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Revista Bras ileira de Geociências 22(4) :481-486, dezembro de 1992
o CRÁTON BRASILlANO DO SÃO FRANCISCO - UMA REVISÃO
ROLAND R. TROMPETTE*, ALEXANDRE UHLEIN**,
MARCOS E. SILVA*** e IVO KARMANN***
ABSTRACT THE BRAZil-IAN sxo FRANCISCO CRA'fO N - A REVIEW. The Brazilian Paranúrim
belt divides lhe São Francisco Craton . At to lhe west and soulhwest occurs lhe São Francisco Craton (sensustrictu), and
to lhe East is present lhe Salvador Craton , separated from lhe Congo-Zaire Craton by lhe opening oflhe Atlantic Ocean
during Earl y Mesozoic time . The Archean-Early Proterozoic basement of lhe Paramirim belt was intruded by
suba1kaline granites approximately 1,700 Ma old . The Espi nhaço Supergroup is lhe most important unit of lhe
Paramirim belt. It's made up of detritic metasediments (quartzites, metaconglomerates , phyllites) with acid
metamagmatic rocks (rhyolites-rhyodacites) in lhe lowerpart. The Espinhaço Supergroup was deposited in a continen-
tal rift during lhe interval 1,700 to 1,100 Ma. The Espinhaço Supergroup deformation is rough1y dated at 600 Ma
(Brazilian Tectonic Cycle) . It is characterized by major ducti le north-soulh low-angle shear zones and assymmetric
folds wilh westward vergence. A stretching or/and minerallineation, transverse to lhe belt, indicates westward transport
of materials .These ductile shear zones continue to lhe south, affecting lhe external units of de Araçuaf fold belt and older
(Early Proterozoic) units of lhe Quadrilátero Ferrífero (MG).
Keywords: São Francisco Craton, Brazilian Paramirim belt, Bahia, Brasil.
RESUMO A faixa ou província brasiliana do Pararnirim divide o Cráton do São Francisco em dois . A oeste e
sudoeste ocorre o Cráton de São Francisco (sensuSlriCIU)e a leste, o Cráto n de Salvador, separado do Cráton do Congo-
Zaire pela abertura do Oceano Atlântico Sul durante o Mesoz6ico. A infra-estrutura da Faixa do Paramirim, arqueana
e proteroz6ica inferior, está intrudida por granit6ides subalcalinos datados ao redor de 1.700 Ma . O Supergrupo
Espinhaço compreende a superestrutura da Faixa do Paramirim e é constituído por metassedimentos detríticos
(quartzitos, metaconglomerados, filitos) com rochas metamagmáticas ácidas na base. Foi depositado num rifte
continental entre 1.700 e 1.000 Ma. A deformação do Supergrupo Espinhaço é de idade brasiliana e datada ao redor de
600 Ma. Ela se manifesta por grandes cisalhamentos dúcteis orie ntados norte-sul, pouco inclinados, e dobras assimé-
tricas com vergência oeste. Uma lineação mineral elou de estiramento, transversal à faixa, também indica um transporte
teetônico para oeste. Estes cisalhamentos dúcteis se prolongam para o sul, afetando as unidades externas da Faixa
Brasiliana Araçuaf e as unidades mais antigas (Proteroz6ico Inferior) do Quadrilátero Fenifero.
Palavras-chaves: Cráton do São Francisco, Faixa Bras iliana do Paramirim (BA).
INTRODUÇÃO O Cráton do São Francisco, como as
outras províncias geológicas brasilianas (- 600 Ma), foi defini-
do com o nome de plataforma do São Francisco por Almeida
(1967, 1969). Suas características geocronológicas foram resu-
midas principalmente por Cordani et al. (1968) e Almeida et
al. (1973). Em sua definição original, o Cráton do São Francis-
co englobava parte dos metassedimentos hoje atribuídos à Fai-
xa Brasiliana Araçuaí (Fig. 1). Apenas com a publicação de
Almeida (1977) é que ele adquire seus limites atuais.
A província brasiliana do Cráton do São Francisco represen-
ta a apófise ocidental de um enorme cráton, ocupando a parte
central do Gondwana Ocidental, o Cráton do Congo (ou Zaire)
- São Francisco, cortado em dois quando ocorreu a abertura do
Atlântico Sul (Fig.1). Inicialmente, Pf1uget al: (1969) propõem
fragmentar o Cráton do São Francisco num bloco sul-ocidental
e num bloco oriental ou Cráton de Lençóis. A separação,
passando ao longo do Vale do Paramirim (Fig. 2), corres-
ponderia a uma "faixa Minas", que os trabalhos geocro-
nológicos mais recentes estão atribuindo à Orogênese
Transamazônica (-2.000 Ma). A noção original de Cráton do
São Francisco é, assim, abusivamente estendida aos tempos
pré-brasilianos.
Apoiando-se nos resultados geocronológicos de Távora et ai.
(1967), Cordani (1973a, b 1978) individualizou a província
geocronológica do Paramirim. As idades K-Ar, obtidas tanto no
embasamento como nos metassedimentos quartzo-xistosos do
Supergrupo Espinhaço, estão compreendidas entre 620 e 450
Ma. Esta província geocronológica é interpretada como uma
zona móvel brasiliana, caracterizada por um metamorfismo
epizonal e numerosas intrusões graníticas. Ela separa, a su-
doeste, o Cráton do São Francisco (s.s.) e, a Leste, o Cráton de
Salvador, cujos limites são próximos àqueles do Cráton de
Lençóis, proposto por Pf1ug et al. (1969). O Cráton de Salvador
representa uma apófise sul-americana do Cráton do Congo
(Zaire) (Fig. 1). A fragmentação do Cráton do São Francisco
em dois já estava esboçada na reconstrução pré-deriva do
Gondwana Ocidental (Hurley et al. 1967).
Para Almeida (1977), a província geocronológica do Pa-
rarnirim não pode ser identificada como uma zona móvel
brasiliana, já que sua deformação e metamorfismo foram con-
siderados como mais .antigos, pré-brasilianos, e datados entre
1.300 e 1.100 Ma (Sá et ai. 1976). As idades K-Ar compreen-
didas entre 620 e 450 Ma não possuiriam srgnifícado tectônico:
elas traduziriam um simples reaquecimento. Isto é confirmado,
no mapa geológico da Bahia (Inda & Barbosa 1978), pelo
caráter suborizontal dos sedimentos do Ciclo Brasiliano
(Supergrupo São Francisco e Grupo Una) sobre as bordas
cratônicas adjacentes à Província do Paramirim (Fig. 2). Na
ausência de estudos estruturais mostrando a existência de uma
deformação brasiliana indiscutível, a noção de um único Cráton
do São Francisco, no sentido de Almeida (1977), tem sido
utilizada na literatura brasileira até estes últimos anos.
Torquato & Cordani (1981) sugerem que as Faixas Brasi-
lianas Sergipana e Araçuaí (Figs. 1 e 2) se unem ao longo da
* CNRS /ORTOM, França. Endereço atual : Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, Caix a Postal 20899, CEP 01498 -970 , São Paulo, SP, Brasil
** Departamento de Geol ogia, Instituto de Geociências, Universidade Fede ral de Minas Gerais, Avenida Antônio Carlos, 6627, CEP 3127()..()(}(), Belo Horizonte.
MG,Brasil
*** Departamento de Geo log ia Geral , Instituto de Geoc iências, Universidade de São Paulo, Caixa Postal 20899 , CEP 01498-970, São Paul o, SP, Brasil
482 Revista Brasileira de Geociências, Volume 22,1992
200,
k m
LOCALIZAÇÃO DA Á REA
~rov ín cio
~ COBERTURAS MESO-CE NDZÓICAS
CRÁTONS
~ COBERTURAS DO PROTEROZÓICO SUPERIOR
~ COBERTURAS DO PROTEROZÓICO MÉDIO
.~E~:~g~i~1~F~~ ([~~~~~~~. o~N~u~g~i
FAIXAS DOBRADAS
k/)~ IMETASSEDIMENTOS DO PROTEROZÓ1CO SUPERIOR
1···.:···.1 METASSEDIMENTOS DO PROTEROZÓICO MÉDI O
1/ / 1EMBA SAMENTO pOLlcíCLlCO
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BRASILlANO DO SÃO FRANCISCO'
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~ CRÁrON DE<\. I SALVADOR
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o CRÁTON
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~
km
FAIXAS BRASILlANAS E PAN-AFRICANAS
PRINCIPALMENTE COM METASSEDIMENTQS
~ E INDICAÇÁODD SENTIDO DE TRANSPORTE
. ' -- rEg~~I~giA OU FAIXA DO PARAMIRIM
MOSAICO DE BLOCOS CRATÔNICOS E FAIXAS
~ DOBRADAS MENORES BRASILlANAS I PAN-
AFRICANAS
D CRÁTONS BRASILlANOS IPAN-AFRICANOS
Figura 1 - Distribuiçãode blocos cratônicos e faixas dobra-
dasbrasilianas/pan-africanas. Divisãopropostado Crâtondo
Congo-Zaire/São Franciscoem duas partes: a leste, o Crâton
do Congo (Zaire) - Salvador; a sudoeste, o Crâton do São
Francisco(s.s.), (A) O Crâton do São Franciscono sentidode
Almeida (1967,1969,1977). (B) Os crâtonsdo São Francisco
(s.s.) e Salvador, conforme Cordani(1973 a, b). A posição dos
continentesda Africa e da América do Sul é segundo Witet alo
(1988)
Figure 1 - Distribution ofcratonic blocks and Brazilianlpan-african fold belts .
Division proposal of Congo zaire/São Francisco Craton in two parts: to tbe East
tbe Congo (Zaire) - Salvador Craton, and tbe São Francisco Craton {s.s.) to tbe
soütbwest.(A) The São Francisco Craton defined by Almeida (1967, 1969,
1977). (B) The São Francisco (s.s.) and Salvador Cratons according to Cor-
dani (1973 a, b). The continents position at Africa and Soutb America is
confoem to Wit et ai. (1988). The assembly of continents (Africa and Soutb
America) fol1owsWit et ai. (1988)
costa atlântica fazendo do Cráton do São Francisco um cráton
distinto daquele do Zaire (Congo). Nenhum argumento estru-
tural ou geocronológico vem apoiar esta reconstituição, que
permanece hipotética (Trompette 1984).
A PRovíNCIA DO PARAMIRIM: UMA FAIXA DOBRA-
DA NO PROTEROZÓICO MÉDIO (1.300-1.100 Ma)
OU NO CICLO BRASILlANO (600 Ma)? Até aproxi-
madamente 1985, a Província do Paramirim foi considerada
como um rifte continental 'preenchido por material de idade
Figura 2 - Os Crâtons Brasilianosdo São Francisco (s.s.) e
Salvadorem seus contextosestruturais. Modificadoa partir de
Almeida (1967, 1977) e Inda e Barbosa (1978). C· Conceição
do Mato Dentro; D - Diamantina; P - Paramirim;S - Salinas;
SB - Serra do Boqueirão; SE - Serra do Estreito; SSO - Serra
de Santo Onofre
Figure 2 - São Francisco (s.s.) - Salvador Brazilian cratons and tbeir structural
context oModified from Almeida (1967, 1977) and Inda & Barbosa (1978)
proterozóica média e dobrado entre 1.300 e 1.100 Ma (Sá et ai.
197ú, Brito Neves et ai. 1979). Trabalhos recentes sugerem
que a tectogênese é essencialmente brasiliana. Isto recoloca em
dúvida a integridade do Crátondo São Francisco como defini-
do por Almeida (1977).
DADOS ESTRATIGRÁFICOS A porções cratônicas -
segundo a hipótese adotada - que cercam a Província do
Paramirim são constituídas por um embasamento do Arqueano
e/ou Proterozóico Inferior sobreposto por coberturas subori-
zontais. As divisões do Proterozóico utilizadas neste trabalho
são de Almeida (1978): inferior (2.500 a 1.800 Ma), médio
(1.800 a 1.000 Ma) e superior (1.000 a 570 Ma).
O Supergrupo Espinhaço corresponde a parte inferior des-
sas coberturas e está bem representado a leste da Província do
Paramirim, na região da Chapada Diamantina (BA). Na parte
superior, o Grupo Una é um equivalente do Supergrupo São
Francisco ou Bambuí (s.l.) , definido ao norte de Belo Horizonte
Costa & Inda (1982). Entre 1.800 e 1.700 Ma individualiza-
ria-se um rifte continental alongado NNW-SSE. A idade da
abertura do rifte foi deduzida a partir de uma correlação a longa
distância entre o magmatismo ácido do Grupo Rio dos Remédi-
os e intrusões riolíticas da região de Conceição do Mato
Dentro, no Estado de Minas Gerais (Fig. 2). Estas supõem-se
marcar o início da deposição do Supergrupo Espinbaço na
região a norte de Belo Horizonte, e são datadas em 1.770 Ma
pelo método U-Pb aplicado a duas frações de zircão (Bri-
to Neves et aI. 1979). Na Província do Paramirim, data-
ções Rb-Sr convencionais das rochas metavulcânicas ácidas do
Figura 3 - Mapa geológico esquemático da faixa de dobra-
mentos brasilianos do Paramirim; segundo Inda & Barbosa
(/978), Caby & Arthaud (/987) e Uhlein (/991). A Faixa do
Paramirim pode ser subdividida em três unidades estruturais:
cinturão metassedimentar e subautóctone Santo Onofre (por-
ção oeste - PI), a unidade do embasamento policíclico intru-
dido por granitóides do Proterozóico Médio (P2); a unidade
subautóctone metavulcãnica metassedimentar na porção leste
(P3), que grada para as coberturas cratônicas do Cráton de
Salvador. B - Boquira; C - Caetité; I - Ibiajara; LB - Livra-
mento do Brumado; LR - Lagoa Real; OB - Oliveira dos
Brejinhos; P- Paramirim
Figure 3 - Schematic geological map of lhe Paramirim brazilian fold belt,
according to Inda & Barbosa (1978), Caby & Arthaud (1987) and Uh1ein
(1991) . The Paramirim fold belt can 00 divided ind three structural units:
subauthoctonous metasedimentary Santo Onofre belt (Westem region - PI).
polycycIic basement unit intruded by granites ofMiddle Proterozoic age (P2),
subautochtonous metavulcanic and metasedimentary unit in lhe eastem region
(P3) that grades laterally to lhe cratonic cover of the Salvador Craton
Revista Brasileira de Geociências, Volume 22. 1992
(Costa & Branco 1961). O Supergrupo Espinhaço, principal-
mente detrítico, é do Proterozóico Médio. O Grupo Una-
Bambuí é do Proterozóico Superior. Ele inicia com diamictitos
que, ao norte de Belo Horizonte, na Serra do Cabral , são tilitos
s.s. (Isotta et ai 1969, Rocha-Campos & Hasui 1981) que estão
superpostos por uma alternância de sedimentos detríticos finos
e de carbonatos com raros estromatólitos.
Na Província do Paramirim, encontram-se apenas duas das
entidades litoestratigráficas descritas sobre os crátons adjacen-
tes. O Grupo Una está ausente. O embasamento, arqueano e
proterozóico inferior, está injetado por numerosos granitóides
de idade proterozóica média. Os metassedimentos do Super-
grupo Espinhaço são subdivididos em três grupos (Inda &
Barbosa 1978, Costa & Inda 1982). O Grupo Rio dos Remé-
dios, inferior, é lenticular e composto de rochas metavulcânicas
ácidas, riolitos, riodacitos, dacitos, brechas e tufos associados
com rochas detríticas grossas. O Grupo Paraguaçu, médio, é
formado por metaconglomerados, quartzitos, metassiltitos e
xistos . O Grupo Chapada Diamantina, superior, é composto
de três formações da base para o topo: Tombador, quartzíti-
ca; Caboclo, com folhelhos e siltitos que passam a carbona-
tos, às vezes estromatolíticos; e Formação Morro do Chapéu,
quartzítica.
Na Província do Paramirim (Fig. 3), o Supergrupo Espi-
nhaço está completo e representado pelo Granito Santo Onofre
na parte ocidental e pelos três grupos acima definidos (Rio dos
Remédios, Paraguaçu e Chapada Diamantina) na parte orien-
tal. Sobre o Cráton adjacente de Salvador, o Supergrupo Es-
pinhaço está completo, mas adelgaçado (Sá et aI. 1976) ou
incompleto e limitado principalmente pelo Grupo Chapada
Diamantina (Costa & lnda 1982). Esta segunda interpretação é
geralmente aceita.
Na parte oriental da Província do Paramirim (Fig. 3-P3),
o magmatismo ácido do Grupo Rio dos Remédios é toleítico
a subalcalino (Sighinolfi & Conceição 1974, Sá et aI. 1976,
McReath et ai. 1981). A intensidade das transformações se-
cundárias induzidas pela tectônica e sobretudo por um forte
hidrotermalisrno (Fróes 1986) explica as dificuldades encon-
tradas na caracterização geoquímica desse magmatismo. Con-
corda-se que ele é derivado da crosta continental por fu-
são parcial. Sua idade é incerta. A grande dispersão de pontos
sobre os diagramas isocrônicos Rb-Sr conduziu a diferen-
tes estimativas de idade. Brito Neves et aI. (1980) traçaram
uma isócrona com uma idade de 1.090 ± 57 Ma (Ri = 0,715 ±
0,004). Sá et aI. (1976) e McReath et aI. (1981) mostrarám
uma errócrona indicando uma idade de 1.200 ± 120 Ma.
Estas duas idades seriam de rehomogeneização isotópica,
geralmente considerada como contemporânea de fenômenos
tectônicos .
Na borda oriental da Serra de Santo Onofre (Fig. 3-Pl),
entre Boquira e Macaúbas, aflora um segundo complexo
vulcânico pouco deformado e não-afetado por estas trans-
formações hidrotermais. Ele é composto por riolitos, traqui-
tos e traquitos quartzíticos e é de afinidade peralcalina
(Sá et aI. 1976, McReath et ai. 1981). Sua idade não é conhe-
cida. Pouco deformado, ele é hipoteticamente conside-
rado como mais jovem que o magmatismo do Grupo Rio dos
Remédios.
O embasamento da Província do Paramirim e os metassedi-
mentos do Supergrupo Espinbaço são recortados por diques e
sills básicos mais ou menos deformados, cujas idades K-Ar
encontram-se entre 1.200 e 500 Ma (Távora et ai. 1967, Brito
Neves et aI. 1980). Um corpo de gabro que corta os quartzitos
do Supergrupo Espinhaço foi datado por Sá et ai. (1976) em
1.111 ± 56 Ma (K-Ar em plagioclásio).
O MODELO DE UM RIFTE DO PROTEROZÓICO MÉ-
DIO TECTONIZADO ENTRE 1.300 E 1.100 MA
Este modelo foi ilustrado por Sá et ai . (1976), Inda
& Barbosa (1978), Brito Neves et aI. (1979, 1980), Sá (1981) e
'"--- DIREÇAD DO TRANSPORTE TECTIlNICD
~ CO,BERTURAS CENDZÓICAS E QUATEE
~ NARIAS
CRÁTONS
~ COBERTURAS 00 PROTEROZórco SUPERIOR~ (GRUPOS UNA E BAMBU!)
~ COBERTURAS 00 PROTEROZÓICO MÉDIO
L.:..-:........ (SUPERGRUPOESPINHAÇD)
~ EMBASAMENTO
483
FAIXAS BRASILIANAS
~ MpASSEDIMENTOS E M~AVUb
~ CANICAS 00 PROTEROZ. MEDIO
~ DRTOGNAISSES DE U\GOA REAL
~ E GRANITÓIDES DE S1'DTlMárEo
~EMBASAMEN~O POLIcíCLICO
1---1 LOCAJ.:IZAÇÃO~A FIGURA 4
A B (SEÇAO GEOLOGICA)
484
Grupo Rio dos Remédios, usando para Ri valores mínimos
de 0,706 e 0,710, forneceram, respectivamente, idades em
tomo de 1.500 e 1.600 Ma (Sá et al. 1976, Brito Neves et al.
1980).
A tectogênese e o metamorfismo do rifte do Paramirim
foram datados entre 1.200 e 1.100 Ma por Sá et al. (1976) e ao
redor de 1.300 Ma por Brito Neves et ai. (1979, 1981).
O intervalo 1.200 - 1.100 Ma foi deduzido a partir das datações
Rb-Sr efetuadas sobre as rochas metavulcânicas da parte
leste da Província do Paramirim (Fig. 3-P3). Quanto à idade de
1.300 Ma, ela corresponde a uma datação Rb-Sr (1.290 ± 52
Ma; com Ri = 0,7360 ± 0,002) de folhelhos (cinco rochas totais
e cinco frações finas) horizontais, não-metamórficos, da For-
mação Caboclo, cobertura cratônica. Esta idade é interpretada
como a de uma diagênese no domínio cratônico, mas também
refletindo a idade da tectogênese no domínio da Província do
Paramirim. Macedo & Bonhomme (1984), utilizando dados
próprios combinados com dados de Brito Neves et al. (1979),
obtiveram uma idade aproximada de 960 Ma para folhelhos da
Formação Caboclo. Esta idade foi interpretada como relaciona-
da à diagênese, mas não foi associada à tectogênese da Provín-
cia do Paramirim. O motor desta tectogênese, de idade
proterozóica média é, segundo Sá et al. (1976), Sá (1981),
McReath et al. (1981) e Costa & Inda (1982), o jogo vertical de
blocos do embasamento (unidade n, Fig. 3), que gera uma
estrutura em leque. A oeste, na região da Serra Santo Onofre
(Fig. 3, unidade PI), a vergência está dirigida para oeste, em
direção ao Cráton do São Francisco (s.s.). A leste, na unidade
P3 (Fig. 3), ela está em sentido oposto.
A deposição do Supergrupo Espinhaço teria se realizado,
portanto, entre 1.770 e 1.300 Ma ou entre 1.770 e 1.200-1.100
Ma. As idades mais jovens refletem diferentes interpretações
quanto a idade da tectogênese do Supergrupo Espinhaço.
Nesse modelo, a importância do evento brasiliano (- 600
Ma) é minimizada: simples homogeneização isotópica de ori-
gem térmica, acompanhada de uma deformação pouco intensa,
em relação ao evento principal de idade proterozóica média. O
evento brasiliano está datado por uma isócrona feita a partir de
três xistos do Supergrupo Espinhaço da Serra ou Cinturão
Santo Onofre, indicando uma idade de 600 ± 63 Ma, com
Ri =0,733 ± 0,06 (Sá et al. 1976, Brito Neves et al. 1979,
1980). Ele é tido como responsável pela dispersão das idades
Rb-Sr do magmatismo do Grupo Rio dos Remédios e das
idades K-Ar medidas entre as diversas rochas encontradas na
Província do Pararnirim, e compreendidas entre 620 e 450 Ma
(Távora et ai. 1967).
O MODELO DE UM RIFTE DO PROTEROZÓICO MÉ-
DIO TECTONIZADO NO BRASILlANO (-600 MA)
O modelo de um rifte ou au1acógeno proposto por Sá et ai.
(1976), Inda & Barbosa (1978), Brito Neves et al. (1979,
1980), Jardim de Sá (1981) e Costa & Inda (1982) é geralmente
aceito. As principais diferenças ficam na idade e no estilo da
deformação. A nova arquitetura proposta para a Província do
Pararnirim tem como origem os trabalhos realizados nos últi-
mos anos sobre as mineralizações de urânio encontradas nas
proximidades de Lagoa Real (Fig. 3). Estas mineralizações
estão associadas a lentes de albititos com piroxênio e granada,
dispersas entre os ortognaisses Lagoa Real (unidade n, Fig.
3). Estes provêm da deformação dos granitóides de São Timó-
teo, subalcalinos, ricos em ferro.
O estudo dessas mineralizações e de seu contexto levou a
colocar em evidência cisalhamentos dúcteis, norte-sul, de incli-
nações suaves para leste (Lobato et ai. 1983, Souza et al. 1986),
cuja geometria não está em acordo com os modelos verticalistas
de Jardim de Sá (1981) e Costa & Inda (1982).
Segundo Caby & Arthaud (1987), uma única e mesma
tectogênese polifásica afeta os ortognaisses de Lagoa Real e os
metassedimentos do Grupo Espinhaço da Serra ou Cinturão
Santo Onofre. Uma deformação DI gera os cisalhamentos
Revista Brasileira de Geociências, Volume 22. 1992
dúcteis norte-sul e desenvolve a foliação dos gnaisses portado-
res de uma lineação mineral (biotita e anfibólio) e/ou de
estiramento. Esta foliação recorta, segundo um ângulo peque-
no, o bandamento magmático dos ortognaisses e albititos. Nos
xistos e quartzitos do Supergrupo Espinhaço da Serra ou
Cinturão Santo Onofre, DI está associada a um metamorfismo
da fácies xisto verde. Em SI , tem-se uma lineação mineral ou
de, estiramento idêntica em atitude àquela descrita anterior-
mente. Os ortognaisses de Lagoa Real, como os metassedi-
mentos Espinhaço, são transportados de leste para oeste. D2
está representada por cisalhamentos dúcteis subverticais, nor-
te-sul, e com uma L2 suborizontal. D3 se manifesta por amplas
ondulações igualmente de eixo norte-sul.
Mais ao sul, na região de Diamantina (Fig. 2), uma tectóni-
ca polifásica, tendo os mesmos caracteres, foi identificada
no prolongamento meridional do Supergrupo Espinhaço
(Uhlein et ai. 1986, Marshak & A1kmirn 1989, Uhlein 1991).
A deformação principal Dp ou DI é um cisalhamento sim-
ples com transporte de material para oeste, em direção ao
Cráton do São Francisco. LI o ü Lp, orientada N90 e mer-
gulhando, de maneira geral, suavemente para leste, está regis-
trada pelo alongamento de minerais metamórficos ou por
estiramento de seixos. A oeste de Diamantina, Dp ou DI dobra
o Bambuí, sendo assim, de idade brasiliana (Uhlein et al.
1986). Esta tectónica brasiliana pode ser seguida com caracte-
rísticas idênticas (Uhlein & Pedreira 1989, Ublein 1991),
desde Diamantina até a Província do Paramirim onde,
por comparação com a região Sul, atribui-se uma idade
brasiliana.
Os ortognaisses de Lagoa Real foram datados pelo método
U-Pb em zircão, com resultado de 1.725 ± 5 Ma, e pelo método
Rb-Sr, dando 1.629 ± 30 Ma, com Ri =0,7104 (Turpin et ai.
1988). Os granitóides de São Timóteo foram datados em
1.710 ± 45 Ma, pelo método Rb-Sr, com Ri =0,715 (Cordani et
ai. 1989). Enfim, uma mistura formada de cinco amostras de
ortognaisses e de cinco amostras de granitóides indicou uma
idade Pb/Pb de 1.710 ± 100 Ma (Cordani et ai. 1989). Os
albititos e a mineralização uranífera estão associados a um
fenómeno hidrotermal posterior à colocação dos granitóides de
São Timóteo. As mineralizações uraníferas associadas aos
albititos foram datadas pelo método U-Pb em 1.397 ± 9 Ma
(Turpin et al. 1988).
Além disso, as concórdias obtidas para os ortognaisses
de Lagoa Real e a mineralização em urânio sugerem prová-
vel rehomogeneização isotópica em tomo de 525 - 480 Ma.
Estas idades são interpretadas por Turpin et al. (1988) como
aquelas da tecnogênese brasiliana e, principalmente, a da
deformação DI.
O dobramento da Província do Pararnirim no Ciclo Bra-
siliano possui vergência para oeste, constatada no Cinturão
Santo Onofre, como no embasamento situado imediata-
mente a leste dele (Fig. 4). A vergência para leste, descri-
ta na parte oriental da Província do Pararnirim (unidade P3,
Fig. 3), permanece mal explicada. Pode estar associada
aos cisalhamentos dúcteis verticais (O2?). A deformação bra-
siliana, intensa na Província do Paramirim, desaparece rapida-
mente para leste e oeste. Os Grupos Una e Bambuí estão
suavemente ondulados sobre as bordas cratônicas imediata-
mente adjacentes.
DISCUSSÕES E CONCLUSÕES A Província do
Paramirim está caracterizada pelo Supergrupo Espinhaço
completo e espesso, que se inicia por um magmatismo de difícil
caracterização, devido às alterações secundárias, mas prova-
velmente alcalino. .
A abertura do rifte continental do Paramirim está mal
datada. Se se deixarem de lado as correlações a longa dis-
tância, pouco confiáveis, duas hipóteses são possíveis: o ri-
fteamento é contemporâneo à colocação dos granitóidesde
São Timóteo (Caby & Arthaud 1987) e teria se iniciado ao
Revista Brasileira de Geociências, Volume 22,1992 485
tardi - brasiliono Ar queuqo e
GAETITE (milonitcs) Proterozóico Inferior .
WSW I ENE
o ~ t, \ \ \ \ \ \
". s-çs» " c- _ -v-; -v; '>. " " " \ \ \ \ \-_- ,; + +
" .c--e " " ·cis~/h~"'"- '>. 0 \ \ \ \ \\ \ -~ :: + +
Cinturão orne010 " "'"- ,," \ \ \ \ \ \ \ \ + + +
Sonto Onofre "r,o . "'"- " " \ \ \ '-\ \ \ \ \ \ + +
5 (Supergrupo Espinhaço) C/bOI \ -,
Km Unidade sub-autóctone Ortognaisses utcctmos Granitos indeformodos
de Lagoa Real de São Timóteo
Figura 4 - Seção geológica esquemática de parte do cinturão
Santo Onofre (PI) e da unidade do embasamento policíclico
(P2). Ligeiramente modificada de Caby & Arthaud (1987). A
localização da seção está indicada na figura 3
Figure 4 - Schematic geological section of part .of lhe Santo Onofre Belt (PI)
and lhe polycyclic basement unit (P2). Based on Caby & Arthaud (1987) .
Location of'the section in figure 3
redor de 1.725 Ma, ou então seria grosseiramente síncrono
aos fenómenos hidrotermais que acompanham a mineraliza-
ção uranífera ao redor de 1400 Ma. As afinidades geoquí-
micas constatadas entre o magmatismo do Grupo Rio dos
Remédios e os granitóides de São Timóteo são em favor da
primeira hipótese.
A atribuição de uma idade proterozóica média à tec-
togenese que afeta a Província do Pararnirim repousa princi-
palmente sobre dados radiométricos pouco confiáveis e de
interpretação difícil. Trata-se de datação pelo método Rb-Sr,
seja de material sedimentar, seja de rochas metavulcâni-
cas ácidas, que sofreram uma forte alteração hidrotermal. Os
pontos representativos estão espalhados sobre os diagramas
isocrónicos (isócronas). As Ri são sempre muito elevadas,
sugerindo rehomogeneização isotópica tardia.
A atribuição de uma idade brasiliana à tectogênese que afeta
a Província do Pararnirim é baseada essencialmente sobre
dados estruturais. O padrão de dobramento do Pararnirim pode
ser correlacionado ao da Faixa Brasiliana Araçuaí. Mais preci-
samente, a primeira fase de deformação apresenta-se, nas
partes ocidentais dessas duas províncias estruturais, como um
cisalhamento simples com transporte do material em direção
do Cráton do São Francisco. Sugerimos, como hipótese de
trabalho, a existência, ao longo da borda oriental do Cráton
do São Francisco (s.s.), de um corredor de cisalhamento
brasiliano, orientado norte-sul e com mergulho para leste
(Fig. 2). Bem caracterizado nas unidades estruturais externas
da Faixa Araçuaí, esse cisalhamento entra na Província do
Pararnirirn e, no sul, retrabalha o embasamento de idade
proterozóica inferior do Quadrilátero Ferrífero. Na Faixa Ara-
çuaí, região de Salinas (Fig. 2), esta tectogênese está datada em
630±30 Ma pelo método Rb-Sr aplicado aos gnaisses das
unidades externas, em 590 ± 28 Ma pelo método U-Pb aplicado
em zircão de gnaisses provenientes das unidades internas (Siga
et aI. 1988) . As idades de 525 e 480 Ma, obtidas sobre o
Complexo de Lagoa Real e interpretadas por Turpin et aI.
(1988) como datando a deformação brasiliana, correspon-
dem mais provavelmente a re-homogeneização tardia a pós-
brasiliana.
O redobramento da extremidade setentrional das Serras
do Estreito e do Boqueirão, bem visível sobre o mapa geológico
da Bahia (Inda & Barbosa 1978), tem sido freqüentemente
interpretado como a prova da existência de uma tectônica pré-
brasiliana. As estruturas norte-sul destas serras, dobradas no
Proterozóico Médio, teriam sido redobradas pela orogênese
brasiliana da Província do NE do Brasil. Trata-se mais prova-
, velmente da interferência entre duas tectogêneses brasilianas:
aquela norte-sul, precoce, da Província do Pararnirim e outra
quase este-oeste, mais jovem, do NE do Brasil. Esta inter-
pretação verifica-se no Cráton de Salvador, mais precisamente
A
o 5
'========'
km
Cisalhomento sinestroJ B
equivalentes cronológicos
...... j 725Mo.
na Bacia de Irecê (Fig. 3), onde são encontradas duas fa-
ses de dobramentos superpostas. A primeira e mais antiga gera
dobras suaves de eixo NS a NNW-SSE (Inda & Barbosa 1978).
Elas são paralelas e síncronas às Serras do Boqueirão
e do Estreito na parte setentrional da Província do Pararnirim.
A segunda fase, mais jovem, manifesta-se na Bacia do Irecê
pelo decollement geral do Grupo Una. As dobras suaves
têm eixos E-W (Brito Neves 1967) e estão associadas às
falhas inversas elou pequenos empurrões, indicando um trans-
porte para o sul (Lagoeiro 1990). Esta segunda fase representa
uma manifestação distal da tectogênese brasiliana na Província
do NE Brasil ou Borborema. Tem-se aqui, na esca-
la regional, um exemplo de heterocronismo da tectogênese
brasiliana.
A existência de uma deformação de idade proterozóica
.média, inteiramente apagada pela tectogênese brasiliana, ain-
da que possível, não é sustentada por nenhuma observa-
ção estrutural. Entretanto, a presença de tal deformação de
idade pré-brasiliana não interfere na questão da separação em
dois do Cráton do São Francisco, província geológica de idade
brasiliana. A Província do Paramirim corta em dois o Cráton
do São Francisco, conforme definido por Almeida (1967,
1969): a oeste e a sudoeste, o Cráton do São Francisco (s.s.) e a
leste, o Cráton de Salvador, apófise do Cráton do Congo
(Zaire). Esta subdivisão, sugerida no início da década de 1970,
mas rejeitada devido à falta de argumentos convincentes
(Almeida"1977), está hoje voltando como hipótese mais pro-
vável, sustentada por um conjunto de dados estruturais e
geocronológicos.
Comparado às faixas brasilianas-panafricanas do Gondwana
Ocidental, a Província do Pararnirim apresenta duas particulari-
dades. Nenhumdepósitode idadeproterozóicasuperior-equiva-
lente do Grupo Una - é conhecido, seja porque ele não foi
depositado, seja porque ele foi erodido. Uma situação similar
encontra-senas faixas brasilianasdo Sul do Brasil: norte da Faixa
Dom Feliciano ou Faixa Tijucas (Basei 1990) e talvez na Faixa
Ribeira. A segunda particularidade é que a deformação brasi -
lianaédo tipo cisalhamentosimplescomtransporteparaoeste.
A Faixa Brasiliana do Pararnirim é interpretada seja como
uma faixa intracontinental decorrente do fechamento de um
rifte estreito com empurrões em díreção à borda do Cráton do
São Francisco (s.s.), seja como uma faixa de colisão do tipo
Himalaia (Caby & Arthaud 1987, Uh1ein & Pedreira 1989). A
pequena largura da zona de deformação (150 km), a ausência
de sutura e a relativa semelhança das coberturas cratônicas do
Proterozóico Superior nos dois lados da faixa direcionam em
favor do primeiro modelo.
Na parte meridional da Província do Pararnirim, entre
Caetité e Oliveira dos Brejinhos (Fig. 3), observa-se uma
anomalia gravimétrica negativa que atinge - 50 mgals, alon-
gada NNW-SSE. Segundo Ussarni & Bott (1989), a fonte da
anomalia é superficial e localizada a -8 ou -13 km de profundi-
dade, de acordo com o contraste de densidade utilizado. Tratar-
se-ia de um corpo granítico, trapezoidal, de mergulho suave
para oeste e forte mergulho para leste. Esta geometria é pouco
compatível com as estruturas brasilianas, que mergulham sua-
vemente para leste. Por outro lado, as novas interpretações
tectónicas propostas para a Província do Pararnirirn (Caby &
Arthaud 1987, Uh1ein 1991) sugerem que pelo menos uma
parte da anomalia gravimétrica poderia ser relacionada ao
espessamento crustal induzido pelo cisalhamento brasiliano.
Agradecimentos Os trabalhos de campo de M. E. Sil-
va, I. Karmann e R. Trompette, na Bahia, foram financiados
pela Secretaria de Minas e Energia daquele Estado. Aqueles
realizados por A. Uh1ein e R. Trompette, na faixa Araçuaí,
nordeste de Minas Gerais , foram ,parcialmente financiados
pela FAPESp, CNPq e PETROBRAS. Os profs. drs. B.B. de
Brito Neves, E. F. Jardim de Sá e um revisor anónimo fizeram
a leitura crítica do texto.
486
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Revista Brasileira de Geociências, Volume 22, 1992
ALMEIDA, F.F.M. 1967 Origem e Evolução da Plataforma Brasileira. Rio
de Ianeiro, DNPMlDGM.96 p. (Boletim 241)
ALMEIDA, E EM. 1969 Diferenciação tectô nica da plataforma brasileira. ln:
CONGR. BRAS . GEOL., 23: Salvador, 1969. Anais... Salvador, SBG.
p.29-46.
ALMEIDA, E E M. 1977. O Cráton do São Francisco. Rev. Bras. Geoc. , 7(4):
349-364.
ALMEIDA, F. E M.; AMARAL, G.; CORDAN!, U. G.; KAWASHITA, K.
1973. The Precambrian evol ution oflhe South America cratonic margin
south of lhe Amazon river. ln: NAIR, A.E.M. & STEHLI, EG. 00. The
Ocean Basins and Margins . New York, Plenum. v. I , p. 411-446.
ALMEIDA, E EM.; HASUI, Y; BRITO NEVES, B. B.; FUCK, R.A. 1981
Brazilian structural provinces: an introduction . Earth Sei. Rev.,17:1-29.
BASEI, M.A.S. 1990. O Grupo Brusque: uma evolução monocíclica? ln:
CONGR. BRAS. GEOL., 36. Natal, 1990. Anais... Natal , SBG . v. 6,
p.2649-2657.
BRITO NEVES, B.B. 1967 Geologia das folhas de Upamirim e Morro do
Chapéu-BA . SUDENFlCONESP. 53 p. (Relat6rio 17).
BRITO NEVES, B.R; KAWASHITA, K.; CORDAN! , U.G.; DELHAL, I.
1979. A evolução geocronol6gica da Cord ilheira do Espi nhaço : dados
novos e integração. Rev. Bras . Geoc., 9(1) :71-85 .
BRITO NEVES, B.B .; CORDAN! , U.G.; TORQUATO, I.R.E 1980. Evo-
lução geocronol6gica do Pré-Cambriano do Estado da Bahia. ln: INDA.
H.A .V. & DUARTE EB. ed . Geologia e Recursos Minerais do Estado
da Bahia. Salvador, SME. v. 3, p. 1-101.
CABY, R. & ARTHAUD, M. 1987. Petrostructural evolution of the Lagoa
Real subalkaline metapl utonic complex (Bahia, Brazil). Rev. Bras.
Geoc., 17(4):636 .
CORDAN!, U.G. 1973a Evolução Geológica Pré-Cambriana da Faixa
Costeira do Brasil entre Salvador e Vit6ria. São Paulo. 98 p. (Tese Livre
Docência, IG/USP).
CORDAN!, U.G. 1973b Definição e caracterização do Cráton do São Franci s-
co . ln : CONGR. BRAS. GEOL., 27 . Aracaju, 1973. Anais... Aracaju,
SBG. v. 2, p. 142-145.
CORDAN!, U.G. 1978 . Comentários Filos ôficos Sobre Evolução Geol6gica
Pr é-Cambriano e Debates. Salvador, SBGINBA. v. 3, p. 33-65 (Publ.
Especial).
CORDANI, U.G .; KAWASHITA, K; SATO, K.; TAYLOR, P.N. 1989. Pb-Pb,
Rb-Sr and K-Ar systematics of rock types in lhe Lagoa Real Uranium
Province, South Central Bahia, Brazil, ln: INTERN. GEOL. CON GR .,
28. Washington, 1989.Abstract... Washington. v. I , p. 327.
CORDANI, U.G.; MELCHER, G.C.; ALMEIDA, EEM. 1968. Outlineoflhe
Precambrian geochronology of South America. Cano J. Earth Sci., 5:
629-632.
COSTA, M.T. & BRANCO, I .I .R. 1961. Roteiro para a Excursão Belo
Horizonte - Brasília . ln: CONGR. BRAS. GEOL., 14. Belo Horizonte,
1961. Publ. Esp... Belo Horizonte, SBGINMG. n"1 5, p. 9-25.
COSTA, L.M.A. & lNDA, H.A.V. 1982. O aulácogeno do Espin haço. Rev.
Ciências da Terra, 2:13-18.
FROES, RJ.B. 1986. Efeitos catac1ásticos - hidrote rmais nos vulcan itos ácidos
da Chapada Diamantina - BA. ln : CONGR. BRAS. GEOL., 34. Goiânia,
1986. Anais... Goiânia, SBG. v. 4, p. 1440-1450.
HURLEY, P.M.; ALMEIDA, EEM.; MELCHER, o,c., CORDAN!,
U.G.; RAND, Ir.;KAWASHITA, K.; VANDOROS, P.; PlNS ON, W.H.;
FAIRBAlRN, H.W., Ir. 1967. Test of continental drift by comparison of
radiometric ages. A pré-drift reconstruction show s matching geologic age
provinces in West Africa and Northem Brazil. Science, 157:495-500.
INDA, H.A.V. & BARBOSA, I .E 1978. Texto Explicativo para o Mapa
geol6gico do Estado da Bahia, escala 1:1.000,000. Salvador, SME.
137 p. .
INDA, H.A.V.; SCHORSCHER, H.D.; DARDENNE, MA;
SCH OBENHAUS, c, HARALY, N.L.E.; BRANCO, P.C. A.; RAMA-
LHO , R. 1984. O Cráton do São Francisco e a Faixa de Dobramentos
Araçuaí. ln: SCH OBBENHAUS, C.; CAMPOS, D. A., DERZE, G.R. ;
ASMUS, H.E. Geologia do Brasil. Brasília, DNPMlMME. p. 193-248 .
ISOITA, CAL.; ROCHA-CAMPOS, A.C.; YOSHIDA, R. 1969. Striated
pavement of lhe Upper-Precambrian glaciation in Brazil. Nature,
222:466-468.
LAGOEIRO, L.E . 1990 . Estudo da Deformaç ão nas Sequências
Carbonáticas do Grupo Una na Região de Irec ê.Bá . Ouro Preto . 102 p.
(Dissertação de Mestrado, UFOP). :.
LOBATO, L.M.; FORMAN, I .M.A; FYFE, W.S.; KERRICH, R. e BARNETT,
R. 1983. Uranium enrichment in Archaean crustal basement assocíated
wilh overtrusting. Nature, 303:235-237. .
. MACEDO, M.H. E & BONHOMME, M.G. 1984 Contribuição à cro-
noestratigrafia das Formações Caboclo, Bebedouro e Salitre na Chapada
Diamantina (BA) pelos métodos Rb-Sr e K-Ar. Rev. Bras . Geoc.,
14(3) :153-163.
MARSHAK, S. & ALKMIM, EE 1989. Proterozoic contractionlextension
tectonics of lhe Southem São Francisco region , Minas Gerais , Brazil.
Tectonics, 8(3):555-571.
MARUEIOL, P.; CUNEY, M.; FUZIKAWA, K.; NEITO, A.M.; POTY, B.
1987. The Lagoa Real subalkaline gran itic complex (South Bahia, Bra-
zil): a source for uranium mineralizations associated with Na-Cá me-
tasomatism. Rev. Bras. Geoc., 17(4):578-594.
McREATH, 1.; SÁ, E.FJ.; FRYER, BJ. 1981. As vulcânicas ácidas prote-
roz6icas da região da Bacia do Rio Paramirim, Bahia. ln: INDA, H.A.V.;
MARINHO, M.M.; DUARTE, EB . ed. Geologia e Recursos Minerais
do Estado da Bah ia. Bahia, SME. v. 4, p. 121-134.
PFLUG, R.; SCHOBENHAUS, C.; RENGER, E 1969. Contribuição
à Geotectónica do Brasil Oriental . Recife, SUDENE. 55 p. (Série
Especial 9).
ROCHA-CAMPOS, A.C. & HASUI, Y. 1981. Tillites of'the Maca úbas Group
(Proterozoic) in Central Minas Gera is and Soulhem Bahia, Brazi l, ln:
HAMBREY, MJ. & HARLAND W.B. 00. Earthpre-PleistoceneGlaci -
al Record. Cambridge, Cambridge Univ. Press. p. 933-938 .
SÁ, E.FJ. 198I. A Chapada Diamantina e Faixa Santo Onofre: Um exemplo de
tectônica intra-placa no Proteroz6ico médio do Cráton São Francisco. ln:
lNDA, H.A.V., MARINHO, M.M.; DUARTE, ER ed. Geologia e Re·
cursos Minerais do Estado da Bahia. Salvador, SME. v. 4, p. 111-120.
SÁ, E.FJ.; BARTELS, R.L.; NEVES, RB. B.; McREATH , I. 1976. Geocro-
nologia e o modelo tectono-magmático da Chapada Diamantina e
Espinhaço Setentrional, Bahia. ln : CONGR. BRAS. GEOL., 29. Ouro
Preto, 1976. Anais... Ouro Preto , SBG . v. 4, p. 205-227 .
SIGA, O, Ir.; CORDAN!, U.G.; FONSECA, A.C. 1988. The geotectonic
setti ng of eastern Brazil and West Africa during lhe Brasiliano/Pan-
African orogeny. ln: GONDWANA SYMP., 7. São Paulo , 1988.
Abstracts... São Paulo, IUQS . 6 p.
SIGHINOLFI, G. & CONCEIÇAO, T.M.L. 1974. Petrologia e geoquímica de
riolitos alcalinos pr é-cambrianos do oeste da Bahia . ln: CONGR.BRAS.
GEOL., 28. Porto Alegre, 1974. Anais ... Porto Alegre, SBG . v. 5;
p.89-1oo. :
SOUZA, S.L.; FROES, RJ.B.; MORAES, A.M .V. 1986. Nova concepção.
sobre a evolução geotectônica do Espinhaço Setentrional. ln: CONGR.:
BRAS. GEOL., 34. Goiânia, 1986. Anais... Goiân ia, SBG . v. 3,:.
p. 1176-1190 .
TAVORA, EI.; CORDAN!, U.G.; KAWASHITA, K. 1967. Determinações de
idade K-Ar em rochas da reg ião central da Bahia. ln: CONGR. BRAS:
GEOL. , 21. Curitiba, 1967. Anais... Curitiba, SBG . p. 234-244 .
TORQUATO, I.R. & CORDAN! , U.G. 1981. Braz il-Afrícageological links .
Earth Sei. Rev.• 17:155-176 .
TROMPETTE, R. 1984. Geodynamic evolution of Westem Gondwana in
middle and upper Proterozoic time . ln: INTERN. GEOL. CONGR ., 27.
Moscow, 1984. Abstract s... Moscow, IUGS . v. II, p. 404/405 .
TURPIN, L.; MARUEIOL, P. ; CUNEY, M. 1988. U-Pb, Rb-Sr. and Sm-Nd
Chronology of granitic basement, hydro lhermal albitites and uraninum
mineralization (Lagoa Real, South-Bahía, Brazil). Contr. Mineral.
Petrol.,98:139-147.
UHLEIN, A. 1991. Transição Cráton - Faixa Dobrada: Exemp lo do Cráton
São Francisco e da Faixa Araçua( (Ciclo Brasiliano) no Estado de
Minas Gerais. Aspectos Estratigráficos e Estruturais. São Paulo. 295 p.
(Tese de doutoramento, IG/USP).
UHLEIN, A. & PEDREIRA, AJ. 1989. Considerações sobre a geologia estru-
tural, tectônica e fácies sedimentares do Espinhaço Setentrional e Chapada
Diamantina (BA). ln: SIMP. GEOL. MINAS GERAIS, 5 e SIMP. GEOL.
BRASÍLIA, I. Belo Horizonte, 1989.Anais... Belo Horizonte, SBG . BoI.
io, p. 180-183 .
UHLEIN,A.;TROMPETTE, R.; SILVA, M.E. 1986. Estruturação tectônica .
do Supergrupo Espinhaço na região de Diamantina (MG). Rev. Bras.
Geoc., 16(2):212-216.
USSAMI, N. & BOIT, M.H .P.1989. A gravity study of'the Paramirim granite,
BahiaState, Brazil. Rev. Bras. Geoc., 19(2):170-176.
WIT, M.; IEFFERY, ; BERGH, H.; NICOLAYSEN, L. 1988. Geological map ,
ofsectors ofGondwana reconstructed to their position - 150 Ma. Scale
1:10.000.000 Lambert equal area projection centered at 20 S, 40 E.
Tulsa , Amer, Ass. PetroI. GeoI.
MANUSCRITO A734
Recebido em 12 de maio de 1992
Revi são do autor em 15 de setembro de 1992
Revi são aceita em 14 de outubro de 1992