Paraná. Woldemichael (2003), baseado em 
dados magnetotelúricos e gravimétricos, sugere a existência de uma margem 
colisional entre os crátons do Paranapanema e Rio Apa, o que implicaria na 
existência de um oceano anterior. 
 38
O metamorfismo na Faixa Paraguai cresce de oeste para leste e transformou as 
rochas pelíticas em filitos e micaxistos de diversos tipos, estes com segregação de 
veios de quartzo leitosos. O metamorfismo regional, no entanto não ultrapassou a 
fácies xisto-verde, atingindo a leste a zona da biotita (e.g., Almeida, 1965; 
Alvarenga, 1988; Sá, 2009). 
Na tentativa de melhor defi nir o zoneamento tectônico que se observa de oeste para 
leste, a Faixa Paraguai foi diferenciada em duas zonas distintas com direção norte-
sul, uma mais ocidental e outra mais oriental. 
Almeida (1968) distinguiu três estádios estruturais na evolução da Faixa Paraguai 
como um todo, separados por discordâncias regionais e mudanças contrastantes de 
litologia, associados à zonalidade tectônica, dispostos em longas e estreitas faixas 
paralelas à borda do cráton. 
O estádio mais antigo, registrado no Grupo Cuiabá, seria formado principalmente por 
rochas pelíticas com caráter de flysch (turbiditos), metamorfizadas na fácies xisto 
verde, intensamente dobradas, tendo na base camadas de quartzitos e calcários 
subordinados. O estádio médio afetaria os diamictitos do Grupo Jangada 
(atualmente referidos como Formação Puga), recobertos pelas sucessões 
carbonáticas dos grupos Corumbá (porção meridional da faixa) e Araras (na porção 
setentrional). O estádio superior encontra-se representado no Grupo Alto Paraguai, 
ocorrente apenas na porção setentrional, com sedimentação continental "molássica" 
em sua parte superior. 
Alvarenga e Trompette (1992) distinguem na Faixa Paraguai três grandes 
associações estratigráficas. A unidade inferior apresenta fácies glácio-marinhas,correspondentes na zona externa à Formação Puga, gradando em direção a leste na 
zona interna para turbiditos com influência glacial, incluídos no Grupo Cuiabá. A 
unidade inferior é recoberta por unidade carbonática que marca o fim da influência 
glacial e a subida do nível do mar. Corresponde ao Grupo Araras na porção 
setentrional da Faixa Paraguai, e ao Grupo Corumbá na porção meridional. A 
unidade mais superior compreende uma sucessão de rochas siliciclásticas, aflorante 
apenas na parte norte, definida como Grupo Alto Paraguai. 
Alvarenga e Trompette (1993) reconhecem na porção setentrional da Faixa Paraguai 
quatro fases de deformação progressiva, D1 a D4, com aumento da deformação e 
do metamorfismo da região cratônica em direção a faixa dobrada. 
 39
Considera que a evolução sedimentar e a deformação dessas rochas podem ser 
interpretadas tanto como resultado de uma orogênese de colisão com o 
desenvolvimento completo do ciclo de Wilson, ou como o fechamento de um 
aulacógeno ou rifte intracontinental, possivelmente com reduzida oceanização. 
Pimentel et al. (1996) estudando granitos pós-orogênicos de alto K na porção oeste 
de Goiás, associam esse magmatismo a um evento extensional com soerguimento e 
denudação regionais, o qual seria sincrônico aos estágios iniciais de sedimentação 
terrígena e carbonática das faixas Paraguai e Tucavaca, os quais representariam 
provavelmente riftes relacionados à separação da Laurentia do Gondwana no final 
do Proterozoico e início do Paleozoico, 
Dantas et al. (2009) estudaram as assinaturas isotópicas de Nd da porção 
setentrional da Faixa Paraguai. Consideram que as sucessões sedimentares inferior 
e intermediária constituíram uma margem passiva com áreas fontes paleo a 
mesoproterozoicas, situadas provavelmente no Cráton Amazônico. Já as porções 
superiores (Grupo Alto Paraguai) representariam sucessões de foreland com áreas 
fonte neoproterozoicas situadas possivelmente na própria Faixa Paraguai, no arco 
magmático de Goiás ou na Faixa Brasília. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 40
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 41
Faixa Araguaia 
Dentro da área delimitada pelos paralelos de 3º 30'S e 9º 30'S e os meridianos de 
48º 30' e 50º 00'W e interessando aproximadamente ao polígono Paraíso do Norte-
Santa Isabel do Araguaia-Tucuruí-Redenções, foram realizadas observações ao 
longo das estradas principais. Estas, no Estado de Goiás, demandam o Rio Araguaia 
a partir da Rodovia Belém-Brasília. No Estado do Pará, são as que ligam Conceição 
do Araguaia, Santana do Araguaia, Redenção, Marabá e Tucuruí, além de um trecho 
da Rodovia Transamazônica. 
O mapa abaixo consubstancia a distribuição geográfica das unidades estratigráficas 
que importam à presente nota e a cuja descrição nos limitaremos. 
Essas unidades repousam sobre o Complexo Xingu (Silva et al., 1974) exposta a 
oeste e são recobertas por unidades sedimentares fanerozoicas a leste e norte. Elas 
se ordenam. As formações Estrondo, Pequizeiro e Couto Magalhães aparecem em 
faixas alongadas submeridianamente, constituindo o Grupo Baixo Araguaia. Corpos 
ofiolíticos e graníticos se associam a esse grupo e em sua parte central depositou-se 
a Formação Rio das Barreiras. 
A seção-tipo dessas unidades se situa ao longo da estrada que liga Guaraí, na 
Rodovia Belém-Brasília, a Redenção, no Estado do Pará, passando por Pequizeiro, 
Couto de Magalhães e Conceição do Araguaia. As partes mais baixas da coluna são 
vistas no braqui-anticlinal de Colméia e o restante se expõe entre a borda da Bacia 
do Maranhão, na região de Guaraí, até as proximidades de Redenção, onde aparece 
o Complexo Xingu. 
 42
As espessuras das unidades não puderam ser determinadas, em decorrência do 
dobramento que as afetaram. Esse dobramento gerou dobras cerradas e isoclinais, 
com intensa transposição. Ademais, em havendo predomínio de metapelitos, que se 
transformaram a ponto de não mais se lhes reconhecer feições primárias, e, em 
sendo as camadas competentes lenticulares, agrava-se ainda mais a dificuldade de 
estabelecer precisa reconstituição das camadas para permitir avaliações de 
espessuras. Nas regiões menos metamorfizadas infelizmente não existem 
exposições adequadas, situadas que estão nas áreas mais baixas do Vale do 
Araguaia. 
 
 
 43
 
3.1. 4 ‐Complexos Metamórficos de Alto Grau (Cinturões Granulíticos)  
Nestes complexos ocorrem rochas denominadas granulitos que são conhecidos em 
muitas áreas do território brasileiro, fazendo parte de faixas de dobramentos 
brasilianos e do embasamento de massas cratônicas. A idade do metamorfismo de 
alto grau é variada. Entretanto, granulitos comprovadamente arqueanos são 
escassos e restritos às ocorrências dos rios Pium e Catetê, Pará, com metamorfismo 
datado em torno de 2,86 Ga. 
No Paleoproterozoico, entre 1,9 e 2,1 Ga, foram formados os granulitos de Roraima, 
Amapá, Bahia, Tocantins, norte de Goiás, Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do 
Sul. 
Os granulitos da Província Rio Negro-Juruena, em Rondônia, foram formados no 
Mesoproterozoico. 
As extensas faixas de granulitos relacionadas com a Orogenia Brasiliana foram 
geradas em quatro pulsos principais no Neoproterozoico. Há ca. 750-760 Ma ocorreu 
a formação dos granulitos presentes nos complexos acamadados Barro Alto, 
Niquelândia e Cana Brava, Goiás. Ao redor de 630 e 650 Ma foram formados os 
granulitos do Complexo Anápolis-Itauçu, Goiás, da Seqüência Andrelândia, Minas 
Gerais e do Maciço Guaxupé, São Paulo e Minas Gerais. Por volta de 570 e 580 Ma 
foram constituídos os granulitos das faixas Ribeira e Araçuaí, no Rio de Janeiro, 
Minas Gerais e Espírito Santo. 
No início do Fanerozoico, entre 520 e 535 Ma, desenvolveu-se o pulso mais novo 
que afetou as rochas da Faixa Ribeira, Rio de Janeiro. A gênese dos granulitos está 
associada a ambientes colisionais em todas as ocorrências em que o contexto 
tectônico é conhecido, à exceção dos complexos Barro Alto, Niquelândia e Cana 
Brava, cujo metamorfismo de alto grau pode estar associado a ambiente extensional 
e calor astenosférico. Nos terrenos granulíticos descritos, são dignas de nota as 
ocorrências de associações de temperatura ultra-alta nos complexos Barro Alto, 
Niquelândia e Anápolis- Itauçu e no Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá e as 
associações de alta pressão da Seqüência Andrelândia e do Maciço Guaxupé. Os 
granulitos do Brasil representam exposições da crosta continental inferior, mas nem 
todos parecem representar zonas de sutura, como no caso dos complexos Barro 
Alto, Niquelândia e Cana Brava. 
 44
 
 
 
A unidade litológica mais representativa desse tipo de estrutura tem sua 
representação em rochas de natureza anortosítica, charnoquítica, anfibolítica e 
ultrabásica, kinzigitos, etc. A presença de feldspato, piroxênio ou anfibólios é muito 
comum, todos em tamanho uniforme e arranjo homogêneo, o que confere à rocha 
uma composição granular bastante grossa e igualada. 
 45
Além disso, ocorrem os denominados Escudos Gnáissico-Granitóides de 
Médio Grau que compreendem as estruturas mais básicas do planeta, oriundas da 
solidificação e resfriamento da superfície terrestre nos primórdios, formando blocos 
de embasamento pré-cambriano. Assim, constituem áreas extremamente estáveis, 
cujas bordas foram submetidas a diversas reativações das quais surgiram faixas de 
dobramento de origem vulcânica e sedimentar. 
Sua litologia é, predominantemente, composta de gnaisses, migmatitos e granitos, 
além de algumas outras zonas formadas por xistos, quartzitos, anfibolitos, 
anatexitos, cataclasistos e calcários. 
 46
É interessante notar que na Amazônia, juntamente com esses escudos cristalinos, 
aparecem formações originadas de depósitos de fossas tectônicas (riftes) datadas 
do Mesoproterozoico.. 
 
3.1.5 ‐ Bacias Sedimentares Neoproterozoicas 
A Bacia sedimentar do São Francisco é caracterizadaprincipalmente por sedimentos 
pelítico-carbonáticos do Grupo Bambuí e por quartzitos, metassiltitos e filitos do 
Super-Grupo Araí. Segundo Braun et al. (1990), os estudos geológicos de superfície, 
bem como os estudos do poço "Remanso do Fogo", indicaram que os sedimentos 
pertencentes ao Grupo Bambuí são atribuídos ao Vendiano (Proterozóico Superior), 
tornando essa bacia interessante do ponto de vista exploratório. 
 
 47
 
 
 
 
 
 
 
 
 48
 
 49
 
Estrutura estromatolítica em rochas calcáreas do Grupo Bambuí 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 52 52 
 
 
3.1.6 ‐ Jazidas de minerais metálicos 
São considerados minerais metálicos aqueles utilizados para obtenção de metais e 
podem ser encontrados somente em escudos cristalinos, como já foi dito 
anteriormente, principalmente em rochas magmáticas ou metamórficas. No Brasil 
existem diversas reservas espalhadas pelas mais diversas regiões, mas vale a pena 
citar a maior de todas, localizadas na Província de Carajás. Estado do Pará. 
 
 
3.2 ‐ As Bacias Sedimentares Fanerozoicas  
 
As bacias sedimentares são as estruturas mais presentes dentro do território 
brasileiro (cerca de 64% do país) e tiveram sua formação originada durante o final do 
Éon Proterozoico, mas realmente consolidada na Era Paleozóica. As camadas de 
sedimentos estão dispostas horizontalmente ou quase horizontalmente, o que 
aponta a ausência de movimentos tanto orogenéticos quanto epirogenéticos em 
tempos antigos. Ocorrem tanto sobre a plataforma quanto na região costeira (estas 
limitadas a estreitas faixas litorâneas que, mesmo sobre as plataformas continentais, 
encontram-se submersas). Cada uma tem uma característica própria e diferente das 
demais, resultado dos variados processos pelos quais as estruturas geológicas 
passaram ao longo das eras. 
 
 
 54
 
Um importante momento geológico na formação das bacias sedimentares 
fanerozoicas no território brasileiro foi durante o Período Devoniano na Era 
Paleozóica, quando várias porções do continente primitivo da Gondwana ficaram 
submersas por grandes transgressões marinhas. Durante sua extensão máxima, 
todas as bacias sedimentares brasileiras ficaram unidas pelo mar, ocorrendo grande 
sedimentação marinha durante esse período. Nos mares do Devoniano abundavam 
corais, cefalópodes tipo amonita, crinóides, braquiópodes e peixes. Graptólitos se 
extinguiram ao longo do período e trilobitas já eram raros na maior parte dos mares. 
Aflorando em boa parte do Gondwana (América do Sul, África subsaariana e 
Antártica), as rochas devonianas são representadas por sequências de arenitos 
claros e argilitos, indicando um clima úmido e frio. O Gondwana continuava se 
afastando do polo sul, e a maior parte de suas terras ainda se encontrava sob 
condições de clima úmido, mas evaporitos encontrados em algumas partes da 
Austrália, evidenciam uma zona mais seca e de clima mais tropical. 
 
 
 55
 
 
No final da Era Paleozóica ocorreu o ciclo continental, cujos sedimentos indicam a 
alternância entre climas secos e úmidos. 
A paleogeografia mostra que, no início do Permiano, praticamente toda terra emersa 
estava aglutinada em um supercontinente chamado Pangea (do grego pan = toda + 
gea= terra). Esse continente tinha uma disposição alongada, se extendendo do polo 
norte ao polo sul. O restante da superficie da Terra era coberto por um grande 
oceano chamado Panthalassa (do grego pan = todo + thalassa = oceano), com 
excessão de um pequeno mar à leste de Pangea, chamado Tethys (que hoje é 
representado pelo Mar Mediterrâneo). O interior dos continentes era seco, com 
grandes variações sazonais devido aos efeitos da continentalidade. As calotas de 
gelo das áreas próximas aos polos eram bem extensas. 
 56
O deslocamento do Gondwana para latitudes mais altas do Hemisfério Sul durante a 
segunda metade do Período Carbonífero e o Período Permiano culminou em um 
clima mais frio e, por falta de evaporação, mais seco. Várias glaciações aconteceram 
e recobriram florestas e pântanos de sedimentos, possibilitando a formação de 
depósitos de carvão mineral e folhelho pirobetuminoso. 
 
 
No Brasil as sequencias depositadas refletem uma sedimentação 
predominantemente continental. Na Bacia do Paraná temos a deposição do Grupo 
Guatá, no Permiano Inferior, constituído de sedimentos glaciais, carvão e 
sedimentos marinhos, e depositada logo acima temos a Formação Irati, constituída 
de folhelhos escuros com fósseis de répteis terrestres (Mesossaurus brasiliensis) e 
muitas plantas (Glossopteris, por exemplo) (Schobbenhaus, et al., 1984). Na Bacia 
do Parnaíba se depositaram as formações Pedra do Fogo, Aracaré, Motuca e Santa 
Brígida, todas fossilíferas, sendo que na primeira se encontram até macrofósseis de 
peixes, anfíbios e madeira petrificada. Na Bacia do Amazonas era depositada a 
Formação Nova Olinda, pouco fossilífera. 
 57
As camadas de sedimentação acumuladas por causa dessas glaciações contém 
tilitos, que são fragmentos de rochas de diversos tamanhos e cores do cinzento ao 
azulado, transportados pelas geleiras. Tais estruturas podem ser encontradas na 
região Sul do Brasil, principalmente em São Paulo, no Paraná, em Santa Catarina e 
no Rio Grande do Sul. Litologicamente, os sedimentos continentais de idade 
permiana são representados por margas, calcários dolomíticos, sedimentos 
arcoseanos e evaporitos (estes muito importantes economicamente). Os sedimentos 
marinhos são, principalmente, calcários impuros, arenitos e folhelhos escuros. 
 
 
 
 
 
 58
 
No Brasil, a quebra do supercontinente Pangea gerou uma importante feição 
geotectônica: O Sistema de Riftes do Leste do Brasil, com suas várias bacias 
marginais. Esses processos distensivos predominaram durante quase todo o 
Mesozóico, mas, no final do Período Cretáceo, recomeçaram as colisões na região 
circum-pacífica, e têm início as orogenias Laramide, na América do Norte (colisão 
entre a placa do Pacífico e a América do Norte) e Andina, na América do Sul (colisão 
entre a placa de Nazca e a América do Sul). 
No início da Era Mesozóica havia apenas um grande continente: Pangea. No final do 
período Triássico esse supercontinente começa a se quebrar, formando o Oceano 
Atlântico e dando origem aos continentes conforme os conhecemos hoje. 
 59
Sobre camadas sedimentardes de bacias pré-existentes são encontradas camadas 
de basalto de até 650m de espessura e de diabásio, resultado da consolidação de 
material vulcânico da segunda parte do Mesozóico e dos Períodos Jurássico e 
Cretáceo, quando lavas vulcânicas escaparam por fendas e fissuras por causa da 
fragmentação de Gondwana. Também ocorreram derrames de lavas vulcânicas na 
região de Araxá, Minas Gerais, devido à abertura de fraturas na crosta terrestre. 
 
 
Apesar de se encontrar sobre terrenos tectonicamente estáveis, já existiu no Brasil 
intensa atividade vulcânica, como pode ser constatado na Bacia do Paraná 
(posteriormente serão citadas características mais específicas). As camadas mais 
profundas são constituídas de arenito da Era Paleozóica e do início da Era 
Mesozóica, quando se iniciou o ciclo de sedimentação. 
 
 
 
 
 
 
http://www.fgel.uerj.br/Dgrg/webdgrg/Timescale/Cretaceo.html
Formação das rochas no território Brasileiro no Éon Fanerozoico
 62 
 
O soerguimento da plataforma onde se encontra o Brasil no Período Terciário foi o 
responsável pelo recuo do mar para a configuração atual. Esse período durou de 65 
a 1.8 milhão de anos. Seu limite inferior corresponde ao aparecimento da nova fauna 
que se instalou no nosso planeta, após a grande extinção do final da Era Mesozoica. 
O limite superior corresponde ao aparecimento do homem. 
A flora do Terciário não difere muito da do Cretáceo, sendo que merece destaque o 
desenvolvimento de arbustos e forrações. Já a fauna é bem diferente, apresentando 
animais bastante semelhantes aos queocorrem hoje, com destaque para as aves e 
mamíferos que se diversificaram amplamente. 
A configuração atual das massas continentais se desenvolveu durante esse período. 
A maioria dos mares e oceanos modernos também já existia. O Terciário foi um 
tempo em que se alternaram grandes Orogenias, processos de soerguimento de 
partes da crosta terrestre, transgressões e regressões marinhas. 
No final do período a extensão dos mares foi a maior da história da Terra. 
Em termos litológicos predominavam as rochas sedimentares tais como calcários, 
arenitos, margas e conglomerados. Na área oceânica a espessura de sedimentos 
terciários pode chegar à 15.000m de espessura, como em Santa Bárbara, centro-sul 
da Califórnia). Já os pacotes de sedimentos não marinhos são pouco espessos, mas 
se estendem por grandes áreas no interior dos continentes. Rochas ígneas ocorrem 
localmente, principalmente na orla do Pacífico, no Mediterrâneo e na Islândia. 
No Brasil, as sequências sedimentares dessa idade se estendem de norte a sul do 
país, cobrindo indistintamente o embasamento e as bacias paleozoicas e 
mesozoico-cenozoicas. 
Na região amazônica ocorrem depósitos de bauxita, e na região nordeste ocorrem 
níveis ricos em turfa. A unidade mais representativa do Período Terciário, contudo, é 
o Grupo Barreiras, constituído de arenitos que se entendem quase ininterruptamente 
do Rio de Janeiro até o Pará, gerando, como feição característica as falésias do 
litoral do Brasil. 
http://www.fgel.uerj.br/Dgrg/webdgrg/Timescale/Mesozoico.htm
Quanto às rochas de origem ígnea, temos rochas alcalinas na região sudeste 
(Província alcalina da Serra do Mar - Thompson et al., 1998) e derrames de basalto 
na região nordeste (Formação Macaú - in Schobbenhaus et al., 1984). 
Pequenas bacias sedimentares de idade terciária ocorrem em várias partes do 
Brasil, como por exemplo, as bacias de Itaboraí e de Resende, no Rio de Janeiro e a 
Bacia de Gandarela, no Quadrilátero Ferrífero, em Minas Gerais. 
O Período Terciário é dividido em cinco épocas: Paleoceno, Eoceno, Oligoceno, 
Mioceno e Plioceno. 
 
 
São várias as bacias sedimentares existentes ao longo do território brasileiro, de 
datações e, por conseqüência, características bastante diversificadas. 
Primeiramente trataremos das Bacias Interiores São elas: Amazonas (Solimões e 
Acre), do Parnaíba, Sanfranciscana, Paraná, Recôncavo-Tucano, Bacia do Alto 
Tapajó, Bacia Parecis-Alto Xingu que tiveram sua formação segundo os tipos de 
bacia intracratônica, strike slip, retroarco e riftes abortados. 
Há ainda as bacias costeiras das quais falaremos a frente. 
 64
 
 65
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Relação das bacias fanerozoicas no Território brasileiro e idade de formação 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Bacia Sanfranciscana 
A Bacia Sanfranciscana, com 150.000 km2 de área, abrange partes dos estados 
do Tocantins, Bahia, Goiás e Minas Gerais. Devido a diferenças tectônicas, 
estratigráficas e ambientais, ela está dividida em dois domínios: Sub-bacia 
Urucuia, a norte, e Sub-bacia Abaeté, a sul; o Alto do Paranaíba a separa da 
Província Sedimentar Meridional (Campos e Dardenne, 1997). 
 
 
 
 67 
A bacia intracratônica está desenvolvida sobre rochas sedimentares 
neoproterozoicas clásticas e carbonáticas do Grupo Bambuí. As rochas 
vulcanossedimentares que preenchem a bacia estão reunidas em quatro Grupos 
e uma formação, separados por discordâncias: Grupos Santa Fé (Carbonífero-
Permiano), Areado e Urucuia-Mata da Corda, interdigitados entre si, e a 
Formação Chapadão do Plio-Pleistoceno. Essas unidades correspondem às 
seqüências Delta, Épsilon e Zeta, de Soares et al. (1974). 
 
 
 
 
 
 68 
O Grupo Santa Fé (Seqüência Delta) compreende as formações Floresta e 
Tabuleiro, compostas por diamictitos, folhelhos com clastos caídos e arenitos 
maciços com intercalações argilosas, correlacionáveis tanto à seqüência 
Gondwana I da Bacia do Paraná (ver adiante) como à Carbonifero-Triássica da 
Bacia do Parnaíba. Profunda discordância, entre o Permiano e o Barremiano, 
separa o Grupo Santa Fé do Grupo Areado que, juntamente com os Grupos Mata 
da Corda/Urucuia, pertencem à Seqüência Épsilon, de Soares et al. (1974; 
1978). As Formações Abaeté (conglomerados), Quiricó (folhelhos) e Três Barras 
(arenitos) compõem o Grupo Areado que é separado dos grupos Mata da 
 69 
Corda/Urucuia, por outra discordância de menor abrangência, marcada pela 
efusão de derrames alcalinos (Sgarbi et al. 2001). Estes dois Grupos englobam 
as formações Posse e Serra das Araras (Urucuia) e Capacete e Patos (Mata da 
Corda). 
As formações componentes do Grupo Urucuia foram depositadas 
essencialmente por sistemas eólicos; as do Grupo Mata da Corda consistem-se 
de rochas epiclásticas (Capacete), rochas alcalinas máficas e ultramáficas e 
rochas efusivas e piroclásticas, que predominam (Patos). A Formação Chapadão 
(Seqüência Zeta) consiste-se de coberturas inconsolidadas, tais como 
sedimentos aluvionares, coluvionares e eluvionares. A evolução tectônica da 
Bacia Sanfranciscana, de acordo com Sgarbi et al. (2001), compreende cinco 
ciclos tectonossedimentares, separados por discordâncias, correspondentes aos 
grupos supracitados. 
 
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Bacia do Amazonas 
 
As rochas sedimentares da Bacia do Amazonas, que possui 515.000 km2 de 
área, estão em onlap sobre as rochas pré-cambrianas dos escudos das Guianas 
a norte e Brasil Central a sul. Seu limite ocidental é com a Bacia Solimões (Alto 
de Purus) e o oriental, com o rifte mesozóico de Marajó, é a ombreira do rifte, 
denominada de “Arco de Gurupá”. A espessura total das rochas sedimentares 
que a preenchem atinge 5.000 m (Cunha et al. 1994). 
A implantação do rifte precursor da Bacia do Amazonas está associada a 
movimento de pluma mantélica que produziu a província magmática Piranhas 
(Santos et al. 2002) no Cambriano Médio (507 Ma). Isso indica que o início do 
rifte é posterior ao encerramento do ciclo Brasiliano 
O pacote sedimentar paleozóico da Bacia do Amazonas pode ser dividido em 
três megasequências crono-estratigráficas: Ordoviciano Superior - Devoniano 
Inferior, Devoniano Médio-Carbonífero Inferior e Carbonífero Médio-Permiano 
(Cunha et al, 1994). Exceto nas bordas norte e sul, os estratos paleozóicos 
encontram-se recobertos por depósitos continentais com idades que variam do 
Cretáceo Superior ao Quaternário, e podem alcançar até 500 m de espessura 
(Costa, 2002). 
 
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Bacia Alto Tapajós 
Esta bacia está situada a sudoeste da Bacia do Amazonas, com a qual 
aparentemente se conecta, e a norte da Bacia dos Parecis. Sua área é de 
aproximadamente 105.000 km2 e a sedimentação alcança 1.700 m de espessura 
(Santiago et al. 1980). 
 
 
 
A idade paleozóica da bacia é atestada pela presença de icnofósseis 
(Paleophycus sp.) na sua formação basal (Riker e Oliveira, 2001) e de 
chitinozoários, archritarcas e esporomorfos devonianos na Formação São 
Benedito e pela existência de hulha na Formação Borrachudo. Microfósseis 
devonianos foram confirmados por Teixeira (2001) na Formação São Benedito. 
Este mesmo autor, com base em dados aerogravimétricos e 
aeromagnetométricos, sugere para a bacia uma evolução iniciada com um 
sistema rifte interior/ depressão interior (IF/IS) rifeano/vendiano 
(Neoproterozoico), sucedido por outro sistema semelhante no Paleozoico. 
As rochas sedimentares que compõem essa bacia se formaram durante o 
período Paleozóico e são constituídas de arenitos, arcósios, siltitos, folhelhos, 
argilitos, calcários, brechas e diamictitos. 
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Bacia Parecis 
 
No Paleozoico Inferior, a Região Amazônica foi afetada por evento extensional, 
quando se implantou sistema de riftes intracontinentais aproveitando zonas de 
fraqueza anteriores (Pedreira e Bahia, 2000), que foram preenchidas pelomenos 
em parte pela Formação Cacoal (Siqueira, 1989). Em uma sinéclise desenvolvida 
sobre este sistema de riftes, depositaram-se, do Devoniano ao Cretáceo, as 
Formações Furnas, Ponta Grossa, Pimenta Bueno, Fazenda Casa Branca, Rio 
Ávila e Parecis. Essas unidades litoestratigráficas formam seqüências 
deposicionais separadas por discordâncias regionais, indicando a atuação de 
eventos tectônicos responsáveis por variações de suas fácies e espessuras 
dentro da bacia (Siqueira e Teixeira, 1993). Estas formações foram agrupadas 
em cinco supersequências por Teixeira (2001): silurodevoniana, devoniana, 
carbonífero-permiana-triássica, jurocretácea e cretácea. 
Sua constituição é composta por seqüências de diversos materiais, dentre os 
quais é possível citar arenitos, conglomerados, siltitos e argilitos, de idade 
principalmente paleozoica, mas também cretáceos. 
 
 
 
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Bacia do Parnaíba 
 
A Bacia do Parnaíba ocupa aproximadamente metade da província em sua parte 
centro-sul. Ela foi implantada sobre os riftes cambro-ordovicianos de Jaibaras, 
Jaguarapi, Cococi/Rio Jucá, São Julião e São Raimundo Nonato (Brito Neves, 
1998) sendo, portanto, do tipo IF/IS, compreendendo as supersequências 
Siluriana (Grupo Serra Grande), Devoniana (Grupo Canindé) e Carbonífero-
Triássica (Grupo Balsas) de Góes e Feijó (1994). 
 
 
 
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Dentre as diversas formações que nela existem e seus tantos componentes, 
merecem destaque arenitos, conglomerados, siltitos, folhelhos, calcários com 
nível de sílex e arenitos com níveis de evaporitos, arenitos eólicos finos (que 
ocupam grandes trechos), margas, argilitos, além de uma grande parte de sua 
área capeada por basalto. 
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Bacia do Paraná 
 
É a maior bacia intracratônica conhecida, englobando não só uma grande parte 
do território brasileiro como também regiões de diversos outros países vizinhos 
como Argentina, Paraguai e Uruguai. 
 
 
 
Na Bacia do Paraná propriamente dita são determinados quatro ciclos de 
subsidência, correspondentes às supersequências: Rio Eivai, Paraná, Gondwana 
I e Gondwana II (Milani, 1997); a fase rifte corresponde à Supersequência Rio 
Ivaí (Teixeira, 2001) e a fase sinéclise às demais supersequências. 
Sua constituição é predominantemente basáltica, além de camadas 
constituídas por arenitos grosseiros, conglomerados, siltitos siluro-devonianos, 
siltitos, folhelhos, arenitos finos, diamicitos, arcósio, varvitos, tilitos e lamitos, 
podendo ser encontrado também resquícios de eras glaciais ocorridas durante o 
Permo-Carbonífero. Salienta-se que as composições variam de acordo com a 
região e com a idade de sua formação. 
 
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Dentre os diversos eventos ocorridos no passado remoto e que influenciaram a 
geologia da região podem ser citados glaciações dos mais variados graus, 
mudanças do nível do mar e deformações provenientes de orogenia andina 
quando se tratando do Paleozóico e mudanças de climas, aberturas de oceanos 
e deriva continental quando se tratando de Mesozoico. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Basaltos colunares da Bacia do Paraná 
 
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Réptil primitivo da espécie Stereosternum tumidum, que habitou o território do 
Brasil no período Permiano, procedente da Formação Irati, Bacia do Paraná. O 
exemplar acima possui 45cm de comprimento. 
 
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Trilobita da espécie Calmonia signifer , que habitou o território do Brasil no 
período Devoniano, procedente da Formação Ponta Grossa, Bacia do Paraná. O 
exemplar acima possui 7,5cm de comprimento. 
Bacia do Recôncavo-Tucano e Jatobá 
Estas bacias estão situadas na região leste do Brasil principalmente nos estados 
Bahia, Sergipe e Pernambuco, e são formadas por sistema de grábens de 
direção N–S (Recôncavo–Tucano), que muda abruptamente de direção para E–
W, constituindo a Bacia de Jatobá. O sistema compreende essas três bacias, 
separadas por altos/arcos do embasamento: a Bacia do Recôncavo é limitada a 
norte pelo Alto de Aporá e seguida pela de Tucano, que é separada da de Jatobá 
pelo Alto do São Francisco. O embasamento das bacias é formado por rochas 
arqueanas a paleoproterozoicas. 
 
 
Mapa geológico simplificado das bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá 
 
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A Bacia do Recôncavo consiste-se de estrutura única formando meio gráben de 
direção NNE–SSW, O seu arcabouço tectônico consiste-se de falhas paralelas à 
falha principal (Falha de Salvador, na borda SE). O seu preenchimento 
sedimentar, que atinge a espessura de 7.000 m no depocentro da bacia, 
compreende uma fase Sinéclise paleozóica (Formação Afligidos; Supersequência 
Carbonífero-Permiana), seguida por uma fase Pré-rifte. Na fase Rifte, a Bacia do 
Recôncavo foi preenchida por dois sistemas progradacionais: um flúvio-deltaico 
passando a lacustre, que consiste em ambiente de fan-deltas derivados da borda 
falhada, com conglomerados proximais (Formação Salvador) e turbiditos mediais 
a distais. Na fase Pós-rifte, houve deposição da Formação Marizal, com 
espessura de 50 m. 
 
 
Localização, limites e arcabouço estrutural da bacia do Recôncavo, mapeado ao 
nível da seção pré-rifte. 
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Carta estratigráfica simplificada da bacia do Recôncavo 
 
Alguns exemplos de peixes fósseis da bacia do Recôncavo. A) Ellimmichthys longicostatus 
(Cope, 1886) (BMNH P 7109); B) Calamopleurus mawsoni (Woodward, 1902) - holótipo (BMNH P 
9620). Barra de escala igual a 10 mm 
 
 
 
A Bacia de Tucano é a continuação da Bacia do Recôncavo para norte, além do 
Alto de Aporá. Está dividida nas subbacias Tucano Sul, Central e Norte, por 
zonas de transferência. O preenchimento sedimentar da Bacia de Tucano Central 
atinge mais de 12.000 m de espessura. 
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Carta estratigráfica simplificada da bacia de Tucano Central-Sul 
 
 
 Alguns fósseis da bacia de Tucano: a) fragmento de conífera Agathoxylon sp. (FPH-1-B; acervo 
Phoenix); b) Ostheychties - Clupavus brasiliensis Santos, 1985 (DGM 1018-P; holótipo - Faz. 
Tijolo, Euclides da Cunha, BA); c) Crustáceo - Atyoida roxoi Beurlen, 1950 (DGM 3770-I; Faz. 
Quatis, Cícero Dantas, BA). Barra de escala igual a 10 mm. 
 
 91 
 
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A Bacia de Jatobá, no estado de Pernambuco, tem direção geral E–W e está 
limitada a norte pelo Lineamento Pernambuco (Gomes, 2001); a sua subsidência 
foi controlada pela falha de Ibimirim, que faz parte do mesmo sistema. A 
sedimentação nas sub-bacias de Tucano Sul e Central assemelha-se à da Bacia 
do Recôncavo; já a das bacias de Tucano Norte e Jatobá são distintos dessas. 
De sul para norte, enquanto a sedimentação argilosa predominante na Bacia do 
Recôncavo (Formações Candeias, Maracangalha) diminui de espessura, 
chegando a desaparecer, passa a predominar a sedimentação arenosa do Grupo 
Maçacará (Formação Marizal) cuja espessura aumenta, atingindo até 500 m 
(Ghignone, 1979; Magnavita et al. 1998).
 
Bacias sedimentares da Margem continental brasileira 
(Bacias Costeiras) 
 
 
 
 
Encontram-se submersas sobre a plataforma continental e tem constituição 
associada de depósitos em continente para seqüências de lago, golfo e 
marinhas, representadas por calcários, vazas, argilitos e evaporitos, sendo 
assentadas sobre rochas basálticas. 
 93 
 
 
 
Ainda é possível apontar a existência de depósitos bem mais recentes, datados 
dos períodos Terciário e Quaternário. No primeiro caso, pode-se dizer que são 
depósitos de sedimentos provenientes das rochas sedimentares existentes nas 
Bacias, oriundos da erosão provocada pelos rios. Configuram, genericamente, 
uma fina camada de siltes, areias e argilas, além de cascalhos, não sendo 
comum sua representação em mapas regionais apesar de existirem em grandes 
quantidades nas regiões Nordeste, Norte e Centro-Oeste. Nas regiões Sul e 
Sudeste são bem menos expressivas,merecendo destaque apenas no caso em 
que haja a construção de cidades importantes sobre as estruturas, como é o 
caso de São Paulo e de Curitiba. 
O segundo caso trata de depósitos de idades bem mais recentes, ainda 
associados aos seus agentes sedimentadores, como por exemplo, rios mares e 
lagos. O fato de, ocasionalmente, estarem tão longe dos locais de suas origens 
reflete a ação de outros fatores de natureza tectônica – isso acontece no 
Pantanal Mato-grossense. Muitos desses depósitos têm, sim, sua origem remota 
ao período Terciário, principalmente em vastas áreas de drenagem. Os depósitos 
quaternários podem ser encontrados com mais abundância na região Norte do 
Brasil. Sua composição pode ser generalizada como contendo aluviões e 
coluviões de arenitos, siltitos, cascalhos, turfas, argilas e lateritas, alguns de 
origem fluvial, outra marítima ou eólica. 
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Bacia do Pantanal 
(Cenozoica) 
O Pantanal é uma bacia sedimentar quaternária localizada na Bacia do Alto Rio 
Paraguai, na Região Centro-Oeste do Brasil. A sucessão estratigráfica mostra 
afinamento textural para o topo e preenchimento essencialmente siliciclástico. O 
trato de sistemas deposicionais é composto por uma extensa planície fluvial 
meandrante com pequenos lagos marginais, coletora das águas de vários leques 
aluviais dominados por rios, dos quais o mais notável é o megaleque do rio 
Taquari. Na paisagem atual destes leques há muitas feições geomórficas 
herdadas de diferentes climas pretéritos, que registram uma sucessão de 
eventos transcorrida do Pleistoceno ao Holoceno. 
 
 
 
 102 
A geometria original dos vários leques aluviais está preservada como 
formas facilmente reconhecível em imagens de satélite, onde são visíveis 
paleocanais distributários, alguns ainda hoje ativos. Lagoas bordejadas por 
dunas de areia em meia-lua, originalmente depressões de deflação, são formas 
eólicas reliquiares na paisagem do Pantanal, tendo sido geradas provavelmente 
durante o último período de máximo glacial. A paisagem tem mudado 
continuamente desde o fim do Pleistoceno, numa adaptação a um ambiente mais 
úmido e quente dominante no Holoceno, com o surgimento das modernas terras 
úmidas (wetlands) que caracterizam a paisagem atual do Pantanal. Tectônica é 
ativa e tem atuado na modelagem da paisagem do Pantanal, mudando níveis de 
base de erosão e gradientes topográficos, assim como condicionado o curso do 
rio Paraguai na borda oeste da bacia. Lineações de direção NE, associadas a 
estruturas do Lineamento Transbrasiliano, indicam atividade tectônica 
sinsedimentar. Sedimentação atual ocorre principalmente na planície meandrante 
do Paraguai e no lobo atual do megaleque do rio Taquari, áreas que 
experimentam forte inundação anual. 
 
 
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Bacia do Bananal 
(Cenozoica) 
 
A Bacia do Bananal é constituída por pacote de sedimentos da Formação 
Araguaia depositados nas margens do Rio Araguaia, representada por sucessão 
de camadas que inicia por conglomerado basal seguida por siltes e areias mal 
estratificadas parcialmente lateritizadas, com espessuras entre 170 a 320 m, 
estimadas a partir d dados sísmicos (Araújo e Carneiro, 1977), e exibindo área 
de ocorrência de 67.500 km2 
. 
 
 
 
 105 
 
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