Relatório Mapeamento Geológico Eschwege

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Universidade Federal de Minas Gerais
Centro de Geologia Eschwege
GEOLOGIA REGIONAL
Bruna Fiscuk Ferreira - UFRGS
Diego da Silveira Lyra - UFRGS
Elis Regina Beltram - UFRGS
Pedro Sulzbach de Andrade- UFRGS
Estágio Extracurricular – Grupo 04
Diamantina, set/2015
Sumário
IV - Geologia Regional:	3
IV.1 – Trabalhos Anteriores	3
IV.2 - Estratigrafia	5
IV.3 – Estrutural	11
IV.4 – Evolução Geológica	14
IV.5 – Econômica	17
Referências:	21
IV - Geologia Regional:
IV.1 – Trabalhos Anteriores
Os primeiros relatos de teor científico sobre a Serra do Espinhaço foram elaborados por Vieira Couto, que escreveu um relatório em 1799 que acabou sendo publicado apenas em 1848. Após esses primeiros trabalhos, a estratigrafia do Espinhaço foiestudada e trabalhos foram elaborados pelo Barão W. L. vonEschwege. Encarregado de reorganizar as minas de ouro em decadência, deixou diversas publicações, com destaque para o Quadro Geognóstico do Brasil (publicado em 1822), onde introduz o nome da Serra do Espinhaço. Eschwege (1822) distingue quatro formações, que chamou de andares, que permanecem coerentes com as interpretações estratigráficas mais recentes. 
A primeira formação é composta por granitos, gnaisses, micaxisto, sienitos e basaltos. A segunda formação constitui-se de quartzitos, xistos, BIFs, talco xisto, itabiritos, entre outras. Essas formações podem ser consideradas as mais antigas, pré-cambrianas.
A terceira unidade é composta por ardósias, grauvaques, calcários e é denominadade transição, com idades do paleozoico inferior. Essa unidade hoje é conhecida como Bambuí. Uma quarta unidade inclui os arenitos e conglomerados permianos, de cor vermelha intensa, correspondente aos Grupos Areado e Baurú, do Cretáceo. Além disso, definiu províncias metalogenéticasbasadas na litologia.
Posteriormente, Derby (1882) aprofundou os estudos da serra até a Chapada Diamantina, na Bahia, distinguindo 5 grupos estratigráficos para a região. Ao se comparar esses grupos com os andares de Eschwege, nota-seque o primeiro grupo coincide com o primeiro andar; o segundo e terceiro grupo coincide com a formação secundária; e o quarto e quinto correspondem àformação de transição.Derby também propôs o termo Série Minas para rochas pouco metamorfezeadas.
Em seguida, Harder e Chamberlin(1915) incluíram os quartzitos do Espinhaço como parte da Série Minas na Série Itacolomi, considerada mais recente.
Pfluginicia seus trabalhos na Serra do Espinhaço nos anos 60 e publica uma síntese primitiva de seus achados. O autor considera que as sequências do Quadrilátero Ferrífero estão interdigitadas com as sequências da região de Diamantina, constatação feita através de diversas seções entre Datas, Serro, Conceição do Mato Dentro e Morro do Pilar.Pflug (1968) também publica uma tentativa de subdividir este imenso pacote de quartzitos da Série Minas em várias Formações.
A partir de 1967, patrocinado por entidades germânicas e brasileiras, Pflug inicia um projeto de pós-graduação em que dezenas de alunos têm estudado a Serra em seus mais variados aspectos geológicos. O DNPM também mostra interesse em estudar a região e desenvolve os projetos Três Marias e Jequitinhonha, que são executados pela CPRM. Estudos geofísicos para integração geológica têm sido realizados (Renger, 1979).
Nas décadas de 60 e 70, Almeida (1977) definiu as faixas de dobramentos circundantes ao craton do São Francisco e desenvolveu um conceito geotectônco para a região da Serra do Espinhaço.
Entre 1979 e 1995, a Cordilheira do espinhaço foi o foco de dezenas de teses e portanto, sofreu avanços acelerados no que diz respeito ao conhecimento geológico. Mapeamentos geológicos são realizados pela UFMG no Centro de Mapeamento Eschwege através de convênios com diversas escolas brasileiras. (Renger,&Knauer, 1995).
Quanto à estratigrafia, o modelo dePlug (1968) foi utilizado como base por Scholl& Fogaça (1979) para a subdivisão das Fm. São João da Chapada e Sopa Brumadinho em seis unidades informais de mapeamento, chamadas de A, B, C, D, E e F.No embasasmento, baseado em idades de U-Pb em zircão, Hoffmann (1981) separou as litologias em dois conjuntos, sendo um gnáissico/migmatítico (Grupo Congonhas) e outro granítico (Grupo Gouveia).
Fogaça et al. (1984) redefiniu as seções vulcano-sedimentares Pré-Espinhaço em Grupo Pedro Pereira, englobando metavulcânicas ácidas, básicas e ultrabásicas. Sobrepostas estão as sequencias amplamente dominantes, representada pelo Grupo Costa e Sena ( Formações Barão do Guaicuí e Bandeirinha). A formalização dos níveis sugeridos por Scholl& Fogaça (1979) foi realizada em por Almeida-Abreu (1993). Knauer (1990) dividiu o Grupo Diamantina em três conjuntos: Grupo Guinda, Formação Galho do Miguel e Grupo Conselheiro Mata.
Scholl e Fogaça (1979) definiram ambientes para a Formação Bandeirinha, para a Formação São João da Chapada e para as restantes unidades do supergrupo espinhaço que serviram de base para diversos estudos sedimentológicos da região. Autores mais atuais têm contestado e refinado essas definições.
A ausência de unidades vulcânicas básicas na porção inferior da estratigrafia da Serra do Espinhaço sempre foi um problema na história evolutiva na região. Atualmente, considera-se que os xistos verdes anteriormente considerados Grupo Macaúbas representem o vulcanismo inicial de formação do rifte (Knauer, 1990).
A caracterização da geologia estrutural regional na Serra do Espinhaço tem sido intensamente discutida (e.g. Uhlein 1984; Rolim 1992) quanto à controvérsia do caráter mono- ou policíclico da deformação das rochas do Supergrupo Espinhaço.
Quanto à Geologia Econômica, trabalhos têm sido feitos com o objetivo de definir a origem dos diamantes da Serra do Espinhaço, ainda controversa, bem como novas jazidas. Na Serra do Espinhaço ocorrem formações ferríferas bandadas de diversas idades, bem como lavras de quartzo para lascas de alta pureza e para uso metalúrgico. Ouro ocorre em veios de quartzo e são lavrados em garimpo. Bauxita e cromita ocorrem em jazidas de pequena tonelagem. Há um crescente potencial em fosfato de origem sinsedimentar na região (Renger&Knauer).
Foram realizadas tentativas de correlacionar as sequências sedimentares de Serra com as unidades da Chapada Diamantina (Babinskiet al. 1993), com sucesso.
Finalmente, quanto aos modelos evolutivos da região, progressivamente foram incorporados conceitos da Tectônica de Placas à medida que a teoria se consolidava. Pflug (1976) já considerava a região como uma margem continental passiva. Brito Neves et. al (1979) definiram a evolução da região nos seguinte períodos: a) 2,8-2,6 Ga., geração do embasamento; b) 2,1-2,0 Ga., geração de granitos; c) 1,8-1,7 Ga., início de individualização dos sítios do Espinhaço; d)1,7-1,3 Ga., com o desenvolvimento da sedimentação do Supergrupo Espinhaço; e) 1,3-1,2 Ga., principal fase de deformação e metamorfismo; 1,2-1,0 Ga., período pós tectônico de magmatismo básico; 0,65-0,50 Ga., com dobramentos de menor intensidade. Trabalhos mais recentes corroboram esse modelo.
IV.2 - Estratigrafia	
Os dados estratigráficos mais conhecidos da região da Serra do Espinhaço agrupam as unidades em dois supergrupos (o Supergrupo Rio Paraúna e o Supergrupo Espinhaço) que ocorrem sobre Complexo Gouveia, definido como o embasamento. Acima destes, estão o Grupo Bambuí e o Grupo Macaúbas, que fazem parte do Supergrupo São Francisco, que afloram na porção oeste da região da Serra do Espinhaço. Também de idade mais recente (0.906 Ga), os diques de diabásio da Suíte Pedro Lessa intrudem e cortam o Supergrupo Espinhaço.
Supergrupo Rio Paraúna
O Supergrupo Rio Paraúna (Fogaça, 1984), anteriormente descrito como Supergrupo Rio das Velhas por Scholl& Fogaça (1979), tem idade arqueana e agrupa o Grupo Pedro Pereira, composto basicamente por greenstonebelts e o Grupo Costa Sena (Fm. Bandeirinha e Fm. Barão do Guaicuí), composto basicamente por quartzitos micáceos com estratificação cruzada de médio porte que podem conter localmente metaconglomeradosou meta-brechas matriz suportada. 
Grupo Pedro Pereira
Anteriormente descrito como Grupo Nova Lima (Scholl& Fogaça (1979), é composto por uma associação de clorita xistos e mica-xistoscom intercalação de itabiritos e quartzitos. Devido ao arranjo geométrico e litológico,Fogaça (1984) subdivide este grupo em Unidade Ultramáfica-Máfica (base) e Unidade Vulcano-Sedimentar (topo). Na primeira unidade predominam xistos verdes de natureza metabasáltica que podem ocorrer em contato concordante com as rochas metaultramáficas, porém ocorrem em corpos isolados. A espessura estimada é de aproximadamente 50 metros e o contato superior ocorre localmente pode ocorrer com a “Unidade Vulcano-Sedimentar”, com a Fm. Barão do Guaicuí ou até mesmo com o Supergrupo Espinhaço. Esses xistos máficos tem coloração verde escura atribui-se origem efusiva e vulcanoclástica, com magmatismo que grada de peridotítico a basáltico (Fogaça, 1984). Carvalho (1982), associa os protólitos com composição de rochas komatiíticas.A segunda unidade é pouco expressiva e não abrange grandes áreas aflorantes. Ocorrem finas camadas de formação ferrífera (horizonte guia) associadas a vulcânicas máficas e félsicas, ocorrem também quartzo-xistos com milimétricos níveis ferruginosos (Carvalho, 1982). 
Grupo Costa Sena
Scholl& Fogaça (1979) descreve esta unidade como o Grupo Maquiné e não a subdivide em duas formações, porém segundo Fogaça et al. (1984), pelas associações litológicas podem ser individualizados as unidades Fm. Barão do Guaicuí (na base) e Fm. Bandeirinha, acima.
	Fm. Barão do Guaicuí é composta predominantemente por quartzo-mica xistos, com raras intercalações vulcânicas e horizontes lenticulares de quartzito. São identificados quartzo-muscovita xistos, cianita-muscovita xistos, hematita-quartzo-muscovita xistos, e as variações destas composições. Tem seu contato basal diretamente com o embasamento granítico (quase sempre tectônico) ou com o Grupo Pedro Pereira (por discordância, obliterado por tectonismo). Os contatos superiores da unidade com a Fm. Bandeirinha são gradativos, podendo ocorrer também por falhamento. Já com o Supergrupo Espinhaço os contatos ocorrem por discordância erosiva e angular, as vezes por falhas inversas. (Fogaça et al. ,1984).
	A Fm. Bandeirinha compreende quartzitos róseos ou avermelhados, com algumas variações para quartzitos micáceos de granulação fina, podendo gradar para frações mais grosseiras (Scholl& Fogaça, 1979). Nas porções basais os quartzitos são finos puros a micáceos, com variações laterais para quartzo-mica xistos finos. Nas porções média e superior são frequentes os quartzitos avermelhados, podendo ocorrer intercalações de horizontes conglomeráticos descontínuos que se estendem por centenas de metros. Predominam seixos de quartzito (até 35 cm de diâmetro), interpretados comum produto do retrabalhamentointraformacional (Fogaça et al., 1984). Dentre as estruturas primárias preservadas destaca-se estratificação cruzada planar e tangenciais métricas com mergulhos de aproximadamente 10°, estratificação cruzada de marcas onduladas. Estratificação cruzada acanalada é muito pouco frequente e nas porções do quartzito onde ocorrem intercalações ferruginosas fina incluem laminação plano-paralela e laminação cruzada. Tem seu contato inferior com a Fm. Barão do Guaicuí concordante, quase sempre gradacionais e podendo ocorrer por falhas. O seu contato superior com o Supergrupo Espinhaço, é caracterizado por discordância angular e erosiva pronunciada (Fogaça et al., 1984). 
Supergrupo Espinhaço
O Supergrupo Espinhaço é constituído predominantemente pelas sequencias quartziticas, com variações de filitos e metaconglomerados associados. Divide-se em Grupo Guinda (Fm. São João da Chapada e Fm. Sopa Brumadinho), a Fm. Galho do Miguel e o Grupo Conselheiro Mata. Dossin et al. (1984) cita que a sedimentação ocorreu no Proterozóico Médio, entre 1,7 e 1,0 Ga, e os eventos deformacionais e metamórficos, próximos a 1,0 – 1,1 Ga. 
Grupo Guinda 
Fm. São João da Chapada 
	Constitui a Fm. São João da Chapada predominantemente quartzitos com filitos associados. Scholl e Fogaça (1979) propõem a divisão de 3 níveis denominados, do topo para a base, A, B e C. O primeiro nível é constituído por metabrechasmonomíticas de quartzitos ou metaconglomeradospolimíticos com seixos geralmente de quartzo e quarztzito, podendo existir localmente quartzo-mica xistos, em lentes de dezanas de metros. Sua espessura total é de até 30 metros. Os quartzitos polimíticos são decorrentes do retrabalhamento dos quartzitos mais resistentes do Supergrupo Rio Paraúna. A deposição pode ter ocorrido em ambiente deltaico ou marinho, segundo Scholl& Fogaça (1979). Ocorre na região a oeste de Diamantina e sofre um adelgaçamento para sul e oeste, desaparecendo para norte, provavelmente devido a dobramentos com os eixos mergulhando para norte. O segundo nível, é composto por filitoshematíticos com mineralogia principal de muscovita, hematita e as vezes turmalinas em agregados fibro-radiais. O protólito desse filito é entendido como uma rocha magmática rica em feldspato (tufitos com teores de hematita) que foi sericitizado, origem a qual é defendida por Renger (1970). Ocorre por mais de 1.000 km como um horizonte estratigráfico, porém com espessuras que não ultrapassam 20 metros (Scholl e Fogaça, 1984). O terceiro nível (C), é constituído por quartzitos médios a grosseiros, na parte superior do pacote podem ocorrem seixos de quartzo arredondados e lentes esparsas de metaconglomeradospolimíticos e monomíticos. A espessura média é de geralmente 100 metros. Estruturas primárias são frequentes estratificações cruzadas de aproximadamente 2 m de altura, e segundo Scholl e Fogaça(1984) os arenitos protólitos desses quartzitos foram depositados em ambiente marinho já que existia a presença constante de marcas onduladas. 
	Fm. Sopa Brumadinho
Segundo Pflug (2968), é composto predominantemente por rochas conglomeráticas e tem sua seção tipo cruzando as Lavras Lavrinha e Brumadinho, Scholl (1979) separou as mudanças litológicas em três diferentes níveis: D, E e F. O Nível D não ultrapassa 50 cm e é predominantemente preenchido por filitos, as vezes quartzosos e/ou rico em micas,como por exemplo, muscovita e clorita. Estruturas como estratificação cruzada de pequena amplitude também ocorrem. O nível E é composto tanto por quartzitos de granulação grosseira com estratificação cruzada quanto como metaconglomeradopolimíticos, com seixos de diversos tamanhos e arredondados. São diamantíferos e por isso existem lavras que acompanham este nível. O nível F ocorre ao norte de Guinda com espessuras de 20 – 30 metros, constituídos por filitos e metassiltitos, com intercalaçãoes de quartzitos micáceos de granulação fina e a seguir para o topo, os quartzitos da Fm. Galho do Miguel (Scholl& Fogaça, 1979).
Fm. Galho do Miguel
Composta por quartzitos brancos, de granulação fina, com alto grau de maturidade e geralmente puros. Estruturas primárias preservadas são estratificações cruzadas de grande porte (15 a 30 metros), com uma espessura que pode variar de 500 a 2000 metros, o que sugere um ambiente de deposição eólico, porém Scholl& Fogaça (1979) atribuem um ambiente marinho profundo, levando em consideração uma possível variação da linha de costa para oeste durante sua deposição. 
Grupo Conselheiro Mata
Segundo Scholl& Fogaça (1979), compõem o Grupo Conselheiro Mata cinco formações:
Fm. Santa Rita
Estende-se numa faixa de direção Norte-Sul, desde a Serra Mineira até as proximidades da rodovia de Guinda-Conselheiro Mata e tem contato concordante sobre os quartzitos Galho do Miguel e possui espessuras qe variam de 100 a 250 m. é composta basicamente por filitos, quartzitos sericíticos (com magnetitas euedrais como acessórios) e metassiltitos(Scholl& Fogaça, 1979).
Fm. Córrego dos Borges
	São concordantes com os estratos da sequência Santa Rita e composta por quartzitos finamente laminados, brancos e com espessuras próximas a 100 metros. Esses quartzitos são diferentes dosdemais do Supergrupo Espinhaço por apresentar laminação plano-paralela na maioria dos estratos que é olbliterada quando a foliação está desenvolvida. Estratificações cruzadas de baixo ângulo também ocorrem (Scholl& Fogaça, 1979).
Fm. Córrego da Bandeira
	Esta unidade distingue-se das demais pela alternância não uniforme de filitos e quartzitos de granulação fina. Se apresenta deformada e tem espessuras próximas a 100 metros. A porção basal é composta por ritmitos cinza escuros e as porções intermediárias tem uma concentração maior de quartzitos (10 – 15 metros). No topo desta unidade predominam filitos quartzosos com abundantes intercalações de quartzitos finos. Estruturas primárias preservadas são laminações cruzadas de baixo ângulo e irregulares, típicos de ambientes de baixa energia e pouca profundidade. 
Fm. Córrego Pereira
Composta exclusivamente por quartzitos, se distingue das outras formações por apresentarem pequenas quantidades de feldspato na sua composição. Na região de Conselheiro Mata as espessuras são de aproximadamente 250 metros. Na porção central, quartzitos muito puros (95% de quartzo) enquanto quartzitos micáceos ocorrem no topo e na base, enquanto as composições feldspáticas (até 10&) se restringem ao topo dessa formação. 
Supergrupo São Francisco
Grupo Bambuí e Grupo Macaúbas
O Grupo Bambuí é composto pormetasedimentos do Proterozóico Superior que afloram na região central do Brasil. A primeira sequencia lito-estratigráfica foi definida por Branco e Costa (1961) e progressivamente detalhada por uma série de outros autores, dividindo o grupo em seis formações, são elas:
· Fm. Jequitaíé a base do grupo Bambuí, caracterizada por paraconglomeradospolimíticos com matriz argilosa esverdeada com seixos de calcários, dolomitos, chert, gnaisses, micaxistos, granitos e rochas vulcânicas. Sua deposição é atribuída origem glacial, e está em discordância com rochas mais antigas do Pré-cambriano. 
· Fm. Sete Lagoasé representada por uma sequencia de margas e pelitos com lentes carnbonatadas de dimensões variadas. O contato da Fm. Sete Lagoas com a Fm. Jequitaí é concordante, porém a mudança climática de um ambiente glacial para um ambiente favorável para a deposição de carbonatos corrobora para a interpretação de que pode existir uma discordância ou hiato deposicional entre as duas formações (Scholl& Fogaça, 1979).
· Fm. Serra de Santa Helenafoi definida porBranco e Costa (1961), é composta principalmente por folhelhos e siltitos cinzas a cinza-esverdeados. Ocorrem intercalações de arenitos finos e calcários cinza escuros.
· Fm. Lagoa do Jacaréé caracterizada por intercalações de calcáreiosoolíticos e pisolíticos, cinza-escuros, féticos, crislinos com siltito e margas.
· Fm. Serra da Saudade é constituída por folhelhos, argilitos e siltitos verdes, com lentes de calcários cinza. 
· Fm. Três Maria éconstituida por arenitos arcóseos e siltitos verdes. 
O Grupo Macaúbas é uma sequência sedimentar pré-cambriana que foi depositada em discordância acima do Supergrupo Espinhaço e tem uma grande extenção (500 km) em direção Norte-Sul no Estado de Minas Gerais (Scholl& Fogaça, 1979). As unidades basais são constituídas geralmente por quartzitos e sedimentos conglomeráticos, nas unidades superiores ocorrem também grauvacas, filitos, metasiltitos e xistos verdes. Uma série de autores estudaram em diferentes regiões geográficas o Grupo Macaúbas e sugeriram algumas modificações lito-estratigráficas dentre eles.
IV.3 – Estrutural
Principais Elementos Estruturais:
Esta seção procura trazer descrições e interpretações do contexto geo-tectônico estrutural da região da Serra do Espinhaço Meridional. De acordo com trabalhos de Almeida Abreu et al. (1989), Uhlein et al. (1990) e Knauer (1990) , a Serra do Espinhaço meridional pode ser caracterizada como um orógeno estruturado por zonas de cisalhamento dúctil em ambiente colisionalde margem continental ativa durante o Proterozoico. Nessa etapa, falhamentos de empurrão de direção norte-sul e vergência para oeste são as principais estruturas, desenvolvendo geometria de “nappes” (Hergessel , 1985).
A estrutura de maior penetração na região é uma foliação ou xistosidade demarcada por minerais que sofreram recristalização sin-tectônica. Está orientada em direção N-NE mergulhando para E. Ocorre ainda uma foliação relacionada ao plano axial de dobramentos sinclinais orientada NE e que corta S₀. Além dessas duas foliações mais expressivas, Almeida Abreu et al. (1989) e Uhlein et al. (1986) descrevem duas estruturas planares: uma foliação de crenulação nos filitos e xistos com direção norte-sul; e uma clivagem de fratura com direção leste-oeste.
Diversas outras estruturas características de cinturões de falhamentos e dobramentos podem ser identificadas, tais quais caudas de recristalização em porfiroclastos, foliações S-C; boudans assimétricos, mica-fish, e microzonas de cisalhamento tardias. (Almeida Abreu et al., 1989, Knauer, 1990).
Baseados na análise estrutural, Uhlein(1986), Dossin et. al (1984) defendem um modelo polifásico em que uma primeira fase contém as dobras isoclinais, uma segunda fase compreende as falhas de empurrão ocorrentes na região, as dobras assimétricas de eixo N-S, a clivagem de fratura dos quartzitos e grandes braquisinclinais e braquianticlinais de direção N-S. As demais estruturas compõem fases posteriores.
Uma única compressão E-W progressiva poderia originar todos essas estruturas, como defendem Almeida Abreu et al. (1986), entre outros. Segundo o autor, a edificação do “Orógeno Espinhaço” foi realizada através de um evento deformacional com transporte de massas de leste para oeste, resultando em características marcantes. Entre elas, pode-se citar o desenvolvimento de foliação milonítica, com direções NW-NE e mergulhos moderados; repetição de horizontes estratigráficos devido a um sistema de cavalgamento; e dois sistemas de dobras de escalas centimétricas a métricas, com direções N-S e E-W, respectivamente.
O evento de compressão E-W mostra-se de grande intensidade e, dessa forma, dificulta a identificação de eventos tectônicos anteriores. No Complexo Gouveia são descritas raras ocorrências de estruturas de migmatitos com orientação média N30-40E e lineação de estiramento N-S, que não ocorrem em outras unidades.
Idade do Evento Principal
A idade do evento principal de deformação é um assunto polêmico, uma vez que grande parte dos autores (e.g. Uhleinet al. 1995) considera que a formação e estruturação tectônica da Serra se deu exclusivamente durante o Brasiliano, enquanto alguns posicionam esse evento no Uruaçuano, admitindo a existência de esforços compressivos de menor intensidade também no Brasiliano.
Knauer& Ebert (1997) apontam a existência de dois episódios compressivos generalizados na região após o Transamazônico através da análise de dados estruturais reiteradamente apresentados na literatura. Um evento anterior, de cerca de 1.4 Ga relacionado ao Uruaçuano e outro associado ao Evento Brasiliano. Ainda segundo os autores, o sub-paralelismo dos esforços deformacionais relacionados aos dois eventos impede a caracterização e diferenciação de dados mesoscópicos que permitiriam a identificação de cada fase deformacional.
Ainda segundo Knauer& Ebert (1997), continua em aberto a influência de cada um desses eventos em aberto na caracterização do arcabouço estrutural da Serra do Espinhaço e retoma a reflexão sobre a ausência de sequências sedimentares oriundas de erosão de um orógeno do Brasiliano. Entretanto, as sequencias sedimentares atribuídas ao Grupo Macaúbas e unidades correlatas parecem representar pelo menos parte desses sedimentos e, portanto, apoiam o caso de estruturação durante o Uruçuano.
Descrição das Geometrias dos Falhamentos e Estruturas Associadas:
Segundo Rolim (1992), a parteda Serra do Espinhaço que mais sofreu deformação é a borda leste. A foliação milonítica é muito bem marcada, com direção paralela ao S₀ (N-S geralmente). Os dobramentos possuem eixos paralelizados à lineação mineral, rotacionados, umflanco rompido e sin-miloníticas. Uma vez que a rocha sofre uma deformação não coaxial. Rampas e patamares definem os falhamentos como tipo “duplex”.
De acordo com Mitra (1986), duplexes verdadeiros ou duplexes superpostos são encontradas na porção centro-leste da Serra. A superposição dos duplexes ocorre onde o Complexo de Gouveia entra em contato com o Supergrupo Espinhaço, o que indica uma dificuldade de propagação das falhas nessa litologia. Assim, é provável que o Complexo Basal tenha atuado como um anteparo impedindo a movimentação de massas para oeste e provocando o empurrão dos duplexes.
Dobras intraduplexes ocorrem na região supracitada, sob a forma de dobras mais abertas com eixo norte-sul sub-horizontal e plano axial com mergulho alto para leste. Esses dobramentos são gerados por compressões coaxiais que geram dobras por achatamento, mais simétricas, sem características miloníticas (Ulheinet al., 1990). Ainda está presente uma xistosidade não paralela ao acamamento, contemporânea à crenulação, mas gerada por compressão coaxial.
Diferentemente da porção centro-leste, a região centro-oeste da Serra mostra duplexes mais afastadas entre si, em largos patamares, quase sem foliações e dobras miloníticas (encontradas apenas no descolamento). Anticlinais e sinclinais podem ainda ser formadas dependendo da distância entre rampas e suas geometrias. Finalmente, a borda oeste da bacia é uma frente de empurrões.
IV.4 – Evolução Geológica
Esta seção procura trazer um resumo do modelo de evolução geodinâmica da Serra do Espinhaço Meridional. De acordo com trabalhos de Dussin & Dussin et al. (1995), Almeida Abreu et al. (1995) e Uhrlin et. al. (1995), a Serra do Espinhaço meridional passou por sucessivas fases de rifteamentos e colisões que moldaram sua estruturação.
Após a orogênese transamazônica forças distensivas afetaram a crosta gerando no Mesoproterozóico bacias que se colocam acima da borda sudeste do Cráton São Francisco, posteriormente a tectônica brasiliana (650-550 Ma) inverteu os movimentos o que levou a deformação das bacias e a estruturação da Faixa Aracuaí.
Bacia do Espinhaço:
No Mesoproterozóico forças de regime extensivo adelgaçou a litosfera continental o que levou a ruptura das partes superiores da crosta, esse processo de rifting resultou na instalação de uma ampla bacia de extensão submeridiana onde se depositou o Supergrupo Espinhaço.
Fase Rift (±1,7 Ga):
Durante a fase rift principal se depositou a sequencia basal do Supergrupo Espinhaço, Grupo Diamantina, uma série de sedimentos terrígenos de ambiente fluviais, entrelaçados, deltaicos e marinho profundo (Garcia & Uhlein 1987). Uma grande instabilidade é caracterizada por uma rapidez das variações faciológicas. O fim da instabilidade é marcado pela deposição de sedimentos de ambientes eólicos e marinho raso. 
Rochas vulcânicas ocorrem na porção inferior e as relações estratigráficas indicam que o vulcanismo começou num estagio precoce da bacia e esteve ativo durante a sedimentação. Segundo Dussin (1995) as datações de zircão das metavulcânicas indicam idades de cristalização da rocha de 1710±12Ma. O vulcanismo foi contemporâneo também à intrusão de magmas graníticos nas bordas da bacia de deformação. 
O adelgaçamento litosférico teria introduzido um levantamento da astenosfera levando à fusão por descompressão das fontes matelicas e à geração dos magmas alcalinos que alimentaram o rift (Kimberlitos). O levantamento da astenosfera parece ter fornecido a energia necessária à fusão de fontes crustais de natureza refratária.
Estas ocorrências configuram um extenso cinturão de dimensões continentais relacionado a fraturação de uma crosta de natureza frágil entre 1,9 e 1,7 Ga.
Fase pós Rift (?):
Em direção ao topo do supergrupo e para W assinala condições gerais de uma fase de estabilidade tectônica com tendências transgressiva em toda a bacia.
A deposição da seqüência ocorreu num contexto de subsidência do conjunto da baça, o qual interveio posteriormente à sedimentação e ao magmatismo de fase rifting. A superfície da bacia afundou em relação ao nível do mar, provavelmente em conseqüência do reajuste crustal face ao decréscimo do gradiente térmico crosta-manto em profundidade, e os sedimentos se acumulam em contexto marinho transgressivo. (Dussin & Dussin, 1995).
A idade deste episodio é ainda desconhecida, as diferenças de características do depósitos bem como a presença de discordâncias rift e pós rift, implicam na existência de um período de tempo ao longo do qual a deposição não ocorreu.
O Rift Araçuai (±900 Ma):
Um segundo período de estensão crustal afetou a região por volta de 900 Ma no inicio do Neoproterozóico. 
Diques de afinidade toleítica intrudiram fraturações crustais nas regiões adjacentes ao Craton, onde as taxas de extensão foram pequenas, não ocorrendo formação de vastas bacias nem derrames de lavas expressivos.
As taxas de extensão crustal foram mais importantes mais a E onde o depósito do Grupo Macaúbas testemunha o desenvolvimento de um novo rifting. Em seu domínio oeste, esse grupo é composto por sedimentos glaciais litorâneos e por turbiditos de plataforma, portanto o limite oriental do bloco São Francisco teria evoluído em parte em uma zona de acresção oceânica.
Este período de extenção e fraturação crustal faz parte da fragmentação do Proto-Pangea, um processo de riftogênese generalizado que se desenvolveu em escala global entre 1,1 e 0,9 Ga.
A Tectônica Brasiliana (± 650-550 Ma):
A Faixa Araçuai foi estruturada no final do Neoproterozóico com a compressão brasiliana que foi responsável pelo fechamento das bacias do Meso-e Neoproterozóico.
Os efeitos da orogênese brasiliana se traduzem por uma deformação regional que evolue a partir de um contexto de cisalhamento dúctil a E até rochas não deformadas a W. Ocorreram três fases de deformação distintas, das quais as duas primeiras tem caráter progressivo. Durante a primeira fase compressiva o encurtamento crustal foi acompanhado por grandes empurrões de direção norte-sul com geometria geral de rampas e patamares e o desenvolvimento de um sistema duplex afastando as sequencias supracustais e o embasamento(Dussin & Dussin 1995, et. al. Herrgessel & Plug 1985). Dobras intrafoliais caracterizam as zonas de cisalhamento transpressivas com componente sinistral com topo para NW, alongamento de seixos em conglomerados, rods nos BIF’s, millons de quartzo e eixos de dobras são bem desenvolvidas nestes setores. A deformação é menos intensa entre as zonas de cavalgamento, marcada pela formação de dobras abertas e de uma clivagem de PA NE e de mergulho SE, onde as estruturas primárias das rochas se encontram, em geral, preservadas. O transporte tectônico em direção W é demostrado pela vergencia das dobras assimétricas e boudins, pelos pares S/C, sombras de pressão e pela deformação de veios em fraturas de extensão. As condições metamórficas vão de grau fraco, anquimetarmofismo até xisto verdes.
A segunda fase a deformação e o metamorfismo é menos intensos com formação de dobras abertas com PA N-S com mergulho para E e sentido de movimento transcorrente. A ultima fase de deformação é caracterizada por ondulações de eixo EW que foram superimpostas às estruturas mais antigas. Datações em granitos sin e tardi-orogênicos indicam idades entre 650 e 550 Ma (Siga Jr. et. al. 1987; Teixeira 1985)
Uma história evolutiva anterior é demonstrada por indícios de polimetamorfismo e a obtenção de idades em rocha total em torno de 2,0±0,2 Ga. Os registros mais freqüentes de eventos anteriores são fornecidos pela presença de relictos de paragêneses metamórficas mais antigas.
Na rigião do Espinhaço Meridional, as condições de deformação e de metamorfismo permitem distinguir pelo menos três setores distintos, o Cráton São Francisco a W que funcionou como antepais, a região de Ganhães a E, e entre esses dois blocos o setor do rift do Espinhaço.
Um lineamento N-S com expressão regional divide os setores central e oriental e coloca em em contato duas porções de embasamento litologicamentedistintas: A E gnaisses migmatiticos com intercalações de metassedimentos e granitos e a W biotita gnaisses em sua maior parte de derivação sedimentar. O Bloco E se comportou de maneira rígida face à deformação ao contrario do Bloco W, nesta porção a estruturação da serra indica que o seu fechamento se deu de maneira frontal.
No setor Sul a tectônica está marcada por uma cinemática de blocos mais complexos e a compressão se efetuou de maneira sinistral obliqua. Movimentos transcorrentes destrais de direção NE e extensão reginal se formaram em resposta ao movimento relativo entre os diferentes blocos continentais e poderia representar o prolongamento daquela de Itabuna (Bahia) situada bem mais a NE na costa brasileira onde datações em sienitos forneceram a idade de 650 a 550 Ma. Esta zona de cisalhamento foi bem desenvolvida e seu prolongamento tem sido descrito no continente africano.
Diferentes vetores de stress na região são indicados pelas analises das estruturas brasilianas no conjunto da Faixa Aracuai, esses vetores resultam do reajustamento dos blocos em resposta a um evento tectônico maior.
A orogênese Brasiliano-Pan-Africana teria se desenvolvido às margens de várias placas continentais que serviram de ante-país para cinturões deste ciclo.
Extensão do Cretáceo (±190-170 Ma)
O ultimo evento tectônico que afetou a borda oriental do Craton São Francisco ocorreu no Fanerozóico, um novo episódio de extensão crustal com a presença de diques de basalto alcalinos datados entre 220 e 170 Ma que cortam todas as unidades, essas intrusões estão associadas à tectônica extencional do Mesozóico. Estas idades indicam que os diques analisados pertencem a um sistema que é anterior aos principais enxames e derrames fanerozóicos do sudeste do Brasil associados à abertura do Atlântico Sul e sua formação é relacionada com a fragmentação do Gondwana.
IV.5 – Econômica
A Serra do Espinhaço atravessa os estados da Bahia e de Minas Gerais onde é separada nos setores Meridional e Setentrional, nas proximidades do paralelo 17°00’S (Knauer). Essa região possui alto potencial econômico e tem sido estudada e explorada desde o final do século XVII. Os depósitos e concentrações minerais estão associados à estruturação e evolução tectônica da faixa móvel Espinhaço. 
Na região da Serra do Espinhaço Meridional são identificadas seis unidades litostratigráficas (Complexo Basal; na base, Sequências Vulcano-sedimentares, Supergrupos Rio Paraúnas, Minas, Espinhaço e São Francisco, topo) nas quais ocorrem mineralizações de ouro, diamante, ferro, quartzo, cromita, sulfetos, entre outros. 
Nos terrenos arqueanos, sequências vulcanossedimentares do tipo greenstone belts destacam-se como fontes primárias de ouro o qual é encontrado em remobilizações em veios de quartzo que cortam unidades mais novas e reconcentrações em depósitos tipo placer. Associadas a estas sequências, ocorrem também cromita, talco, sulfetos de níquel, cobre e cobalto e platina e paládio. Sedimentos clasto-químicos com contribuições vulcânicas registram a fase de estabilização crustal (início do Proterozoico). Estes metassedimentos estão representados por extensos pacotes de formações ferríferas bandadas que constituem depósitos de “lago superior” que podem conter ouro, ocorrendo sob controle estratigráfico e estrutural. A estabilidade crustal propiciou a formação de grandes bacias de subsidência lenta e o desenvolvimento dos sistemas de rifting, onde se depositaram os sedimentos que deram origem ao Supergrupo Espinhaço. Neste, ocorrem diamantes associados às rochas conglomeráticas da Formação Sopa-Brumadinho cuja fonte primária permanece desconhecida. A ascensão das rochas de origem primária (kimberlitos) é indicativa dos sistemas de rifting que acompanharam a cratonização dos continentes no período. No final do Proterozoico, a fase de estabilidade tectônica permitiu o desenvolvimento de bacias epiplataformais e deposição dos sedimentos do Supergrupo São Francisco. As coberturas cenozóicas (depósitos de enriquecimento supergênico e residuais) estão relacionadas à mineralizações de manganês, bauxita e argilas. 
Uhlein et al. (1986) sintetizam os recursos minerais da Serra do Espinhaço Meridional e regiões limítrofes situando as mineralizações no contexto crono-metalogenético. Na região do Espinhaço, o Complexo Basal possui baixo potencial econômico, sendo este restrito a mineralizações associadas a pegmatitos de idade brasiliana e à extração de granitos para uso na construção civil. Acima do Complexo Basal, estão depositadas as Sequências vulcano-sedimentares de Serro e do Rio da Mata e o Supergrupo Rio Paraúna, de idade arqueana. 
Nas Sequências vulcano-sedimentares de Serro e do Rio da Mata ocorrem cromititos em horizontes descontínuos orientados segundo a xistosidade das rochas ultrabásicas encaixantes e que são utilizados na indústria química e de ferro-liga. A borda leste da Serra do Espinhaço é tradicionalmente uma região produtora de ouro aluvionar cujos depósitos possuem forte controle litoestratigráfico e estrutural (Uhlein et al. 1983). Ainda nestas sequências, ocorrem concentrações de talco lamelar na forma de veios e esteatitos (talco-carbonato xistos; pedra sabão). Há também potencial para mineralizações sulfetadas de calcopirita e pirrotita em rocha metamáficas, sulfetos de níquel disseminados em rochas ultrabasicas e arsenopirita e pirita em turmalinitos na forma de corpos lenticulares concordantes com as rochas da meta-ultrabásicas da sequencia vulcanossedimentar do rio mata cavalo. O Supergrupo Rio Paraúna é dividido em Grupo Pedro Pereira, na base, e Grupo Costa Sena, no topo. Apresenta discordância angular e erosiva com o Supergrupo Espinhaço e idade arqueana. Quanto ao potencial mineral, este é representado por ocorrências de ouro, cianita e lazulita e localmente, por ocorrências de sulfetos e formações ferríferas. O ouro ocorre disseminado em veios de quartzo com especularita que recortam xistos do Supergrupo Rio Paraúna. Ainda, veios de quartzo auríferos seccionam mica-quartzitos da Formação Bandeirinha, do Grupo Costa Sena.
Depositados sobre as sequências supracrustais, estão as sequências proterozoicas de cobertura que incluem os Supergrupos Minas, Espinhaço e São Francisco. O Supergrupo Minas (Sequência Itabirítica) corresponde a uma sequência de natureza metassedimentar constituída por quartzitos, filitos ou xistos e itabiritos (fácies xisto verde) que ocorre na borda leste da Serra do Espinhaço e que é correlacionada ao Supergrupo Minas na região do Quadrilátero Ferrífero, porém permanecem dúvidas sobre sua correlação com o Supergrupo Espinhaço. A mineração de ferro se dá em depósitos de formação ferrífera metamorfizada de fácies óxido (itabirito) com lentes ou camadas de hematita compacta. A mineração de ouro é atestada por escavações e galerias antigas e por testemunhos de moradores da região. Quanto ao potencial econômico do Supergrupo Espinhaço, o diamante é o bem mineral mais importante, porém a origem dos depósitos primários kimberlíticos permanece não identificada, sendo a mineração realizada em depósitos inseridos nos metaconglomerados e metabrechas quartzíticas da Formação Sopa-Brumadinho. Além dos depósitos diamantíferos, ainda ocorrem, no Supergrupo Espinhaço, depósitos de ouro, quartzo, sulfetos e fluorita. Ainda na formação Sopa-Brumadinho ocorre mineração de ouro veios de quartzo encaixados nas unidades pelíticas (filitos grafitosos). Depósitos semelhantes ocorrem no grupo Conselheiro Mata, em rochas da Formação Córrego Pereira. Embora as ocorrências auríferas se restrinjam a formação sopa Brumadinho, ocorrem veios de quartzo em outras unidades, os quais estão relacionados a zonas de falhas no Supergrupo Espinhaço. Ocorrências de calcopirita, galena e pirita são descritas em rochas metariolíticas atribuídas à porção basal do Supergrupo Espinhaço. Associadas aos metariolitos ocorrem níveis delgados de fluorita concordantes com a xistosidade das rochas hospedeiras. Os quartzitos do supergrupo Espinhaço são explotadose utilizados na construção civil.
Sobreposta ao Supergrupo Espinhaço, ocorre a sequência metassedimentar do Supergrupo São Francisco. Este compreende os grupos Macaúbas e Bambuí. No primeiro ocorrem mineralizações de diamante no material elúvio-coluvionar derivado dos metadiamictitos. Este material é fruto do retrabalhamento dos metassedimentos da unidade anterior. No segundo, ocorrem veios e drusas de quartzo hialino e cristal de rocha. Ainda no grupo Bambui, na Formação Sete Lagoas, ocorre extração de mármore para uso como pedra de revestimento e dolomitos passíveis de prospecção para magnésio. 
Sobre as unidades descritas, ocorrem mineralizações em depósitos aluvionares de platina, ouro e diamante e depósitos coluvionares manganês, bauxita e wavelita/turquesa formados por processos de enriquecimento supergênico.
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