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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA E
GEOQUÍMICA
TESE DE DOUTORADO
FÁCIES DEPOSICIONAIS, ESTRATIGRAFIA E ASPECTOS
ESTRUTURAIS DA COBERTURA SEDIMENTAR
PALEOPROTEROZÓICA NA SERRA DO TEPEQUÉM,
ESCUDO DAS GUIANAS, ESTADO DE RORAIMA
Tese apresentada por:
LUCINDO ANTUNES FERNANDES FILHO
Orientador: Prof. Dr. Werner Truckenbrodt (UFPA)
BELÉM
2010
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Dados Internacionais de Catalogação-na-Publicação(CIP)
Biblioteca Geólogo Raimundo Montenegro Garcia de Montalvão
F363f
Fernandes Filho, Lucindo Antunes
Fácies deposicionais, estratigrafia e aspectos estruturais da
cobertura sedimentar paleoproterozoica na serra do Tepequém,
Escudo das Guianas, Estado de Roraima / Lucindo Antunes
Fernandes Filho; Orientador: Werner Truckenbrodt – 2010
xix, 96 f.: il.
Tese (Doutorado em Geologia) – Programa de Pós-Graduação
em Geologia e Geoquímica, Universidade Federal do Pará, Belém,
2010.
1. Fácies sedimentares. 2. Paleoproterozoico. 3. Análise
estrutural. 4. Grupo Arai. 5. Escudo das Guianas. I. Universidade
Federal do Pará II. Truckenbrodt, Werner, orient. III. Título.
CDD 20º ed.:552.5098114
iv
Dedico este trabalho a minha família,
Neila, Lucindo Neto e Aline
por fortalecer-me
com a energia do amor e carinho.
Dedico também aos meus pais
Lucindo e Maria Helena,
àqueles que me ensinaram a caminhada
da vida desde os primeiros passos.
(in memorian)
v
“Que Deus Abençoe a Todos Aqueles
que nele habitam”
vi
AGRADECIMENTOS
Este trabalho não teria sido desenvolvido sem ajuda de muitos, especial agradeço a:
A Universidade Federal do Amazonas (UFAM) através do Departamento de
Geociências (DEGEO) pela liberação do meu afastamento para a realização da Pós-
Graduação.
A Universidade Federal do Pará (UFPA) por toda infraestrutura disponibilizada
através do Programa de Pós-Graduação em Geologia e Geoquímica (PPGG).
Ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq) pela
concessão do benefício financeiro referente ao processo N
o
. 473483/2004-1 vinculado ao
projeto intitulado “FÁCIES DEPOSICIONAIS, ESTRATIGRAFIA E ASPECTOS
ESTRUTURAIS DA SERRA DO TEPEQUÉM, PROTEROZÓICO DO ESCUDO DAS
GUIANAS, ESTADO DE RORAIMA”, concedido em nome de Prof. Dr. Werner
Truckenbrodt.
A Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM) - Serviço Geológico do
Brasil / Superintendência Regional de Manaus pelo apoio logístico nas etapas de campo.
Ao Serviço de Proteção da Amazônia (SIPAM) – Centro Regional de Manaus
(CR/MN) pela cessão das imagens tipo SAR.
A Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal do Ensino Superior (CAPES) pela
concessão da bolsa de estudo durante a execução deste trabalho.
Ao meu orientador e amigo Prof. Dr. Werner Truckenbrodt pelas críticas e sugestões
extremamente relevantes para a conclusão deste trabalho, pelo vasto conhecimento
transmitido a mim, bem como, pelos muitos e maravilhosos momentos de descontração
vividos durante esses anos.
Ao professor e amigo-irmão, Prof. Dr. Afonso César Rodrigues Nogueira pelo
contínuo incentivo desde o início do doutorado, e pelas importantes e decisivas discussões
durante o desenvolvimento dessa pesquisa, bem como, pela amizade e os vários momentos de
gargalhadas ao longo desses anos.
Ao professor e amigo Prof. Dr. Roberto Vizeu Lima Pinheiro pela participação na
banca de qualificação, pelas discussões e críticas ao trabalho na área de geologia estrutural e
pela disponibilidade de participar em uma etapa de campo.
Aos Profs. Drs. Pedro Walfir Martins de Souza Filho (UFPA) e Virgínio Henrique
Neumann (UFPE) pela participação na banca de qualificação e pelas discussões e sugestões
apresentadas.
vii
Ao amigo MSc. Geólogo José Bandeira Cavalcante da Silva Júnior pelo
imprescindível apoio em várias etapas desse trabalho.
Ao MSc. Geólogo Nelson Joaquim Reis pelas discussões de campo na região do
Uiramutã.
Ao Sr. Luís Rodrigues Ferreira pela eficiência e responsabilidade na condução dos
veículos pelos acidentados caminhos de Roraima, bem como, pela eficaz ajuda e amigável
companhia nos trabalhos de campo.
A todos integrantes e amigos do Grupo de Análise de Bacias (GSED) pela amistosa
convivência, pelos incentivos constantes, pelas salutares discussões técnicas/acadêmicas, bem
como, pelos hilariantes confrontos Amazonas x Pará sobre diversos assuntos.
A minha família Neila Fernandes (esposa), Lucindo Fernandes Neto (filho), Aline
Fernandes (filha) e Altina dos Santos (sogra) pelo apoio e incentivos constantes ao meu
trabalho, e por permitirem e suportarem a minha ausência durante esse tempo de idas e vindas
entre Manaus, Belém e Tepequém. Vocês são a fonte de energia que movimentou este
trabalho.
Aos meus pais Lucindo Antunes Fernandes e Maria Helena de Azevedo Fernandes
pela incansável e incessante dedicação na minha formação educacional/profissional/social,
bem como, na de meus irmãos, filhos e sobrinhos, até o fim dos seus dias.
A todos que de alguma forma contribuíram para a realização deste trabalho.
E por fim, mas não menos importante.
Agradeço a Deus, Àquele que nos concedeu a Graça da existência e do raciocínio.
viii
RESUMO
No norte da América do Sul, ocorre a maior exposição contínua de depósitos sedimentares
paleoproterozóicos relacionados ao Supergrupo Roraima, formando o Bloco Pacaraima com
73.000 km
2
. Esta sucessão siliciclástica de mais de 2 km de espessura está inserida no Escudo
das Guianas, borda norte do Cráton Amazônico, estendendo-se na região fronteiriça entre
Brasil, Venezuela, Guiana e Suriname. Adjacentes ao Bloco Pacaraima ocorrem serras
isoladas com sucessões siliciclásticas pouco conhecidas do ponto vista faciológico e
estratigráfico, o que não permite uma melhor correlação com o Supergrupo Roraima e,
consequentemente, impede a reconstituição paleoambiental e paleogeográfica do
Paleoproterozóico nesta parte da Amazônia. Estudos estratigráficos e faciológicos em
afloramentos na Serra do Tepequém e região do Uiramutã, Estado de Roraima, norte do
Brasil, permitiram redefinir e redescrever a unidade inferior do Supergrupo Roraima como
Grupo Arai. O Grupo Arai de aproximadamente 400 m de espessura sobrepõe rochas
vulcânicas ácidas do Grupo Surumu, é recoberto pelo Grupo Suapi e foi subdividido em duas
formações. A formação inferior, semelhante nas duas áreas, consiste em conglomerados
polimiticos, arenitos com estratificação cruzada e microplacers de hematita e pelitos
subordinados, interpretados como depósitos de rios entrelaçados. Por outro lado, a formação
superior na região de Uiramutã é composta por arenitos finos sílticos com estratificação
cruzada acanalada e laminação convoluta depositada na porção mais distal de rios
entrelaçados. Esta unidade na Serra do Tepequém consiste de arenitos finos a médios com
estratificação cruzada com filmes de argila, ritmitos arenito/pelito e subordinadamente
conglomerados e brechas, interpretados como depósitos costeiros influenciados por maré. O
topo do Grupo Arai é marcado por uma expressiva discordância erosiva recoberta por
conglomerados e arenitos seixosos portadores de diamante da unidade basal do Grupo Suapi,
interpretados como depósitos de rios entrelaçados. Este estudo confirma a interpretação prévia
de um extenso sistema fluvial entrelaçado migrando para sudoeste na porção central do
Escudo das Guianas e inclui a influência de processos de maré na sua porção distal (Serra do
Tepequém). O estudo estratigráfico e estrutural na Serra do Tepequém forneceu uma base
mais segura para a correlação regional dos depósitos Roraima no Escudo das Guianas e
aponta para a presença de uma extensa bacia intracratônica com conexão marinha no
Paleoproterozóico. A análise estrutural das rochas da Serra do Tepequém revelou que o
acamamento exibe arranjos com mergulhos preferencialmente para SE e NW,
individualizados em domínios limitados por zonas de falhas oblíquas sinistrais com rejeitos
normais e inversos, com direção NE-SW. Dobras forçadas quilométricas do tipo kink bands e
ix
chevrons são compatíveis com um ambiente de deformação de nível crustal raso a médio. Este
modelo diverge das propostas regionais prévias para a região que consideram as dobras
existentes como produtos de ambiente dúctil sob tectônica colisional. Os resultados
evidenciam a importância da presença de estruturas antigas do embasamento do Escudo das
Guianas, reativadas provavelmente durante o evento K’Mudku (~1.2 Ga).
Palavras-chave: Fácies sedimentares. Paleoproterozóico. Análise estrutural. Grupo Arai.
Escudo das Guianas.
x
ABSTRACT
In the northern South America, occurs the largest continuous exposure of Paleoproterozoic
sedimentary deposits related to the Roraima Supergroup, forming the Pacaraima Block with
73,000 km
2
. This siliciclastic succession of more than 2 km thick is inserted in the Guyana
Shield, northern Amazon Craton, extending from in the border of Brazil, Venezuela, Guyana
and Suriname. Near of the Pacaraima Block occur isolated mountains with little-known
siliciclastic successions of the faciologic and stratigraphic point view, which does not allow a
better correlation with the Roraima Supergroup and, consequently, hinders the
paleogeographic and paleoenvironmental reconstitution of the Paleoproterozoic in this part of
Amazonia. Outcrop-based stratigraphic and facies studies in the Serra do Tepequém and
Uiramutã region, State of Roraima, northern Brazil, allowed redefined and redescribed the
lower unit of Roraima Supergroup as Arai Group. The Arai Group of approximately 400 m
thick overlies acid volcanic rocks of the Surumu Group, is covered by siliciclastic deposits of
the Suapi Group and has been subdivided into two formations. The lower one, similar in both
areas, generally consists of polymictic conglomerates, cross-bedded sandstones with
microplacers of hematite, and subordinate mudstones interpreted as braided stream deposits.
In contrast, the upper formation, in the Uiramutã region, is composed of silty fine-grained
sandstones with medium-scale trough cross bedding and convolute lamination deposited in a
more distal braided stream environment. This unit, in the Serra do Tepequém region, consists
of fine to medium-grained cross-bedded sandstones with mudstones, sandstone/mudstone
rhythmites and subordinate conglomerates and breccias interpreted as coastal, tide-influenced
deposits. The top of the Arai Group is marked by an expressive unconformity covered with
diamond-bearing conglomerates and pebbly sandstones of the basal Suapi Group, interpreted
as braided stream deposits. This study confirms the previous interpretation of a big braided
stream system migrating to southwest in the central part of the Guyana Shield. In addition it
could be shown that the fluvial system in its distal part (Serra do Tepequém) was influenced
by tidal processes. The stratigraphy of the Arai Group has established the basis for a regional
correlation included deposits of isolated occurrences in the Guyana Shield and points to the
presence of a large intracratonic Paleoproterozoic basin connected to the open sea. The
structural framework of Serra do Tepequém indicates that major sinistral oblique, normal and
reverse NE-SW fault zones bound domains whose bedding dips mainly towards SE and NW.
Regional scale forced folds are represented by kilometer scale kink bands and chevron folds
compatible with upper-to-middle crustal level. These findings differ from previous regional
models based on folding under ductile conditions related to collisional tectonics and evidence
xi
the importance of Guiana Shield early basement structures, reactivated probably during the
K'Mudku event (~ 1.2 Ga).
Keywords: Sedimentary facies. Paleoproterozoic. Structural analysis. Arai Group. Guiana
Shield.
xii
LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 1.1. Mapa geológico simplificado da região norte do Estado de Roraima
com indicação das áreas estudadas. (modificado de Bizzi et al. 2002).
3
Figure 4.1. Simplified geologic map of northern Roraima and localization of the
Serra do Tepequém and Uiramutã region. 12
Figure 4.2. Summary of the stratigraphic proposals for the Roraima Supergroup.
The names of correlated units, studied in this work, are written in bold and italic
characters. 14
Figure 4.3. Stratigraphical correlation between the formations of the Arai Group
in the Serra do Tepequém and Uiramutã region. 16
Figure 4.4. Morphological aspect (A) and geological map (B) of the Serra do
Tepequém. 17
Figure 4.5. Profiles of the Arai Group in the Serra do Tepequém. Locations: A)
Funil waterfall, B) Tilin, artificial channel of the Cabo Sobral Creek C) Paiva
Creek and D) Top of the Serra do Funil. 18
Figure 4.6. Facies from the Igarapé Paiva Formation. A) Imbricated polymictic
conglomerate interbedded with pebbly sandstone showing incipient even-parallel
stratification. B) Detail of polymictic orthoconglomerate. C) Trough cross-
bedded medium-grained pebbly sandstone, foresets outlined by hematite. D)
Even-parallel stratified sandstone. E) Convolute lamina of hematite. F)
Laminated mudstone rich in hematite. 20
Figure 4.7. Facies from the Serra do Funil Formation: A) Mudstone/sandstone
rhythmites interbedded with cross stratified sandstone whose foresets are
covered with mud lamina. B) Scoured cross-bedded tidal channel sandstone
overlain by tidal flat rhythmites. C) Mud cracks filled with fine-grained
sandstone. D) Mud couplets covering foresets in tidal channel sandstone. 22
Figure 4.8. Facies from Formation A. A) Massive bedded polymictic
conglomerate. B) Even-parallel stratified fine to medium-grained sandstone. C)
Trough cross-bedded sandstone with abundant hematite grains. D) Ripple-
bedded sandstone with hematite outlining bedforms. 24
Figure 4.9. Profile of the lower part of Formation B in the Uiramutã region. The
part of 70 m is badly exposed. A) Fine-grained sandstone with stone lines
(sandstone clasts) separating sets. B) Trough cross-bedded sandstone showing
alternate coarse and fine-grained foreset lamina. See legend in Figure 4.5. 26
Figura 5.1: A) Domínios estruturais do Estado de Roraima, e B) mapa geológico
simplificado da região norte do Estado de Roraima com destaque para a Serra do
Tepequém (modificado de Fraga et al. 1999). 38
xiii
Figura 5.2: Mapa geológico simplificado da região da Serra do Tepequém
representando parte de uma cobertura sedimentar paleoproterozoica assentada
sobre rochas vulcânicas do Grupo Surumu (modificado de Fraga et al. 2010). 39
Figura 5.3: Coluna estratigráfica do Supergrupo Roraima na Serra do Tepequém
(modificada de Santos et al. 2003). 41
Figura 5.4: Mapa geológico da Serra do Tepequém e localização dos perfis
estudados (setas). 42
Figura 5.5: A) Lineamentos fotogeológicos da Serra do Tepequém e entorno,
interpretados a partir de imagem de radar tipo SAR. Notar lineamentos nas
direções NE, NW e, subordinadamente, EW e NS, bem como os curvos,
indicativos de dobras. Os lineamentos principais seccionam a serra na direção
NE com espaçamentos em torno de 2 km e foram interpretados como falhas
direcionais sinistrais. B) Seção geológica esquemática A-B indicando a posição
de falhas responsáveis pelo basculamento das camadas, desenhando dobras tipo
kink bands e em chevron. Os números indicados correspondem às falhas
mostradas na seção. 43
Figura 5.6: A) Aspecto da foliação cataclástica desenvolvida em arenitos da
fácies fluvial realçada por sulcos decorrentes da dissolução e erosão, região da
Mina Velha; B) Estereograma para planos de foliação cataclástica mostrando
direção preferencial ENE-SWW com fraco espalhamento decorrente das
variações do mergulho e C) Detalhe da foliação cataclástica em arenitos. 46
Figura 5.7: Padrões de veios de quartzo leitoso observados na área a montante do
igarapé Cabo Sobral (veja mapa Figura 4). A) Veios tabulares centimétricos em
arranjos intraestratais; B) Arranjos de veios en echelon em tension gash com
indicação de cinemática sinistral; C) Veios subverticais, acompanhando
conjuntos de fraturas T que trunca as camadas de arenitos. 46
Figura 5.8: Distribuição de dobras e falhas perfil a montante do igarapé Cabo
Sobral, nordeste da Serra do Tepequém (Figura 5.3), A) em mapa e B) em perfil.
Na porção NNW do perfil, o acamamento desenha dobras seccionadas por zonas
de foliação cataclástica em posição plano axial. Na parte SW do perfil
predominam falhas normais, que deslocam o acamamento desenhando dobras em
chevron. Na porção norte do mapa o acamamento desenha dobras com eixos em
posição aproximadamente E-W. Ao sul são observados pares conjugados de
zonas de cisalhamento com cinemática sinistral e dextral subparalelas ao eixo de
dobra. Ambas as zonas estão associadas a veios de quartzo leitoso com arranjos
en echelon. 47
xiv
Figura 5.9: A) Seção geológica na Cachoeira do Funil, noroeste da Serra do
Tepequém. O acamamento exibe variações no mergulho em diferentes blocos
separados por falhas normais, geralmente associadas com veios de quartzo
leitoso. B) Diagrama estereográfico de contorno (máxima de concentração >
11%) para o acamamento desenhando guirlanda indicando eixo π em torno de
16
o
/240°Az. C) Diagrama de roseta para fraturas, mostrando orientações
preferencialmente para SSW e NE. 48
Figura 5.10: Dobras em arenitos da Formação Igarapé Cabo Sobral, na região do
igarapé homônimo. A) Antiforma assimétrica, associada com veios de quartzo
intraestratal. B) Antiforma e sinforma paralelas simétricas, apresentando foliação
plano axial vertical. 50
Figura 6.1: Visão externa das bordas da Serra do Tepequém, notar morfologia
plana e escarpada a SW e NE (A), mapa geológico simplificado da região norte
do Estado de Roraima com destaque para a localização da Serra do Tepequém
sobre vulcânicas do Grupo Surumu (modificado de Fraga et al. 1999) (B) e vista
do topo da serra com morro alinhados na porção central e a serra do Funil ao
fundo (900 m de altitude), notar o desenvolvimento de voçorocas sobre rochas da
Formação Serra do Funil, unidades mais friável (C). 59
Figura 6.2: Litoestratigrafia e sistemas deposicionais da sucessão da Serra do
Tepequém adotada neste trabalho, e propostas anteriormente utilizadas. 62
Figura 6.3: Perfis da sucessão da Serra do Tepequém representativos das
formações Igarapé Paiva, Serra do Funil e Igarapé Cabo Sobral. A coluna
litoestratigráfica a esquerda uniformiza a espessura e posiciona os perfis na
sucessão pelo número, a localização pode é observada no mapa geológico
(Figura 6.4).
63
a
65
Figura 6.4: Mapa geológico da Serra do Tepequém com indicação numérica dos
pontos detalhados. 66
Figura 6.5: Geometria tabular a lenticular de camadas de arenito das facies Ap e
As apresentando delgadas camadas de pelito no topo (A), estrutura
deformacional em pelito laminado (B), camada de pelito laminado apresentando
laminação convoluta no topo das camadas e superfície de topo deformada por
tração (C) e pelito com gretas de contração preenchidas por areias grossas
sobrepostas por arenito com estratificação cruzada acanalada (D). 67
Figura 6.6: Estratificação sigmoidal em arenito fino da fácies As (A), camada de
arenito médio da fácies Aa constituída por sets de estratificação acanalada
marcada por grãos de hematita (B) e ortoconglomerado polimítico maciço com
lentes de arenito com estratificação tabular (C). 69
xv
Figura 6.7: Arenito fino a médio da fácies Aaf com sets de estratificação cruzada
acanalada de médio a grande porte, limite dos sets separados por delgadas
camadas de pelito (A). Detalhe das camadas arenosas separadas por filmes de
argila (indicado pelas setas pretas) formando pares de argila na estratificação (B).
73
Figura 6.8: Ritmito (fácies Rfw) com laminação plano-paralela a ondulada na
base, passando para flaser e wavy e no topo domina a laminação plano-paralela
(A), ritmitos da fácies (PAg) de camadas de arenito fino e pelito interdigitadas
exibindo laminação cruzada cavalgante supercrítica marcando o topo de camada
de arenito, porção central da foto (B) e pelito/arenito com gretas de contração
(C). O lado esquerdo das fotos A e B equivalem a 80 cm. 75
Figura 6.9: Seção geológica no ponto 5 (meio do igarapé Cabo Sobral),
localização na Figura 6.4. Laminação plano-paralela passando para flaser e wavy
em depósitos Rfw registram a ação de ondas (B); Brechas sobreposta por
arenitos com bandamento de maré constituem depósitos de canalde maré (C) e
detalhe da estratificação cruzada com bandamento de maré no afloramento. 77
Figura 6.10: Ciclos granodecrescentes ascendentes de maré com a superposição
de depósitos de canal de maré e planície de maré (submaré e planície e lama)
(A); Depósitos de planície de maré da fácies APg sobrepostos por brechas B e
arenito APm de canal de maré (B) e depósitos de ritmo de APg de planície de
maré no topo dos ciclos (C). 78
Figura 6.11: Depósitos de planície de maré/canal de maré. Notar bandamento de
maré com espinha de peixe (porção a W) e variação da inclinação dos estratos do
bandamento de maré passando de tabular, tangencial a côncavo horizontal. Os
depósitos mostram raseamento para o topo com bandamento de maré na base,
diminuição das formas de leito na porção mediana, passando para laminação
plano-paralela a ondulada, chegando ao pelito (topo do ciclo). 79
Figura 6.12: Superfície erosiva de discordância do topo Grupo Arai, marcando o
contato entre depósitos de planície de maré da Formação Serra do Funil – Grupo
Arai sotopostos a depósitos de arenitos da Formação Cabo Sobral – Grupo Suapi.
82
Figura 6.13: Diagramas de roseta mostrando padrões de paleocorrente obtidos de
arenitos fluviais (A, B) e arenitos influenciados por maré (C) da Serra do
Tepequém. 83
Figura 6.14: Modelo deposicional para a sucessão da Serra do Tepequém. Fase 1,
esta é fase em que ocorre a retrogradação do sistema fluvial entrelaçado I e do
sistema influenciado pela maré por sobre o fluvial. Fase 2, esta fase é onde
ocorre o desenvolvimento da discordância e posterior implantação dos sistemas
fluvial entrelaçado II. 87
xvi
SUMÁRIO
DEDICATÓRIA iv
EPÍGRAFE v
AGRADECIMENTOS vi
RESUMO vii
ABSTRACT ix
LISTA DE ILUSTRAÇÕES xi
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO
1
1.1. APRESENTAÇÃO 1
1.2. ÁREA DE ESTUDO E BASE DE DADOS 1
1.3. OBJETIVOS 3
1.4. ORGANIZAÇÃO DA TESE 4
CAPÍTULO 2 - MÉTODOS
5
2.1. ANÁLISE DE FÁCIES E ESTRATIGRÁFICA 5
2.2. ANÁLISE ESTRUTURAL 6
CAPÍTULO 3 - ASPECTOS GEOLÓGICOS DO NORTE DO ESTADO DE
RORAIMA
7
3.1. ARCABOUÇO GEOLÓGICO 7
3.2. SUPERGRUPO RORAIMA 7
3.3. UNIDADE ARAI 8
CAPÍTULO 4 -LITHOSTRATIGRAPHY OF THE PALEOPROTEROZOIC
ARAI GROUP, CENTRAL - SOUTH GUIANA SHIELD, BRAZIL
10
4.1. ABSTRACT 10
4.2. INTRODUCTION 10
4.3. GEOLOGICAL SETTING 12
4.4. PREVIOUS WORKS 13
4.5. STRATIGRAPHY OF THE ARAI GROUP 15
4.5.1. Serra do Tepequém
17
4.5.2. Igarapé Paiva Formation
18
xvii
4.5.3. Serra do Funil Formation
20
4.5.4. Uiramutã region
23
4.5.5. Formation A
23
4.5.6. Formation B
24
4.6. PALEOENVIRONMENTAL INTERPRETATION 27
4.6.1 Fluvial deposits (Formations A and B and Igarapé Paiva Formation)
27
4.6.2 Coastal, tide-influenced deposits (Serra do Funil Formation)
28
4.7. UPPER LIMIT OF THE ARAI GROUP 28
4.8. FINAL REMARKS AND CONCLUSIONS 29
4.9. ACKNOWLEDGMENTS 29
4.10. REFERENCES 30
CAPÍTULO 5 – DEFORMAÇÃO DAS ROCHAS SILICICLÁSTICAS
PALEOPROTEROZOICAS DO GRUPO ARAI COMO EXEMPLO DE
REATIVAÇÕES DE FALHAS DO EMBASAMENTO, SERRA DO
TEPEQUÉM, RORAIMA, NORTE DO BRASIL.
34
5.1 RESUMO 34
5.2 ABSTRACT 34
5.3 INTRODUÇÃO 35
5.4 CONTEXTO GEOLÓGICO 36
5.4.1 Aspectos tectono-estruturais
36
5.4.2 Litoestratigrafia do Grupo Arai
38
5.5 OS DEPÓSITOS SILICICLÁSTICOS DA SERRA DO TEPEQUÉM 40
5.6 ANÁLISE DAS ESTRUTURAS EM PRODUTOS DE SENSORES
REMOTOS
42
5.7 ESTRUTURAS TECTÔNICAS EM AFLORAMENTOS 45
5.7.1 Zonas de Falhas
45
5.7.2 Dobras
51
5.8 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES 51
5.9 REFERÊNCIAS 53
CAPÍTULO 6 – DEPÓSITOS SILICICLÁSTICOS FLUVIO-COSTEIROS
DA SERRA DO TEPEQUÉM PALEOPROTEROZOICO DO ESCUDO
DAS GUIANAS, BRASIL.
56
xviii
6.1 RESUMO 56
6.2 ABSTRACT 57
6.3 INTRODUÇÃO 58
6.4 GEOLOGIA REGIONAL E ESTRATIGRAIA 59
6.5 IDADE E CORRELAÇAO 61
6.6 A SUCESSÃO SILICICLÁSTICA DA SERRA DO TEPEQUÉM 61
6.6.1 Formação Igarapé Paiva
66
6.6.1.1 Descrição das fácies 66
6.6.1.1.1 Pelito laminado (Pl) 66
6.6.1.1.2 Arenito fino com laminação plano-paralela (Ap) 68
6.6.1.1.3 Arenito com estratificação cruzada sigmoidal (As) 68
6.6.1.1.4 Arenito médio com estratificação cruzada acanalada (Aa) 68
6.6.1.1.5 Conglomerado maciço (Cm) 70
6.6.1.2 Associação de fácies 1 (AF1) - Canal entrelaçado I 70
6.6.1.3 Associação de fácies 3 (AF3) – Planície de inundação/crevasse splay 70
6.6.2 Formação Serra do Funil
71
6.6.2.1 Descrição das fácies 71
6.6.2.1.1 Arenito com estratificação cruzada acanalada com filme de argila (Aaf) 71
6.6.2.1.2 Arenito com laminação plano-paralela e de baixo-ângulo (Apb) 74
6.6.2.1.3 Ritmito com acamamento flaser e wavy (Rfw) 74
6.6.2.1.4 Pelito/Arenito com gretas de contração (PAg) 74
6.6.2.1.5 Arenito/pelito com bandamento de maré (APm) 75
6.6.2.1.6 Brecha intraformacional (B) 78
6.6.2.2 Associação de fácies 4 (AF4) – Fluvial influenciado por maré e onda 79
6.6.2.3 Associação de fácies 5 (AF5) – Planície de maré 80
6.6.2.4 Associação de fácies 6 (AF6) – Canal de maré 80
6.6.3 Formação Igarapé Cabo Sobral
80
6.6.3.1 Associação de fácies 2 (AF2) – Canal entrelaçado II 80
6.7 ANÁLISE DE PALEOCORRENTES 82
6.8 MODELO DEPOSICIONAL 84
6.9 CONCLUSÕES 88
6.10 REFERÊNCIAS 89
CAPÍTULO 7 - CONSIDERAÇÕES FINAIS
91
xix
REFERÊNCIAS 93
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO
1.1. APRESENTAÇÃO
Embora seja encontrado na literatura um grande volume de informações acerca do
Paleoproterozóico, procedente de diferentes regiões do planeta, na América do Sul uma parte
significante da história deste período é ainda desconhecida, principalmente devido ao
conhecimento incipiente dos registros estratigráficos. Na Amazônia, na área de estudo desta
pesquisa, os estudos sobre o Paleoproterozóico são concentrados nas rochas do embasamento
enfocando os aspectos geotectônicos e geocronológicos, enquanto que a história sedimentar
ainda está calcada em estudos litoestratigráficos e ainda necessita ser melhor investigada
usando-se os métodos de sedimentologia e estratigrafia moderna. Nesta região,
particularmente no extremo norte do Brasil, ocorre como a mais importe cobertura sedimentar
proterozóica da América do Sul o Supergrupo Roraima, constituído de uma sucessão espessa
de rochas siliciclásticas com tufos vulcânicos intercalados e, localmente, intrusões de diques e
soleiras básicas. Estas rochas hospedam ainda placers de baixa concentração de ouro e
diamante (Santos 1985, Pinheiro et al. 1990). Apesar da ampla distribuição desta cobertura
sedimentar no centro-norte do Escudo das Guianas, a documentação disponível é ainda
insuficiente para permitir um bom entendimento da história evolutiva paleoproterozóica desta
parte da América do Sul.
A análise de fácies em combinação com estudos estratigráficos de rochas siliciclásticas
da “Formação Arai”, base do Supergrupo Roraima, na região da Serra do Tepequém, permitiu
a reconstituição de eventos deposicionais no contexto das mudanças globais
paleoproterozóicas. A Serra do Tepequém, um testemunho isolado, com aproximadamente 90
km
2
e localizada na região norte do estado de Roraima, sustenta uma mesa estrutural com
escarpas bem marcadas, cristas alongadas, vales, colinas, cuestas e hogback, com altitude
variando entre 550 a 1100 m. Seus depósitos foram anteriormente interpretados como de
origem continental (fluvio-lacustre e fluvio-eólica). Para delimitar melhor estratigraficamente
a Formação Arai, foi incluso neste estudo a base do grupo sobreposto, o Grupo Suapi.
1.2. ÁREA DE ESTUDO E BASE DE DADOS
A área de pesquisa, a região da Serra do Tepequém, município do Amajari, é
localizada entre os paralelos 3°50’ e 3°
45’ N e meridianos 61°47’ e 61°
39’ W. Observações
estratigráficas mais regionais foram feitas na região do município do Uiramutã entre paralelos
4°29’ e 4°40’N e meridianos 60°05’ e 60°15’W, também no estado de Roraima.
2
A Serra do Tepequém está inserida na área da Reserva Ecológica da Ilha de Maracá,
em uma região entre as reservas indígenas de São Marcos, a leste, e a Yanomame, a oeste,
enquanto a região da Vila do Uiramutã pertence à Reserva Indígena Raposa Serra do Sol. O
acesso às duas regiões é realizado pela BR-174 a partir de Boa Vista - Roraima, sendo que ao
Tepequém toma-se a RR-022, para oeste, e ao Uiramutã a RR-202 e a RR-171, para leste
(Figura 1.1).
Os depósitos pré-cambrianos da Serra do Tepequém são parcialmente recobertos por
solos e floresta, predominando a vegetação rasteira. Os afloramentos ocorrem em forma de
lajedos, de poucos metros de altura, cachoeiras que possibilitam empilhamentos de dezenas de
metros de estratos, voçorocas com até centenas de metros de comprimento e até 10 m de
altura, cortes de estradas e canais artificiais abertos por explosivos durante o período de
atividade garimpeira para exploração de diamante e ouro. Parte dos afloramentos é inacessível
constituindo as encostas de serras, dificultando assim uma investigação estratigráfica.
Na região do Uiramutã, as exposições principais estão em serras e morrotes com até
500 m de altura, bem como em cortes encontrados em margens e leito dos igarapés. O acesso
é facilitado pela vegetação rasteira do tipo savana, mas que às vezes, junto com a presença de
solos, prejudica a visualização de estruturas sedimentares.
Em ambas as regiões a deformação tectônica não é muito pronunciada, sendo
concentrada em zonas de falhas e na borda morfológica da bacia como no Uiramutã, onde
dobras paralelas métricas foram observadas na Serra Lilás. Estas áreas, com forte deformação,
foram evitadas embora alguns perfis e seções tenham sido realizados em camadas inclinadas
modificadas por falhas, permitindo a reconstituição do empilhamento sedimentar primário.
3
Figura 1.1. Mapa geológico simplificado da região norte do Estado de Roraima com
indicação das áreas estudadas. Fonte: (Modificado de Bizzi et al. 2002).
1.3. OBJETIVOS
Os depósitos paleoproterozóicos da América do Sul ainda são pouco entendidos, se
comparados com os estudos publicados sobre rochas desta idade em outras partes do mundo.
O trabalho proposto visa contribuir para o melhor conhecimento do Paleoproterozóico na
parte nordeste do continente sul-americano, a partir da análise estratigráfica e sedimentológica
dos depósitos da parte inferior do Supergrupo Roraima, na região da Serra do Tepequém e
Vila do Uiramutã, incluindo, com base nos padrões de sedimentação e compilação de mapas
geológico-estruturais regionais, a determinação do tipo de bacia.
Os objetivos específicos do trabalho envolvem: 1) reconstituição paleoambiental e
paleogeográfica dos depósitos siliciclásticos da Formação Arai; 2) redescrição e redefinição
litoestratigráfica desta unidade e 3) caracterização do arcabouço geométrico-estrutural da
Serra do Tepequém.
4
1.4. ORGANIZAÇÃO DA TESE
A tese está estruturada em sete capítulos. O Capítulo 1 corresponde à parte
introdutória onde são apresentados a problemática, as áreas de estudos e os objetivos da
pesquisa. O Capítulo 2 trata dos métodos aplicados no estudo e o Capítulo 3 apresenta o
arcabouço geológico regional e a litoestratigrafia do Supergrupo Roraima com ênfase para a
unidade basal, Formação Arai. Os três Capítulos subsequentes são apresentados na forma de
artigos. O Capítulo 4 versa sobre a correlação litoestratigráfica dos depósitos
Paleoproterozóicos da Formação Arai nas regiões do Tepequém e Uiramutã, com
hierarquização da unidade a Grupo Arai. O Capítulo 5 discute a estruturação da serra, como
produto de ambiente de deformação de nível crutal raso a médio, controlada por fatores
relacionados à reativação de falhas antigas. Ele se baseia em artigo submetido à Revista
Brasileira de Geociências. O Capítulo 6 trata dos ambientes deposicionais e reconstituição
paleoambiental da sucessão da Serra do Tepequém, constituída de depósitos fluvio-costeiros,
com a definição de 3 formações litoestratigráficas. O Capítulo 7 refere-se ás considerações
finais. As referências bibliográficas são relacionadas no final da tese.
5
CAPÍTULO 2 - MÉTODOS
2.1. ANÁLISE DE FÁCIES E ESTRATIGRÁFICA
O estudo de fácies envolve os critérios propostos por Walker (1990 e 1992), para
modelagem de fácies, os quais incluem: (a) Individualização de fácies, que consiste no
reconhecimento e descrição detalhada de estruturas sedimentares, texturas, geometria e
composição litológica, bem como descrição dos processos geradores daquelas características;
(b) Associação de fácies, esta agrupa as fácies contemporâneas, correlacionadas
geneticamente, conferindo a ela conotação ambiental; (c) Modelo deposicional, este é
representado em bloco-diagrama, mostrando de forma sintética geral os sistemas
deposicionais, onde é observada a relação entre os diferentes paleoambientes.
Em conjunto com estudo de fácies foram aplicados os conceitos da estratigrafia de
seqüências (Vail et al. 1977, Posamentier et al. 1988, Wilgus et al. 1988, Van Wagoner et al.
1988 e 1990, Leckie & Singh 1991, Emery & Myers 1996) em afloramentos de rochas
siliciclásticas da Serra do Tepequém. A litoestratigrafia existente para a base do Supergrupo
Roraima no Escudo das Guianas, nas regiões ao sul do Bloco Pacaraima e a Serra do
Tepequém, foi reavaliada, de acordo com a normalização de Petri et al. (1986), e servindo
como apoio ao mapeamento de unidades limitadas por inconformidades.
A descrição de fácies em afloramentos, cortes de estrada e canais artificiais, na escala
dos diferentes litotipos, foi auxiliada por perfis estratigráficos e seções panorâmicas, estas
últimas obtidas a partir de fotomosaicos de afloramentos seguindo o procedimento de
Wizevich (1991). Foram efetuadas coletas sistemáticas de amostras em função das diferentes
fácies (transicionais e continentais), que ajudaram a precisar as descrições de campo no
laboratório, bem como, servirão para seleção de grãos de zircão para datação, orientadas
segundo sua posição estratigráfica para controle ao longo da sucessão.
A estratigrafia de seqüências tem como elemento fundamental a seqüência
deposicional limitada por discordâncias e suas concordâncias correlativas. Cada seqüência
deposicional, independentemente da escala, constitui-se de tratos de sistemas, os quais são
reconhecidos através do tipo de empilhamento de parasseqüências (i.e. de camadas ou
conjuntos de camadas geneticamente relacionadas, organizadas em sucessões agradacionais,
progradacionais e retrogradacionais), posição relativa dentro da seqüência, e tipo de superfície
limitante ou superfícies chaves (e.g. superfície da primeira inundação/transgressão,
superfícies de ravinamento e superfície de inundação máxima).
6
2.2. ANÁLISE ESTRUTURAL
No pimeiro momento análise estrutural constou da análise visual de imagens de
satélite e radar – Tipo SAR- bem como consultas em mapas geológicos-estruturais
disponníveis. Em seguida, foram gerados mapas preliminares, entre os quais o lito-estrutural,
da área que serviram de base para trabalhos de campo, acompanhados de imagem de radar
impressa na escala 1:25.000. Com base nas informações adquiradas foram observadas os
principais feixes estruturais presentes, fornecendo os subsídios para a escolha de áreas
preferenciais ao estudo análise estrutural.
Nos trabalhos de campo foram empregados os fundamentos da análise estrutural
segundo a concepção de Ramsay & Huber (1983 e 1987) e McClay (1996). Está técnica trata
os elementos planares e lineares da rocha utilizando-se as seguintes análises geométrica e
cinemática. A geométrica investiga a natureza, o comportamento espacial e as relações de
superposição de estruturas, a cinemática permite o entendimento do quadro tectônico e do
strain, que proporciona a definição da taxa de deformação experimentada pelos corpos
rochosos. A interação destes estudos possibilita a compressão dinâmica do quadro de tensões
responsáveis pela deformação dos corpos geológicos nas diferentes escalas de observação.
A análise estrutural efetuada neste estudo envolveu a descrição detalhada de
afloramentos naturais, principalmente cachoeiras, lajedos e leitos de igarapés onde as
estruturas planares e lineares puderam ser avaliadas do ponto de vista geométrico e
cinemático. Em geral, as estruturas que constituem o arranjo geométrico encontrado nos
afloramentos na Serra do Tepeqúem são representadas por falhas, fraturas e mais raramente
dobras. Devido ao baixo potencial de preservação das estruturas lineares, os critérios
cinemáticos têm sido inferidos com base na rotação e deslocamento de camadas contendo
estruturas primárias e veios de quartzo.
7
CAPÍTULO 3 -ASPECTOS GEOLÓGICOS DO NORTE DO ESTADO DE RORAIMA
3.1. ARCABOUÇO GEOLÓGICO
As duas regiões estudadas no norte do Estado de Roraima, a Serra do Tepequém e a
Vila do Uiramutã, compreendem rochas da base do Supergrupo Roraima, dos grupos Arai e
Suapi (Figura 1.1). Essas regiões estão localizadas na porção centro-norte do Escudo das
Guianas, no domínio litoestrutural Uraricoera (Reis et al. 2003). Este domínio é limitado
pelos domínios Parima (oeste) e Guiana Central (Sul) e possui lineamentos estruturais
importantes nas direções E-W, WNW-ESE and NW-SE. O dominío Uraricoera é
caracterizado ao norte, na região de estudo, por rochas vulcânicas do Grupo Surumu, granitos
das suites Pedra Pintada e Saracura, e os depósitos do Supergrupo Roraima. Soleiras e diques
básicos da unidade Diabásio Avanavero intrudidas no Supergrupo Roraima, em diferentes
posições estratigráficas, ocorrem exclusivamente na região da Vila do Uiramutã. Durante o
evento K´Mudku (1,1-1,2 Ga; Barron 1966) as rochas do Supergrupo foram seccionadas por
zonas de cisalhamento rúpteis, registradas nas duas regiões estudadas.
3.2. SUPERGRUPO RORAIMA
Um quadro evolutivo da nomenclatura da estratigrafia do Supergrupo Roraima é
apresentado na Figura 4.2 (ver capítulo 4.4). O estudo e a história da nomenclatura
estratigráfica dos depósitos sedimentares paleoproterozóicos do Escudo das Guianas
remontam ao século 19, em trabalho realizado na Guiana por Brown & Sawkins (1875), que
designaram essas rochas de Sandstone Formation. Posteriormente Anderson & Dunn (1985) e
Conolly (1925) redefiniram-nas de “Conglomerados Kaiteur” e “Arenitos Kaiteur”,
respectivamente. A denominação de Roraima para essas rochas sedimentares foi usada pela
primeira vez por Dalton (1912) em referência ao monte Roraima, chamando-as de “Capas de
Roraima”, e revalidada por Paiva (1929) em estudos realizados no Brasil, que as chamou de
“Arenito do Roraima”.
A denominação de Formação Roraima foi utilizada por Aguerrevere et al. (1939), para
depósitos desde o Suriname, a leste, até a Venezuela, a oeste. Em estudos realizados no
Brasil, Bouman (1959) subdividiu essa unidade nos membros Arai, Suapi e Quino. Na década
de setenta, na Venezuela, destacaram-se os trabalhos de Yánez (1972) e Reid (1972). Este
último elevou a Formação Roraima à categoria de grupo, subdividindo-o nas formações
Uairén (base), Cuquenán, Uaimapué e Matauí. Na Guiana, Keats (1973) subdividiu a
Formação Roraima nas unidades I-IX. No Brasil, em estudos realizados na porção setentrional
do estado de Roraima, Braun (1973), Amaral (1974), Bonfim et al. (1974) e Montalvão et al.
8
(1975) adotaram a nomenclatura definida por Reid (1972) na Venezuela, enquanto que
Pinheiro et al. (1981) subdividiram o Grupo Roraima nas formações Tucuxumã (base),
Aliquelau, Linepenome e Urutanim com base no estudo das rochas sedimentares nas serras
Uafaranda e Urutanim, a oeste. Posteriormente, Pinheiro et al. (1990) elevaram a unidade
Roraima à categoria de Supergrupo, com base em trabalhos realizados por Santos &
D’Antona (1984), Reis et al. (1985), Santos (1985) e Castro & Barrocas (1986), subdividindo-
o, da base para o topo, nas seguintes unidades Formação Arai (membros Inferior e Superior),
Grupo Suapi (formações Verde, Pauré, Nicarã e Quino) Formação Uailã e Formação Matauí.
Recentemente, Reis & Yánes (2001) definiram a Formação Uiramutã incluindo-a na base do
Grupo Suapi. Essa formação engloba o Membro Superior da Formação Arai de Pinheiro et al.
(1990) em conjunto com a base do Membro Verde da Formação Suapi de Reis et al. (1990).
Long (2002), por sua parte, subdividiu a Formação Uairén em dois membros correlacionado-
os com os da Formação Arai de Reis et al. (1990). Finalmente, Santos et al. (2003), com base
em datação de zircões de tufos da Formação Uaimapué, separaram a Formação Matauí do
Supergrupo Roraima, correlacionando-a com as formações Serra Surucucus e Aracá, as quais
podem ser até aproximadamente 300 Ma de anos mais jovens do que o Supergrupo Roraima.
A idade U-Pb (SHRIMP) de 1.958 ± 11 Ma obtida em granodiorito da Suíte Intrusiva
Pedra Pintada é considerada a idade máxima para o Supergrupo Roraima. Esta suíte é o
embasamento do supergrupo, sendo intrusiva nas vulcânicas do Grupo Surumu. A idade
mínima para o Supergrupo Roraima de 1.787 ±12 Ma (U-Pb SHRIMP, em baddeleyita,
Santos et al. 2000) foi obtida nos diabásios da Suíte Básica Intrusiva Avanavero, em soleira
intrudida na porção mediana do supergrupo. Idades de populações de zircões detríticos da
unidade Arai situadas 2,72 a 1,95 Ga indicam fontes transamazônicas para as rochas do
Supergrupo Roraima. A sucessão sedimentar da Serra do Tepequém não possui dados
geocronológicos.
3.3. UNIDADE ARAI
A “Formação Arai”, o objeto dessa tese, foi pela primeira vez mencionada por
Boumam (1959) como Membro Arai, constituída preferencialmente de quartzo-arenitos com
matriz micromicácea, intercalado com pacote espesso de conglomerados e siltitos. A seção
tipo da unidade foi definida na serra homônima, próximo da fronteira Brasil-Venezuela.
Montalvão et al. (1975) propuseram a elevação do membro a categoria de Formação Arai, em
concordância com Reid (1972). Em estudos realizados nos depósitos da Serra do Tepequém,
Borges & D’Antona (1988) correlacionaram-os com a Foramação Arai, subdividindo a
9
sucessão nos membros Paiva, Funil e Cabo Sobral. Reis & Carvalho (1996), Reis & Fraga
(1999) concordaram com a subdivisão de Borges & D’Antona (1988), mas não admitiram a
correlação direta com a Formação Arai, então definiram na serra a Formação Tepequém, com
espessura estimada de 210 m. Esta sucessão foi interpretada por Borges & D’Antona (1988)
como gerada de leques aluviais, depósitos eólicos e fluviais entrelaçados com fácies lacustre.
Recentemente, Fernandes Filho & Nogueira (2003) reconheceram também, além destas
fácies, depósitos costeiros caracterizados por estruturas de maré e onda.
10
CAPÍTULO 4 - LITHOSTRATIGRAPHY OF THE PALEOPROTEROZOIC ARAI
GROUP, CENTRAL-SOUTH GUIANA SHIELD, BRAZIL
Artigo submetido ao Journal of South America Earth Science
4.1. ABSTRACT
The lower unit of the Paleoproterozoic Roraima Supergroup is redescribed and redefined as
Arai Group based on facies and lithostratigraphic data from the Serra do Tepequém and
Uiramutã region, State of Roraima, northern Brazil. This approximately 400 m thick
siliciclastic unit overlies acid volcanic rocks of the Surumu Group and is covered by
siliciclastic deposits of the Suapi Group. The Arai Group has been subdivided into two
formations. The lower one, similar in both areas, generally consists of polymictic
conglomerates, cross-bedded sandstones with microplacers of hematite, and subordinate
mudstones interpreted as braided stream deposits. In contrast, the upper formation, in the
Uiramutã region, is composed of silty fine-grained sandstones with medium-scale trough
cross bedding and convolute lamination deposited in a more distal braided stream
environment. This unit, in the Serra do Tepequém region, consists of fine to medium-grained
cross-bedded sandstones with mudstones, sandstone/mudstone rhythmites and subordinate
conglomerates and breccias interpreted as coastal, tide-influenced deposits. The top of the
Arai Group is marked by an expressive unconformity covered with diamond-bearing
conglomerates and pebbly sandstones of the basal Suapi Group. This study confirms the
previous interpretation of a big braided stream system migrating to southwest in the central
part of the Guiana Shield. In addition it could be shown that the fluvial system in its distal part
was influenced by tidal processes. The stratigraphy of the Arai Group has established the
basis for a regional correlation included deposits of isolated occurrences in the Guiana Shield
and points to the presence of a large intracratonic Paleoproterozoic basin connected to the
open sea.
Keywords: Paleoproterozoic; Arai Group; Stratigraphy; Lithofacies; Guiana Shield
4.2. INTRODUCTION
The Paleoproterozoic Era took about 900 Ma (Plumb, 1991), initiating in 2500 Ma and
finished in 1600 with amalgamation and stabilization of Archean cratonic areas (Worsley et
al., 1984; Gurnis et al., 1988; Hoffman, 1992; Condie, 1998; Tassinari et al., 2000; Young et
al., 2001). The break up of large blocks into small nucleus, after rift processes, was
accompanied by metamorphism, mafic dyke emplacements and development of large
sedimentary basins as exemplified in Western Africa and northern South America. The
11
Roraima Supergroup which covers the northern part of the Amazon Craton represents a thick
siliciclastic succession deposited during late Paleoproterozoic in an extensive east-west
intracratonic basin whose preserved portion is about 1000 km long and 600 km wide (Figure
4.1). The Roraima Supergroup, partially distributed in the frontier-area Brazil-Venezuela-
Guyana-Suriname, consists of subhorizontal and generally slightly dipping,
unmetamorphosed beds. The typical relief of this unit forms steep sided table-lands generally
covered by savannah vegetation and rarely rainforest. The largest continuous occurrence of
Roraima deposits with approximately 73000 km
2
occur in the Pacaraima Mountains,
bordering Guyana, Venezuela and Brasil (Gibbs & Barron, 1983, Reis & Yánez 2001).
Isolated occurrences attributed to the Roraima Supergroup are found in the Tepequém,
Urutanim, Uafaranda and Surucucus mountains, State of Roraima, as well as in the Aracá,
Neblina, Uneuxi, Padre and Urupi mountains, State of Amazonas (Pinheiro et al., 1990). The
extension of the Roraima Supergroup to other adjacent regions of the Pacaraima block is not
confirmed.
Economic interest in the Roraima Supergroup is related to local occurrences of gold
and mainly diamonds found both in its succession and in recent alluvial deposits (Gibbs &
Barron, 1993; Dohrenwend et al., 1995; Pinheiro et al., 1990). Although sedimentological
studies in Santa Elena de Uairén, Venezuela, has provided detailed informations about the
fluvial deposits at the basal units of the Roraima Supergroup (Long, 2002), in Brazil the
sedimentological studies are incipient and associated to regional lithostratigraphic mapping.
The supergroup has been interpreted as a series of alluvial, eolian, coastal and marine deposits
(Reis & Carvalho, 1996; Pinheiro et al., 1990; Castro & Barrocas, 1986). However, these
interpretations are rarely adequately proved and a missing rigorous stratigraphic control
together with poor age constraints in various successions has hindered advances in a better
knowledge of the Roraima Supergroup.
This study aimed to provide a detailed outcrop-based stratigraphic analysis of the Arai
Group, the basal unit of the Roraima Supergroup, carried out in the Serra do Tepequém and
Uiramutã region (Figure 4.1). We present here a new lithostratigraphic framework for this
succession defined formerly as Arai Formation and as such included parts of the overlying
Suapi Group. Additionally, we discuss the paleoenvironmental environments in which the
Arai deposits were laid down.
12
Figure 4.1. Simplified geologic map of northern Roraima and localization of the Serra do
Tepequém and Uiramutã region.
4.3. GEOLOGICAL SETTING
The Uiramutã and Serra do Tepequém regions, located in the central-northern part of
the Guiana Shield, are inserted into the geochronological provinces Maroni-Itacaiunas (2.2-
1.95 Ga; Tassinari & Macambira, 2004) and Tapajós-Parima (1.95-1.80 Ga; Santos et al.,
2000) as well as into the Urariqüera lithostructural domain (Reis et al., 2003). These regions
are covered with the 2.0 -1.95 Ga Surumu acid and intermediate volcanic rocks (Tassinari et
al., 2000; Schobbenhaus et al., 1994) that are overlain by the Roraima Supergroup. Tassinari
et al. (2000) suggest an age older than 2.3 Ga for the Roraima metamorphic basement
composed of high-grade metamorphic terranes of the Maroni-Iatcaiúnas Province and
interpret the Roraima Block as a stable foreland to the marginal Paleoproterozoic Maroni-
Itacaiúnas Belt. The Urariqüera domain is limited by the Parima domain in the west and the
Guiana Central domain in the south (Figure 4.1) and its important structural directions
trending E-W, WNW-ESE and NW-SE. The southern part of Urariqüera domain is
characterized by metasediments and metavolcanics of the Cauarane Group, while in the
northern part volcanics of the Surumu Group, granites of the Pedra Pintada and Saracura
13
suite, and sedimentary deposits of the Roraima Supergroup occur. During the K’Mudku event
(1.1-1.2 Ga; Barron, 1966; Fraga, 1999) the Roraima basin was seccionated by brittle shear
zones.
The Surumu volcanic rocks of 2.0 -1.95 Ga provide the maximum age for the Roraima
Supergroup. The Avanavero intrusive suite is interbedded with middle and upper Roraima
rocks, forming sills of mafic rocks and pyroclastic deposits dated at 1.65 Ga (Preim et al.,
1973). Furthermore the Roraima Supergroup is intersected by several 1.88-1.6 Ga mafic sills
and dykes (Snelling et al., 1969; Hebeda et al., 1973; Teixeira, 1978). The Cipó Sill,
correlated with the Avanavero unit, indicates its minimum age, based in U-Pb in baddeleyite,
of 1.778 ± 12 Ma (Santos et al., 2000). Therefore, the Roraima deposits may be at least as old
as 1.88 Ga and their sedimentation occurred until at least 1.6 Ga. U-Pb ages (SHRIMP) of
zircon grains of the Arai Formation indicate 2.123 ± 14 Ma (Transamazonian Event), while
other subordinated populations situated in the interval of 1.958 ± 19 Ma (n=3) and 2.718 ± 18
Ma (n=1) (Santos et al, 2003).
4.4. PREVIOUS WORKS
The deposits known as Roraima Supergroup were first described by Brown & Sawkins
(1875) as “Sandstone Formation”. Anderson & Dunn (1895) and Conolly (1925) redefined it
as “Kaiteur conglomerates” and “Kaiteur sandstones”, respectively. The denomination
“Roraima” was used the first time by Dalton (1912) based on exposures of the succession near
the Mount Roraima. This term was revalidated by Paiva (1929) as “Arenito do Roraima”. The
name was subsequently changed to Roraima Formation by Aguerrevere et al. (1939). Then
Gansser (1954) subdivided this unit in Lower, Middle and Upper members, which were
named by Bouman (1959) Arai, Suapi and Quinô members, respectively. Later Reid (1972)
and Yánez (1972) raised the Roraima Formation to group category and finally, Pinheiro et al.
(1990) coined the Roraima Supergroup. The large range of lithostratigraphic concepts for the
Roraima Supergroup emphasizing the Arai Group and its equivalent strata is synthesized in
Figure 4.2.
14
14
Figure 4.2. Summary of the stratigraphic proposals for the Roraima Supergroup. The names of correlated units, studied in this work, are written in
bold and italic characters.
15
The Roraima Supergroup, about 2900 m thick, consists of the Arai Formation, now
Arai Group, overlain by the Suapi Group and the Uaimapué and Matauí formations (Pinheiro
et al., 1990; Reis et al., 1990; Reis &Yánez, 2001; Santos et al., 2003)
. The formerly called
Arai Formation is composed of conglomerates, locally containing gold and diamonds, quartz-
arenites, pebbly sandstones, and subordinate mudstones. The Suapi Group has a similar
lithology. In contrast, the Uaimapué Formation includes feldspar-bearing sandstones
interbedded with tuffs, tuffaceous sandstones and welded tuffs, conglomerates and mudstone.
The Matauí Formation, the top of Roraima Supergroup, constitutes quartz-arenites, arkosic
sandstones, conglomerates and mudstone.
Boumam (1959) was the first who used the term “Arai” for the lower member of the
Roraima Formation with type-section in the homonymous mountain, near the Brazilian-
Venezuelan border. Montalvão et al. (1975) raised the member to formation status, ratified by
Reid (1972). Reis et al. (1990) and Pinheiro et al. (1990) subdivided it in lower and upper
members. In the Serra do Tepequém, outside of the Pacaraima sedimentary block, Borges &
D`Antona (1988) defined three members named Paiva, Funil and Cabo Sobral, correlating
them with the Arai Formation of the type-section. Pinheiro et al. (1990) and Fernandes Filho
(1990) agreed with this correlation and the latter author subdivided the Serra do Tepequém
deposits in a lower member with five successions and an upper member containing two. Reis
& Carvalho (1996) and Reis & Fraga (1999) disagreed with this correlation and proposed the
Tepequém Formation. Reis & Yánes (2001) included the upper member of the Arai
Formation of Pinheiro et al (1990) in the Uiramutã Formation of the Suapi Group. In
Venezuela Long (2002) subdivided the Uairén Formation into two members and correlated
them with the Arai Formation of Reis et al. (1990) (Figure 4.2).
4.5. STRATIGRAPHY OF THE ARAI GROUP
The stratigraphic analysis of the Arai Group carried out in the Serra do Tepequém and
Uiramutã region revealed fluvial and coastal, tide-influenced deposits (Figure 4.3). This unit
has been individualized and subdivided into two formations using the following criteria: 1)
regional erosional unconformities marking the lower and upper limits of the group; 2)
occurrence of diamond-bearing deposits overlying the upper unconformity; 3) abundant
microplacers of hematite characterizing mainly the lower formation of the Arai Group; and 4)
differences in grain size between the lower formation (coarse-grained) and upper formation
(finer grained). Additionally, the distinction between the formations was assisted by
paleoenvironmental interpretation (see chapter 5). The Arai deposits in the Uiramutã region
16
have been subdivided into two units informally named Formation A and Formation B,
whereas in the Serra do Tepequém the stratigraphic terms of Borges & D´Antona (1988) were
used with the prefix “igarapé” (creek) and “serra” (mountain). The lack of physical continuity
and the distance of approximately 100 km between the Serra do Tepequem and the Paracaima
block can justify the provisional maintenance of these terms. The correlation of the Arai
deposits in both areas is given in Figure 4.3.
The lower contact (unconformity U1) of the Arai Group is defined by volcanic rocks
of the Surumu Group, whereas the upper erosional limit (unconformity U2) is marked by
diamond-bearing conglomerates and sandstones of the basal Suapi Group. The basal part of
Suapi Group in the Uiramutã region was formerly included in the Arai Formation (Reis &
Yanez, 2001). In the Serra do Tepequem, the basal Suapi Group is called here Igarapé Cabo
Sobral Formation (Figure 4.3).
Figure 4.3. Stratigraphical correlation between the formations of the Arai Group in the Serra
do Tepequém and Uiramutã region.
17
4.5.1. Serra do Tepequém
A geological map of the Serra do Tepequém is given in Figure 4.4. The serra covers
approximately 90 km
2
forming a table morphology whose highest point reaches about 1100
m. The deposits of the Arai Group which predominantly build up the serra exhibit large-scale
folds with axes oriented mainly to N70E which are disrupted by NE-trending faults. Natural
outcrops are localized in ravines, waterfalls and mountain scarps while artificial exposures are
road cuts and channels produced by mining activities. Various profiles which represent a great
part of the Arai Group are shown in Figure 4.5.
Figure 4.4. Morphological aspect (A) and geological map (B) of the Serra do Tepequém.
18
Figure 4.5. Profiles of the Arai Group in the Serra do Tepequém. Locations: A) Funil
waterfall, B) Tilin, artificial channel of the Cabo Sobral Creek C) Paiva Creek and D) Top of
the Serra do Funil.
4.5.2. Igarapé Paiva Formation
The Igarapé Paiva Formation consists of approximately 250 m thick sandstones,
polymictic conglomerates and subordinate mudstones (Figure 4.6) arranged in fining-upward
cycles 1.0 to 5.0 m thick. The conglomerates, at the base of the cycles, occur as lenticular
layers or laterally continuous tabular beds up to 2.0 m thick. The conglomerates are
polymictic, generally clast supported and exhibit massive bedding or incipient even-parallel
bedding (Figure 4.6A). The rounded to subrounded clasts are of quartz, sandstone, iron
formation, volcanic and metamorphic rocks and vary from granule to boulder (Figure 4.6B).
19
The matrix consists of medium to coarse-grained sandstone whose abundant detrital hematite
is a remarkable feature that underlines the sedimentary structures. Trough cross bedding (sets
0.5 to 1.0 m) and even-parallel stratification are common, but also massive bedding (Figure
4.6D). Medium to coarse-grained sandstones with trough cross bedding marked by hematite
(Figure 4.6C), and pebbles arranged along bedding planes occur in the middle portion of the
cycles. The upper part of the cycle is marked by fine to medium-grained sandstone, or locally
mudstone; sandstone interbedded with mudstone also occurs. The sandstone exhibts tangential
and sigmoidal to low angle cross bedding and ripple bedding. Other structures include
asymmetric ripple marks, mud cracks, rip-up clasts and convolute lamination (Figure 4.6E).
Red to black sandstone and mudstone lamina are rich in detrital hematite (Figure 4.6F).
20
Figure 4.6. Facies from the Igarapé Paiva Formation. A) Imbricated polymictic conglomerate
interbedded with pebbly sandstone showing incipient even-parallel stratification. B) Detail of
polymictic orthoconglomerate. C) Trough cross-bedded medium-grained pebbly sandstone,
foresets outlined by hematite. D) Even-parallel stratified sandstone. E) Convolute lamina of
hematite. F) Laminated mudstone rich in hematite.
4.5.3. Serra do Funil Formation
The contact between the Igarapé Paiva Formation and the Serra do Funil Formation is
gradual. While in the lower unit coarse-grained deposits and abundant hematite grains are
conspicuous features, finer grainsize together with disappearence of pebbles and less hematite
characterize the upper formation (Figure 4.5C & D). Moreover the two units differ in their
depositional environments.
21
The Serra do Funil Formation consists mainly of fine to medium-grained sandstones,
mudstones, mudstone/sandstone rhythmites and subordinately conglomerates and breccias,
reaching 150 m thick (Figure 4.7). These rocks form a fining-upward succession, truncated by
Unconfomity 2, and are composed of smaller fining-upward cycles 0.2 to 4.0 m thick. The
sandstones are characterized by up to 2 m thick sets of trough cross bedding while mudstone
layers generally cover the sets. Conglomerates and breccias occur at the base of cycles
forming 0.1-0.2 m thick layers. Their angular to rounded tabular mudstone clasts range from
granules to pebbles and locally exhibt imbrication. The matrix of the conglomerates consists
of fine to medium-grained sandstone (Figure 4.5C & D).
Fine to medium-grained amalgamated sandstones characterize the middle portion of
the Serra do Funil Formation, generally built up by metric-scale cycles. The sandstones
exhibit trough cross bedding (sets of 1-2 m thick) and even-parallel stratification with low-
angle truncation surfaces. Hematite grains may underline the cross strata and mudstone clasts
mark the base of the cycles.
The upper succession of the Serra do Funil Formation consists of sigmoidal to
tangential cross bedding with tabular clasts of mudstone at the base of the sets and along
foresets. Mudstone lamina may cover set limits and foreset lamina, locally forming mud
couplets (Figure 4.7A, B & D). Small to medium-scale trough cross bedding and subordinate
even-parallel lamination also occur, both underlined by hematite grains. Locally ripple marks
cover sandstone layers and shallow scour structures truncate the stratification of sandstone
(Figure 4.7B). Fine-grained sandstones with even-parallel and low angle stratifications pass
laterally to sandstone/mudstone rhythmites with flaser-wavy bedding and climbing ripple
cross lamination, locally indicating bipolar flow (Figure 4.5D). Additionally rip-up clasts,
mud cracks (Figure 4.7C) and sandy dikelets are found at the top of the cycles (Figure 4.5D).
22
Figure 4.7. Facies from the Serra do Funil Formation: A) Mudstone/sandstone rhythmites
interbedded with cross stratified sandstone whose foresets are covered with mud lamina.
B) Scoured cross-bedded tidal channel sandstone overlain by tidal flat rhythmites. C)
Mud cracks filled with fine-grained sandstone. D) Mud couplets covering foresets in tidal
channel sandstone.
23
4.5.4. Uiramutã region
The Arai deposits in the Uiramutã region form up to 500 m high hills with the best
outcrops found at the river banks and road cuts. The access to the outcrops is facilitated by
savanna vegetation and few thick soils. The deposits dip slightly to the north whereas in fault
zones the strata can be inclined until 25
o
and decametric folds are observed in the Lilas
Mountain.
Formation A is very similar to Igarapé Paiva Formation of the Serra to Tepequém and
for this reason no profile is given of this unit. A profile of the lower part of the Formation B
which differs from the Serra do Funil Formation is shown in Figure 9.
4.5.5. Formation A
The Formation A represents a 250 m thick succession composed of sandstones,
conglomerates and subordinately mudstones. The conglomerates wich occur at the base of the
formation are discontinuous while the other lithologies form meter-thick packets laterally
continuous for tens of meters. The conglomerates are mainly polymictic and clast-supported
(Figure 4.8A). Their rounded to subrounded clasts, with maximum diameter of 15 cm, are
composed of quartz, sandstone, mudstone, iron-formation, acid volcanic rock and volcanic
tuff. The matrix is rich in quartz and hematite, while feldspar is rare. The main structures of
the conglomerates comprehend massive bedding and even-parallel stratification. Long (2002)
described similar conglomerates in the region of Santa Elena de Uairén/Venezuela, 100 km
west of Uiramutã, and interpreted them as paleovalley filling. Medium to coarse-grained
pebbly sandstones intercalated with the conglomerates decrease in frequency up to the top of
the unit. The sandstones exhibit medium-scale trough cross bedding (sets between 20 cm and
1 m) and even-parallel stratification (Figure 4.8B&C). Measurements of cross strata indicate
paleoflow to south-west. Fine to medium-grained sandstones with even-parallel stratification
and low-angle cross bedding are intercalated with medium to coarse-grained sandstones and
locally associated with red-colored massive mudstones. Abundant hematite grains outline
cross strata, even-parallel stratification and ripple bedding (Figure 4.8C & D). Synsedimetary
faults and convolute bedding are observed in sandstone layers. Red mudstones locally occur
on the top of the cycles forming up to 5 cm thick layers.
24
Figure 4.8. Facies from Formation A. A) Massive bedded polymictic conglomerate. B)
Even-parallel stratified fine to medium-grained sandstone. C) Trough cross-bedded
sandstone with abundant hematite grains. D) Ripple-bedded sandstone with hematite
outlining bedforms.
4.5.6. Formation B
As in the Serra do Tepequém, the contact between Formation A and Formation B is
gradual with a similar grain size behavior in both units. Also the hematite grains are much less
abundant in Formation B than in Formation A. A special feature in Formation B is the
occurrence of stonelines with sandstone clasts (Figure 4.9A).
25
The Formation B, approximately 150 m thick, is mainly composed of conglomerates
and fine to medium-grained sandstones arranged in fining-upward cycles 3.5 to 5.0 m thick
(Figure 4.9). The conglomerates form decimetric thick layers at the base of the cycles and are
interbedded with fine to medium-grained sandstones. The conglomerates containing poorly
sorted, coarse sandy matrix consist predominantly of subangular to angular quartz and
sandstone clasts ranging from granules to boulders up to 30 cm in diameter. Fine to medium-
grained sandstones with trough cross stratification –sets decreasing toward the top of the
cycles - occur in the middle portion of the 3 to 4 m thick cycles whose upper part is marked
by intercalations of fine–grained sandstones with even-parallel stratification and subordinate
tabular cross bedding. Occasionally millimetric thick rip-up muddy clasts and convolute
bedding are found at the top of the cycles. Hematite grains highlight the sedimentary
structures, but occur in smaller proportions compared to Formation A.
26
Figure 4.9. Profile of the lower part of Formation B in the Uiramutã region. The part of 70 m
is badly exposed. A) Fine-grained sandstone with stone lines (sandstone clasts) separating
sets. B) Trough cross-bedded sandstone showing alternate coarse and fine-grained foreset
lamina. See legend in Figure 4.5.
27
4.6. PALEOENVIRONMENTAL INTERPRETATION
4.6.1 Fluvial deposits (Formations A and B and Igarapé Paiva Formation)
Precambrian rivers predominantly develop braided channel patterns due to the lack of
terrestrial vegetation. Even if abundant in Amazonia, specific characteristics of these deposits
have been rarely discussed in this region with the exception of the study of Long (2002).
Observations in vertical and lateral profiles yielded the following important attributes of the
braided stream deposits of the Arai Group:
1. Occurrence of fine to coarse-grained, in part, pebbly sandstones and subordinate
conglomerates, as well as rarely interbedded mudstone layers und mudstone clasts in the
sandstones and conglomerates.
2. Conglomerates with incipient even-parallel and massive bedding.
3. Predominance of medium-scale trough cross bedding in sandstones indicating main
paleoflow toward SW and secondary occurrence of tabular cross bedding, ripple bedding,
even-parallel lamination, locally with parting lineation.
4. Presence of fining-upward cycles developed in fine to medium-grained cross-bedded
sandstones overlain by ripple or even-parallel laminated fine-grained sandstones.
5. Occurrence of sedimentary deformations as convolute bedding.
These characteristics allow the following conclusions to obtain for the fluvial deposits
of the Arai Group.
1. The low variability of the paleoflow directions and the rare presence of mudstone layers
interbedded in sandstone point to a fluvial system of low sinuosity and high energy.
Successive floodings led to the erosion of mudstone layers and the formation of mudstone
clasts.
2. The conglomerate deposits with incipient even-parallel and massive bedding are related to
rapid sediment transport under conditions of high discharge and high bedload content. The
conglomerate bedforms which develop under such conditions extend more rapidly
downstream than build-up vertically forming longitudinal bars of low relief (Hein & Walker,
1977).
3. The common minimum depth of the sandy braided channels corresponds approximately to
the height of the trough cross bedded sets estimated in 3 to 4 m. Shallow channel reaches may
favour tabular cross bedding or even-parallel stratification in still shallower water with upper
flow regime conditions.
28
4. The sedimentary deformation of cross strata is related to rapid aggradation and partial
liquefaction of the sediment.
5. Fining-upward sandstone cycles are better developed in deeper than in shallow channels.
Differences in grain size between Formation A and Formation B in the Uiramutã
region suggest a more proximal fluvial setting for the former and a distal setting for the latter
formation.
Although more detailed observations of the sandy depositional facies are necessary,
their features can provisionally compared with those of the modern South Saskatchewan
River whereas the orthoconglomerates and associated pebbly sandstones may represent the
products of deposition in shallower channels comparable with the Scott River model (Miall
1996). The principal bedforms of this river type are longitudinal bars (Miall 1996).
4.6.2 Coastal, tide-influenced deposits (Serra do Funil Formation)
The coastal deposits of the Serra do Funil Formation comprise sandstone/mudstone
rhythmites interbedded with cross bedded fine-grained sandstones. The cross strata are
characterized by systematically varying foreset thicknesses and occurrence of reactivation
surfaces. Additionally, the foresets are covered with fine mudstone lamina which can develop
couplets. The cross strata are interpreted to have formed under dominant tidal currents in
channels from migrating dunes while mud drapes are related to slack water conditions and
reactivation surfaces to subordinate tidal currents. An associated shallow environment,
attributed to tidal plain, is derived from the occurrence of interference ripple marks, mud
cracks and flaser and lenticular bedding.
4.7. UPPER LIMIT OF THE ARAI GROUP
The top of the Arai Group is marked by an expressive unconformity observed in the
Serra do Tepequem and Uiramutã region. This erosional surface is overlain by diamond-
bearing orthoconglomerates and pebbly quartz-arenites that are more than 100 m thick in the
Uiramutã region while in the Serra do Tepequém only approximately 30 m are preserved
(Figures 4.3, 4.5 & 4.9). The unconformity and the conglomerates can be extended to the
Uiramutã region and allow to correlate deposits formerly included in the upper part of the
Arai Formation (Reis & Yánez, 2001) with the basal Suapi Group.
The deposits of the basal Suapi Group (Igarapé Cabo Sobral Formation) can be
accompanied various kilometers in the field and by radar images. The white and pinkish
ortoconglomerates occur in up to 2 m thick beds. Their clasts ranging from granules to
pebbles are rounded to well-rounded and moderately sorted. They derived from quartz veins,
29
sandstones, jaspelite, siltstone and volcanic rocks. The matrix of the conglomerates consists of
medium to coarse-grained sandstone. The orthoconglomerates are massive and can show
normal and rarely inverse graded bedding. The fine to coarse-grained pebbly quartz-arenites
commonly show medium-scale cross bedding. Subordinate structures include recumbent and
planar cross bedding, even-parallel stratification with parting lineation, ripple bedding and
water escape structures.
The depositional environment of the Igarapé Cabo Sobral Formation is attributed to a
braided stream system.
4.8. FINAL REMARKS AND CONCLUSIONS
The Paleoproterozoic Arai Formation, lower unit of the Roraima Supergroup, is
redescribed and raised to group status, based on facies and stratigraphic data obtained in the
Serra do Tepequém and Uiramutã region, state of Roraima-Brazil. The Arai Group,
approximately 400 m thick, overlies volcanic rocks of the Surumu Group (surface U1) and is
discordantly covered (surface U2) with the Suapi Group. Previous studies in these regions
have regarded the deposits of the former Arai Formation as fluvial in origin. However, our
facies studies demonstrated that the upper formation of the newly defined Arai Group
comprises fluvial deposits in the Uiramutã region and tide-influenced coastal ones in the Serra
do Tepequém, both bounded by surface U2. Moreover, differences in grain size and hematite
content are important lithostratigraphic features for subdividing the Arai deposits. In this new
proposal, the former Upper Member of the Arai Formation, overlying surface U2, was
inserted into the lower Suapi Group, named Igarapé Cabo Sobral Formation in the Serra do
Tepequém Mountain.. So the Arai Group is formed by two formations, provisionally named A
and B in the Uiramutã region, representative of a fluvial braided system, and Igarapé Paiva
and Serra do Funil formations, characterizing fluvial braided (Igarapé Paiva Formation) and
coastal, tide-influenced deposits (Serra do Funil Formation) in the Serra do Tepequém.
4.9. ACKNOWLEDGMENTS
This study was financed by CNPq (grant n
o
473483-2004-1 to W.Truckenbrodt) and
by CAPES that provided a graduate scholarship to L.A.Fernandes Filho. We thank CPRM-
AM and UFPA for logistic support during the field work, also Nelson Reis and Paulo Motta
for discussions in the field. The field work in Roraima would not have been carried out with
so much ease without the invaluable assistance of the driver Luis Rodrigues (CPRM).
30
4.10. REFERENCES
Aguerrevere, S.E., López, V.M., Delgado, O.C. Freeman, C.A., 1939. Exploración de la Gran
Sabana. Rev. de Fomento, 3, 501-729.
Anderson, C.W., Dunn, W.A., 1895. The Kaieteurian Conglomerate Prospection Expedition.
Government. of British Guiana Admiralty Report, Georgetown.
Barron, C.N., 1966. Notes on the stratigraphy of Central British Guiana. Conf. Geol.
Interguianas, 6, Belém, Anais, 121-126.
Borges, F.R., D'antona, R.J.G., 1988. Geologia e mineralizações da Serra Tepequém.
Congresso Brasileiro de Geologia, 35, Belém, Anais, 1, 155-163.
Bouman, Q.C.; 1959. The Roraima Formation, Northern part of Territorio do Rio Branco.
Belém, Petrobrás/Renor, Relatório Interno, 350-A, 17 p.
Brown, C.B., Sawkins, J.G., 1875. Reports on the physical and economic geology of British
Guiana. Longmass Green, London, 297 p.
Castro, J.C., Barrocas, S.L.S., 1986. Fácies e ambientes deposicionais do Grupo Roraima.
Petrobrás-Cenpes, Rio de Janeiro, 20p.
Condie, K.C., 1998. Episodic continental growth and supercontinents: a mantle avalanche
connection? Earth and Planetary Science Letters, 163, 97–108.
Connolly, H.J., 1925. Preliminary survey of the Mazaruni and Puruni diamond fields. Bull.
Geol. Surv. Britsh Guiana, 1, 100 p.
Dalton, L.V., 1912. On the geology of Venezuela. Geol. Mag., 9, 203-210.
Dohrenwend, J.C., Yánez, G.P., Lowry, G., 1995. Cenozoic landscape evolution of the
southern part of the Gran Sabana, Southeastern Venezuela. Implications for the
occurrence of gold and diamond placers. US geol. Soc. Bull., 2124K, 17 p.
Fernandes Filho, L.A., 1990. Estratigrafia da Serra do Tepequém. Congresso Brasileiro de
Geologia, Natal, Anais, 1, 199-210.
Fraga, L.M., 1999. Geologia Estrutural. In: CPRM (Ed.). Programa de Levantamento
Geológicos Básicos do Brasil. Roraima Central, Folhas NA.20-X-B e NA.20-X-D
(inteiras), NA.20-X-A, NA.20-X-C, NA.21-V-A e NA.21-V-C (parciais). Escala
1:500.000. Estado do Roraima. CPRM. Superintendência de Manaus, Capítulo 4, 117-
128.
31
Gansser, A., 1954. Observations of the Guiana Shield (S. America). Eclogae geol. Helv., 47,
77-112.
Gibbs, A.K., Barron, C.N., 1983. The Guiana Shield Reviewed. Episodes, 7, 4-18.
Gibbs, A.K.; Barron, C.N., 1993 The Geology of the Guiana Shield. Oxford University Press,
Oxford, 246p.
Gurnis, M., 1988. Large scale mantle convection and the aggregation and dispersal of
supercontinents. Nature, 332, 695–699.
Hebeda, E.H., Boerlrijk, N.A.I.M., Preim, H.N.A., Verdurmen, E.A.T., Verschure, R.H.,
1973. Excess radiogenic argon in Precambrian Avanaver dolerite in western Suriname
(South America). Earth and Planetary Sciences Letters, 20, 189-200.
Hein, F.J., Walker, R.G., 1977. Bar evolution and development of stratification in the
gravelly, braided Kicking Horse River, British Columbia. Can. J Earth Science, 14, 562-
570.
Hoffman, P.F., 1992. Supercontinents. Encyclopedia of Earth System Science, vol. 4.
Academic Press, London, 323–328.
Long, D.G.F., 2002 Aspects of Late Palaeoproterozoic fluvial style: the Uairén Formation,
Roraima Supergroup, Venezuela. Spec. Publs int. Ass. Sediment., 33, 323-338.
Miall, A.D., 1996. The geology of fluvial deposits. Springer, Berlin, 582 p.
Montalvão, R.M.G., Muniz, M.B., Issler, R.S., Dall'agnoll, R., Lima, M.I.C., Fernandes,
P.E.C.A., Silva, G.G., 1975. Geologia da Folha NA.20 – Boa Vista e parte das Folhas
NA.21 - Tumucumaque, NB.20 - Roraima e NB.21. In: BRASIL. DNPM. Projeto
RADAMBRASIL. Folha NA.20 - Boa Vista e parte das Folhas NA.21-Tumucumaque,
NB.20 - Roraima e NB.21. Rio de Janeiro, 1975. (Levantamento de Recursos Minerais,
8).
Paiva, G., 1929. Geologia do alto Rio Branco. Traços principais. Relatório Anual do Serviço
Geológico e Mineralógico. Rio de Janeiro, DNPM, 12-16.
Pinheiro, S.S., Reis, N.J., Costi, H.T., 1990. Geologia da Região de Caburaí -nordeste de
Roraima; Relatório Final. Manaus, DNPM/CPRM, 1, 1-91.
Plumb, K.A., 1991. New Precambrian time scale: Episodes, 14, 139-140.
32
Preim, H.N.A., Boelrick, M.A.I.M., Herbeda, E.H., Verdurmen, E.A.T., Verschure, R.H.,
1973. Age of the Precambrian Roraima Formation in Northeastern South America:
evidence of isotopic dating of Roraima pyroclastic volvanic rocks in Surinam. Geol. Soc.
Am. Bull., 84, 1677-1684.
Reid, A.R., 1972. Stratigraphy of type area of the Roraima Group, Venezuela. Interguyana
Geological Conference, 9, Georgetown. Proceedings, 343-353.
Reis, N.J., Fraga, L.M., 1999. Estratigrafia: Sinopse Estratigráfica. In: Fraga, L.M.(Ed.).
Programa de Levantamento Geológicos Básicos do Brasil. Roraima Central, Folhas
NA.20-X-B e NA.20-X-D (inteiras), NA.20-X-A, NA.20-X-C, NA.21-V-A e NA.21-V-C
(parciais). Escala 1:500.000. Estado do Amazonas, --Brasília: CPRM, 1999. Relatório
final, cap. 3.1, 15-17.
Reis, N.J., Yánes, G., 2001. O Supergrupo Roraima ao da faixa de fronteira entre Brasil e
Venezuela (Santa Elena de Uairén – Monte Roraima). Contribuições à Geologia da
Amazônia, 2, 113-144.
Reis, N.J., Fraga, L.M., Faria, M.S.G., Almeida, M.E., 2003. Geologia do Estado de Roraima,
Brasil. Géologie de la France, 2-3-4, 121-134.
Reis, N.J., Pinheiro, S.S., Carvalho, J.E., 1985. Subdivisão litoestratigráfica da Formação
Suapi - Grupo Roraima - Território Federal de Roraima. Simpósio de Geologia da
Amazônia, 2, Belém, Anais, 1, 408-420.
Reis, N.J., Pinheiro, S.S., Costi, H.T., Costa, J.B.S., 1990. A cobertura sedimentar
proterozóica média do Supergrupo Roraima no norte do Estado de Roraima, Brasil:
Atribuições aos seus sistemas deposicionais e esquema evolutivo da sua borda
meridional. Congresso Brasileiro de Geologia, 36, Natal. Anais, 1, 66-81.
Santos, J.O.S., D'antona, R.J.G., 1984. A Formação Arai e a subdivisão do Grupo Roraima.
Congresso Brasileiro de Geologia. 33, Rio de Janeiro, Anais, 1162-1173.
Santos, J.O.S., 1985. A subdivisão estratigráfica do Grupo Roraima. Simpósio de Geologia da
Amazônia, 2, Belém, Anais, 1, 421-431.
Santos, J.O.S., Potter, P.E., Reis, N.J., Hartmann, L.A., Fletcher, I.R., McNaughton, N.J.,
2003. Age, source and Regional Stratigraphy of the Roraima Supergroup and Roraima-
like Sequences in Northern South America, based on U-Pb Geochronology. Geol. Soc.
Amer. Bull., 115, 331-348.
33
Santos, J.O.S., Reis N.J., Hartmann L.A., McNaughton, N.J., 2000. Age of Roraima Group
and Roraima-like sequences in the Northern Amazon Craton. Int. Geol. Congr., 31, Rio
de Janeiro, Expanded Abstract.
Schobbenhaus, C., Hoppe, A., Lork, A., Baumann, A., 1994. Idade U/Pb do Magmatismo
Uatumã no Norte do Cráton Amazônico, Escudo das Guianas (Brasil) Primeiros
Resultados. Congresso Brasileiro de Geologia, 38, Camboriú, Anais, 2, 395-397.
Snelling, N.J., McConnell, R.B., 1969 The geochronology of Guyana. Geologie en
Mijnbouw, 48, 201-213.
Tassinari, C.C.G., Macambira, M.J.B., 2004. A revolução tectônica do Cráton Amazônico. In:
Matesso Neto, V., Bartorelli, A., Carneiro, C.D.R., Neves, B.B.B. (Orgs). Geologia do
Continente Sul-americano: Evolução da obra de Fernando Flávio Marques de Almeida.
São Paulo, BECA, 471-485.
Tassinari, C.C.G., Bettencourt, J.S., Geraldes, M.C., Macambira, M.J.B., Lafon, J.M., 2000.
The Amazonian Craton. In: Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz Filho, A., Campos,
D.A., 2000. Tectonic Evolution of South America, International Geological Congress,
Rio de Janeiro, 31, 41-95.
Teixeira, W., 1978. Significação tectônica do magmatismo básico e alcalino na região
Amazônica. Congresso Brasileiro de Geologia, Recife, Anais, 1, 477-490.
Worsley, T.R., Nance, D., Moody, J.B., 1984. Global tectonics and eustasy for the past 2
billion years. Marine Geology, 58, 373–400.
Yánez, G.A., 1972. Província geológica de Roraima; geologia estrutural y geomorfologia de
su parte septentrional entre los rios Paragua y Caroni (Venezuela). Congreso Geológico
Venezolano, 4, Caracas, Boletim 5, 372-374.
Young, G.M., Long, D.G.F., Fedo, C.M., Nesbitt, H.W., 2001. Paleoproterozoic Huronian
basin: product of a Wilson cycle punctuated by glaciation and a meteorite impact.
Sedimentary Geology, 141–142, 233–254.
34
CAPÍTULO 5 – DEFORMAÇÃO DAS ROCHAS SILICICLÁSTICAS
PALEOPROTEROZOICAS DO GRUPO ARAI COMO EXEMPLO DE
REATIVAÇÕES DE FALHAS DO EMBASAMENTO, SERRA DO TEPEQUÉM,
RORAIMA, NORTE DO BRASIL.
Artigo submetido à Revista Brasileira de Geociências
5.1 RESUMO
As rochas siliciclásticas da Serra do Tepequém são correlacionadas aos grupos Arai e Suapi,
pertencentes ao Supergrupo Roraima de idade paleoproterozóica. A análise estrutural destas
rochas revela que o acamamento exibe arranjos com mergulhos preferencialmente para SE e
NW, individualizados em domínios limitados por zonas de falhas oblíquas sinistrais com
rejeitos normais e inversos, com direção NE-SW. Esta estruturação é formada por dobras
forçadas quilométricas do tipo kink bands e chevrons. O novo arcabouço geométrico
observado é característico de um ambiente de deformação de nível crustal raso a médio. A
história tectônica é controlada por reativações de planos de fraqueza pré-existentes nas tramas
antigas, dúcteis, do embasamento. Este modelo diverge dos modelos regionais prévios para a
região que consideram as dobras existentes como produtos de ambiente dúctil sob tectônica
colisional. Os resultados evidenciam a importância da presença de estruturas antigas do
embasamento, relacionado ao Escudo das Guianas, como controladoras da geometria das
rochas da Serra do Tepequém, em ambiente rúptil.
Palavras chaves: Serra do Tepequém, Paleoproterozóico, Grupo Arai, Análise estrutural,
Dobras kink bands.
5.2 ABSTRACT
DEFORMATION OF PALEOPROTEROZOIC SILICICLASTIC ROCKS OF THE ARAI
GROUP AS EXAMPLE OF BASEMENT FAULT REACTIVATIONS, SERRA DO
TEPEQUÉM, RORAIMA, NORTHERN BRAZIL.
The Serra do Tepequém region comprises Paleoproterozoic siliciclastic rocks from the Arai
and Suapi Groups, part of the Roraima Supergroup. Field data indicates that major sinistral
oblique, normal and reverse NE-SW fault zones bound domains whose bedding dips mainly
towards SE and NW. The structural setting is interpreted to have formed by regional scale
forced folds represented by kilometre scale kink bands and chevron folds. The proposed
framework is compatible with upper-to-middle crustal level. The studied faults were
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controlled by reactivation of early ductile basement fabric. These findings differ from
previous regional models based on folding under ductile conditions related to colisional
tectonics. The results evidence the importance of Guiana Shield early basement structures in
controlling the geometry of the brittle structures observed on the cover rocks on the Serra do
Tepequém.
Keywords: Serra do Tepequém, Paleoproterozoic, Arai Group, Structural analysis, Kink band
folds.
5.3 INTRODUÇÃO
O Escudo das Guianas (EG) constitui a porção norte do Cráton Amazônico, que
representa extensa unidade tectônica localizada no norte da América do Sul, no Estado de
Roraima, norte do Brasil (Almeida & Hasui 1984). Este escudo possui um dos maiores
registros contínuos de rochas pré-cambrianas na América do Sul. Apesar disso ainda são
necessários estudos em detalhe para o entendimento adequado de sua evolução geológica,
atualmente baseada apenas em trabalhos de escala regional. Enquanto a maioria dos trabalhos
de Geologia Estrutural na região enfoca as rochas do embasamento (Gibbs & Barron 1993;
Lima et al.1982, Costa et al.1991, Fraga et al.1998, Reis et al. 2003), são escassos os estudos
envolvendo as coberturas vulcano-sedimentares (Braun 1973, Pinheiro et al.1990, Fraga
1999). As pesquisas nestas coberturas são predominantemente de cunho litoestratigráfico,
concentradas principalmente em áreas do Bloco Pacaraima onde ocorre exposição contínua
dos depósitos siliciclásticos do Supergrupo Roraima. Os diversos fragmentos destas
coberturas, expostos em morros testemunhos, são ainda pouco estudados do ponto de vista
tectônico. A Serra do Tepequém, localizada ao norte do Estado de Roraima, com
aproximadamente 90 km
2
de extensão e altitude entre 550 e 1100 m. é uma destas feições
isoladas, e é o objeto deste estudo. A serra, particularmente, representa um testemunho de
rochas paleoproterozóicas do Supergrupo Roraima, assentadas discordantemente sobre as
rochas vulcânicas do Grupo Surumu (Figura 5.1). As rochas da sucessão sedimentar da serra
são correlatas aos depósitos dos grupos Arai e Suapi, unidades basais do Supergrupo Roraima,
e encontram-se parcialmente deformadas (Fernandes Filho 1990, Truckenbrodt et al. 2008). A
estruturação destas rochas tem sido considerada como produto de deformação sinsedimentar
ou atectônica (Fernandes Filho 1990), associada à tectônica compressiva regional (Reis &
Carvalho 1996, Fraga et al.1994a e 1994b, Fraga 1999), ou causada por blocos falhados
associados a intrusões ígneas (Borges & D`Antona 1988). Até o momento o modelo de dobras
holomórficas, cilíndricas, de escala quilométrica, tem persistido na maioria dos estudos
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estruturais desta localidade. Neste trabalho, a análise geométrica-estrutural das rochas da
Serra do Tepequém, em combinação com a interpretação de produtos de sensores remotos e,
principalmente, no estudo de afloramentos, permitiu a indicação de um arranjo geométrico
relacionado à rotação de camadas como resultado da reativação de zonas de falhas do
embasamento, no Escudo das Guianas.
5.4 CONTEXTO GEOLÓGICO
5.4.1 Aspectos tectono-estruturais
A região da Serra do Tepequém, localizada no centro-norte do Escudo das Guianas,
faz parte de domínios das províncias geocronológicas Maroni-Itacaiunas (2,2-1,95 Ga;
Tassinari & Macambira 2004) e Tapajós-Parima (1.95-1.80 Ga; Santos et al. 2000), bem
como do domínio litoestrutural Urariqüera (Reis et al. 2003). Esta região é marcada por
rochas vulcânicas ácidas a intermediarias do Grupo Surumu de 2.0-1.95 Ga (Tassinari et al.
2000, Schobbenhaus et al. 1994), sobrepostas pela sucessão sedimentar do Supergrupo
Roraima. Tassinari et al. (2000) sugerem uma idade anterior a 2.3 Ga para o embasamento
metamorfórfico de Roraima, constituído por terrenos de alto grau metamórfico da Província
Maroni-Itacaiúnas, e interpretam o Bloco Roraima como uma bacia estável tipo foreland,
marginal ao Cinturão Maroni-Itacaiúnas. O domínio Urariqüera, ao norte do Estado de
Roraima, é caracterizado por lineamentos WNW-ESE a E-W e NW-SE, sendo este limitado
pelo domínio Parima a oeste e pelo Cinturão Guiana Central ao sul (Figura 5.1A), com
importantes trends estruturais E-W, WNW-ESE e NW-SE (Figura 5.2). A parte sul do
domínio Urariqüera é caracterizada por rochas metassedimentares e metavulcânicas do Grupo
Cauarane, enquanto na parte ao norte ocorrem rochas vulcânicas do Grupo Surumu, granitos
da Suíte Pedra Pintada e da Suíte Saracura, bem como depósitos sedimentares do Supergrupo
Roraima (Figuras 5.1B e 5.2).
Nas últimas décadas o Cinturão Guiana Central (CGC), com orientação NE-SW, tem
sido considerado como a principal feição tectônica paleoproterozóica na região centro-norte
do Escudo das Guianas (Gibbs & Barron 1993, Lima et al. 1982, Costa et al. 1991, Fraga et
al. 1998, Reis et al. 2003). Recentemente, nesta mesma região, o CGC foi reinterpretado
como uma megaestrutura sinuosa NW-SE/NE-SW/NW-SE, denominada Cinturão Cauarane-
Coeroeni - CCC (Fraga 2002, Fraga et al. 2008a e 2008b, Fraga et al. 2009), retomando idéias
de trabalhos anteriores (Barron 1966, Kroonenberg 1976, Berrangé 1977). Segundo Fraga et
al. (2008a e 2008b) durante o desenvolvimento deste cinturão ocorreu o principal evento
tectono-termal (~2.0 Ga) responsável pela geração de importantes estruturas dúcteis de alta
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temperatura nas rochas do embasamento, que foram posteriormente reativadas. O Episódio
K`Mudku (~1.1 -1.2 Ga; Barron 1966), como evento deformacional subseqüente, afetou
também esta parte do escudo. Vários autores referem-se a este episódio como responsável
pela formação de importantes estruturas, como dobras, falhas, fraturas e zonas de
cisalhamento presentes nas rochas deste segmento (Borges & D’Antona 1988, Fernandes
Filho 1990, Fraga & Reis 1994, Fraga et al. 1994a e 1994b, Fraga 2010).
Borges & D’Antona (1988) descreveram as rochas da Serra do Tepequém como um
sinclinório assimétrico de direção NE-SW e caimento para SW, cortado por fraturas NW-SE e
NE-SW, e subordinamente NNE-SSW, NNW-SSE e E-W. Para estes autores, as dobras, cujos
eixos se dispõem paralelos e coincidentes às falhas, foram classificadas como dobras
longitudinais. Fernandes Filho (1990) identificou na serra um sinclinório, subdividido em
braquissinclinais e braquianticlinais assimétricos, abertos, de direção geral N75°E, cuja
origem foi atribuída à compactação diferencial. Este autor descreveu também zonas de falhas
marcadas por foliação cataclástica, preferencialmente subvertical, de direção geral N65°E,
como produto de tectonismo regional, com encurtamento próximo a N65°-75°W. Fraga et al.
(1994a e 1994b) descreveram a Serra do Tepequém como formada por camadas dobradas em
sinformais e antiformais suaves, com eixos na direção E-W e ENE-WSW, sem
desenvolvimento de foliação. Esta estruturação foi relacionada à reativação de falhas normais
da então denominada “Bacia Tepequém”. Fraga et al. (1994a) referem-se ao episódio
K´Mudku como compressivo, responsável pelo desenvolvimento do feixes de cavalgamentos
de direção E-W, ENE-WSW que imprimem texturas miloníticas nas rochas vulcânicas
adjacentes, e, clivagens nas rochas sedimentares da serra. Com base em mapeamento
geológico, Fraga (2010) sugeriu três fases de reativações de estruturas antigas do
embasamento, tendo a terceira, em torno 1.2 Ga, controlado a evolução dos dobramentos,
encontrados nas rochas vulcânicas do Grupo Surumu e sedimentares da Serra do Tepequém,
através da atuação de tectônica transpressional com compressão principal na direção N15W.
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Figura 5.1: A) Domínios estruturais do Estado de Roraima, e B) mapa geológico
simplificado da região norte do Estado de Roraima com destaque para a Serra do
Tepequém. Fonte: (Modificado de Fraga et al.1999).
5.4.2 Litoestratigrafia do Grupo Arai
Bouman (1959) utilizou, pela primeira vez, a denominação Membro Arai para agrupar
rochas constituídas preferencialmente de quartzo-arenitos, com matriz micromicácea,
intercalados a conglomerados e siltitos. A seção tipo da unidade foi definida na serra
homônima, no Bloco Pacaraima (BP), próximo da fronteira Brasil-Venezuela. Montalvão et
al. (1975) propuseram a elevação deste membro à categoria de Formação Arai, em
concordância com Reid (1972). Em estudos realizados nos depósitos da Serra do Tepequém,
Borges & D’Antona (1988) correlacionaram estas rochas com a Formação Arai,
subdividindo-as nos membros Paiva, Funil e Cabo Sobral. Fernandes Filho (1990), por sua
vez, subdividiu a sucessão nos Membros Inferior e Superior, correlacionando-os com a
Formação Arai de Pinheiro et al. (1990). Reis & Carvalho (1996), Reis & Fraga (1999)
concordaram com a subdivisão de Borges & D’Antona (1988), mas não admitiram a
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correlação direta com a Formação Arai na seção-tipo. Definiram como Formação Tepequém a
sucessão sedimentar isolada da serra homônima, estimada a espessura de 210 m para o pacote
sedimentar. Esta sucessão foi interpretada por Borges & D’antona (1988) como depósitos de
leques aluviais, eólicos e fluviais intercalados com fácies lacustre. Fernandes Filho &
Nogueira (2003), Fernandes Filho et al. (2008) e Truckenbrodt et al. (2008) descreveram,
além de depósitos fluviais, fácies costeiras com estruturas de maré e onda, demonstrando que
os depósitos da serra são oriundos de uma bacia mais ampla. Além disso, correlacionaram-os
com aqueles do Bloco Pacaraima, incluindo-os como formações dentro do agora chamado
Grupo Arai.
Figura 5.2: Mapa geológico simplificado da região da Serra do Tepequém
representando parte de uma cobertura sedimentar paleoproterozóica assentada
sobre rochas vulcânicas do Grupo Surumu. Fonte: (Modificado de Fraga et al.
2010).
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5.5 OS DEPÓSITOS SILICICLÁSTICOS DA SERRA DO TEPEQUÉM
A sucessão siliciclástica paleoproterozóica da Serra do Tepequém constitui dois
megaciclos granodecrescentes ascendentes de depósitos fluviais e costeiros, representados por
arenitos, conglomerados, pelitos e ritmitos arenito/pelito incluídos nos grupos Arai e Suapi
(Figura 5.3). A distribuição destas unidades na serra é mostrada no mapa geológico da Figura
5.4.
O primeiro megaciclo compõe o Grupo Arai com depósitos fluviais proximais da
Formação Igarapé Paiva na base, assentados sobre superfície erosiva (D1). São constituídos
de conglomerados polimíticos, arenitos grossos a médios, com abundante estratificação
cruzada acanalada, e pelitos subordinados marcando o topo de cada ciclo. Estas rochas estão
expostas na cachoeira do Funil, no desvio do igarapé Cabo Sobral – chamado “tilin”-, nas
regiões E e SE da serra, bem como a montante do igarapé Paiva (Figuras 5.3 e 5.4).
Em contato gradual sobrepõem-se depósitos fluviais influenciados por maré e onda,
depósitos de planície de maré e canal de maré, pertencentes à Formação Serra do Funil, e
constituídos de arenitos finos a médios, pelitos e ritmitos arenito/pelito. Estratificação cruzada
acanalada com pelitos nos limites dos sets, estratificação cruzada de baixo ângulo,
estratificação cruzada swaley, acamamento flaser, wavy, linsen e bandamento de maré são
estruturas sedimentares encontradas. Estes depósitos estão bem expostos em cortes de estrada
nas encostas dos morros próximos a Cachoeira do Funil, e nas voçorocas no interior da serra
(Figuras 5.3 e 5.4).
O segundo megaciclo compreende depósitos fluviais do topo da sucessão da Serra do
Tepequém, os quais são incluídos na Formação Igarapé Cabo Sobral, base do Grupo Suapi, e
constituídos de arenitos seixosos a grossos e conglomerados oligomitícos. Estes depósitos
estão bem representados no topo dos morrotes da serra, a exemplo do Morro da Antena. O
limite estratigráfico entre ambos os grupos é discordante, marcado por superfície erosiva (D2)
entre os depósitos costeiros da Formação Serra do Funil e os fluviais da Formação Igarapé
Cabo Sobral (Figuras 5.3 e 5.4).
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Figura 5.3: Coluna estratigráfica do Supergrupo Roraima na Serra do Tepequém. Fonte:
(Modificada de Santos et al. 2003).
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Figura 5.4: Mapa geológico da Serra do Tepequém e localização dos perfis estudados
(setas).
5.6 ANÁLISE DAS ESTRUTURAS EM PRODUTOS DE SENSORES REMOTOS
A Serra do Tepequém apresenta, em imagens de sensores, uma forma
aproximadamente romboédrica arredondada, com bordas fortemente orientadas nas direções
ENE-WSW e secundariamente NNW-SSW (Figura 5.5).
Em escala regional, a área onde está inserida a serra apresenta lineamentos com
direções NE-SW, NW-SE, e secundariamente E-W, N-S e NNW-SSE. Estas estruturas estão
impressas nas rochas vulcânicas do Grupo Surumu, nos granitos da Suite Intrusiva Pedra
Pintada, nas rochas sedimentares do Supergrupo Roraima e nos granitos da Suite Intrusiva
Saracura (Figura 5.2).
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Figura 5.5: A) Lineamentos fotogeológicos da Serra do Tepequém e entorno,
interpretados a partir de imagem de radar tipo SAR. Notar lineamentos nas
direções NE, NW e, subordinadamente, EW e NS, bem como os curvos,
indicativos de dobras. Os lineamentos principais seccionam a serra na direção NE
com espaçamentos em torno de 2 km e foram interpretados como falhas
direcionais sinistrais. B) Seção geológica esquemática A-B indicando a posição de
falhas responsáveis pelo basculamento das camadas, desenhando dobras tipo kink
bands e em chevron. Os números indicados correspondem às falhas mostradas na
seção.
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Os lineamentos na direção NW-SE, observados predominantemente na porção oeste
da área, formam um feixe que se prolonga para o sul, e controlam as bordas sudoeste e oeste
das serras do Tepequém e Aricamã, junto com os lineamentos de direção E-W (Figuras 5.2 e
5.5). Nas bordas sudeste e leste da Serra do Tepequém nota-se a ocorrência mais pronunciada
dos lineamentos de direção NE-SW e N-S; em relação à borda ao norte, em padrão serrilhado,
observa-se a influência de lineamentos NW-SE e NE-SW (Figura 5.5). Ao norte da Serra do
Tepequém, sobre o embasamento, observa-se uma faixa de lineamentos de direção NE-SW,
não observada na região sul que se projeta sobre os domínios das rochas sedimentares
(Figuras 5.2 e 5.5). Nestas rochas predominam lineamentos NE-SW, que controlam morrotes
com cotas altimétricas relativamente mais baixas, e alinham as drenagens com cachoeiras.
Os lineamentos NE-SW, projetados sobre o embasamento, dividem a Serra do
Tepequém em setores, sendo o principal aquele associado ao bloco que soergue as bordas
leste e sudeste da serra, com altitudes de até 1100 m, expondo conglomerados fluviais e
arenitos. Os lineamentos que se prolongam em direção à borda sudoeste separam os setores do
Paiva e do Cabo Sobral (Figuras 5.2 e 5.5). Os lineamentos de direção NW-SE são
observados em toda a serra, sendo mais comuns nos extremos oeste, nordeste e sudeste,
enquanto os lineamentos de direção E-W estão melhor registrados no extremo sul (Figura
5.5). Um trend secundário de lineamentos de direção NW-SE pode ser observado na porção
oeste da serra truncando os lineamentos principais NE-SW.
A serra, ao ser vista em imagens de sensores, notadamente em imagens de radar
(Figura 5.5), tem a particularidade de mostrar padrões de lineamentos curvos interpretados
como sinformes e antiformes quilométricos, cortados pelas descontinuidades NE-SW, com
fortes indicativos de componente cinemático direcional sinistral. A interpretação desta
cinemática é corroborada pela falta de continuidade lateral e supressão de unidades geológicas
em mapa (Figura 5.4).
Na imagem interpretada (Figura 5.5), observa-se um conjunto de três dobras
quilométricas com eixos de direção NE-SW e caimento para SW, desenhando em mapa um
“M” suavemente assimétrico, composto por dois sinformes e um antiforme central, este
último transposto por lineamentos NE-SW anastomóticos. As dobras interpretadas ocupam
restritamente o espaço cartográfico da serra, não sendo observadas nas áreas arrasadas
adjacentes, correspondentes às rochas do embasamento.
Os lineamentos, NE-SW, associados às dobras, ao contrário, transpõem os limites da
serra, sendo, portanto comuns aos dois terrenos distintos: embasamento, com topografia baixa
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e plana, e cobertura sedimentar no domínio da serra. A seção esquemática da Figura 5.5B
representa a presença das dobras e sua possível relação com as rochas do embasamento.
5.7 ESTRUTURAS TECTÔNICAS EM AFLORAMENTOS
As principais estruturas tectônicas impressas nas rochas da Serra do Tepeqúem são
falhas, fraturas, veios, dobras, foliação e lineação.
As zonas de falhas, de maior escala, seccionam a serra na direção NE-SW. Estas
zonas mostram continuidade no embasamento (Figura 5.5), como foi discutido anteriormente
com relação aos lineamentos nos sensores.
Em campo, as rochas apresentam camadas com mergulhos variáveis, fraturadas, com
indicação de deslocamentos entre blocos, dobras forçadas e dobras de arrasto, veios em
fraturas de tensão e em padrões en echelon em tension gashes. É possível ainda observar,
localmente, uma discreta foliação anastomótica com uma lineação construtivas subordinada.
Indicadores cinemáticos de trama são raramente encontrados, provavelmente devido
à granulometria relativamente grossa das rochas, restringindo-se a rotação de planos de
acamamento, assimetria de veios, e na presença de dobras de arrasto.
O acamamento, na maioria das vezes, não é facilmente discernível no campo em
função da presença de depósitos siliclásticos grossos com estratificação cruzada acanalada,
nos quais os limites de sets representam superfícies erosivas, não horizontais, e não
deposicionais na sua origem. Por sua vez, camadas de pelito, ideais para este propósito,
ocorrem apenas localmente nas fácies fluviais, sendo mais freqüentes nos depósitos costeiros.
5.7.1 Zonas de Falhas
As zonas de falhas formam faixas com largura variando de dois a dezenas de metros,
sendo contínuas por quilômetros e caracterizadas pela presença de foliação cataclástica
espaçada milimétrica a sub-milimétrica, anastomótica, com veios de quartzo leitoso,
apresentando predominantes mergulhos altos a sub-verticais (Figuras 5.6, 5.7, 5.8, 5.9 e 5.10).
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Figura 5.6: A) Aspecto da foliação cataclástica desenvolvida em arenitos da fácies fluvial
realçada por sulcos decorrentes da dissolução e erosão, região da Mina Velha; B)
Estereograma para planos de foliação cataclástica mostrando direção preferencial ENE-SWW
com fraco espalhamento decorrente das variações do mergulho e C) Detalhe da foliação
cataclástica em arenitos.
Figura 5.7: Padrões de veios de quartzo leitoso observados na área a montante do igarapé
Cabo Sobral (veja mapa Figura 4). A) Veios tabulares centimétricos em arranjos
intraestratais; B) Arranjos de veios en echelon em tension gash com indicação de cinemática
sinistral; C) Veios subverticais, acompanhando conjuntos de fraturas T que trunca as
camadas de arenitos.
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Figura 5.8: Distribuição de dobras e falhas perfil a montante do igarapé Cabo
Sobral, nordeste da Serra do Tepequém (Figura 5.3), A) em mapa e B) em
perfil. Na porção NNW do perfil, o acamamento desenha dobras seccionadas
por zonas de foliação cataclástica em posição plano axial. Na parte SW do
perfil predominam falhas normais, que deslocam o acamamento desenhando
dobras em chevron. Na porção norte do mapa o acamamento desenha dobras
com eixos em posição aproximadamente E-W. Ao sul são observados pares
conjugados de zonas de cisalhamento com cinemática sinistral e dextral
subparalelas ao eixo de dobra. Ambas as zonas estão associadas a veios de
quartzo leitoso com arranjos en echelon.
48
Figura 5.9: A) Seção geológica na Cachoeira do Funil, noroeste da Serra do Tepequém. O
acamamento exibe variações no mergulho em diferentes blocos separados por falhas normais,
geralmente associadas com veios de quartzo leitoso. B) Diagrama estereográfico de contorno
(máxima de concentração > 11%) para o acamamento desenhando guirlanda indicando eixo π
em torno de 16
o
/240°Az. C) Diagrama de roseta para fraturas, mostrando orientações
preferencialmente para SSW e NE.
Zonas de fraturas ocorrem com direção predominante NE-SW e secundariamente
NW-SE. As fraturas nos arenitos apresentam praticamente todas as direções (Figura 5.9C).
Quando ocorrem em baixa frequência, possuem direções principais NE-SW e NNW-SSE e
secundariamente WNW-ESE, todas geralmente apresentando mergulhos altos a subverticais
(Figura 5.9C). Na maioria das vezes ocorrem em feixes e pares conjugados de fraturas,
fazendo entre si ângulos aproximadamente retos.
49
A foliação, do tipo cataclástica, é levemente sinuosa, penetrativa, com espaçamento
milimétrico a centimétrico. É melhor desenvolvida nas rochas de granulometria mais fina,
como pelitos e arenitos finos, mas também está presente em arenitos grossos com seixos e
conglomerados, marcada localmente pela imbricação planar de seixos estirados. A atitude
predominante dessa foliação é ENE, com mergulhos acima de 80°, contudo direções E-W e
planos com mergulhos menores são também encontrados (Figura 5.6C). Embora a foliação
seja relativamente forte nas rochas investigadas, não é penetrativa em todas as rochas,
tornando-se mais comum próximo as zonas de falhas onde concentra-se em faixas
relativamente longas (com dezenas de quilômetros) e com largura de dezenas até poucas
centenas de metros (Figura 5.6A). É bem mais expressiva na região central da serra, onde as
imagens de sensores indicam a maior intensidade de partição das dobras (Figuras 5A e 6A).
Os veios de quartzo, com posição oblíqua em relação às bordas das zonas de falhas,
apresentam espessuras variando de milímetros a poucas dezenas de centímetros, com
comprimentos métricos. Ocorrem desde vênulas até veios de grande porte, sub-paralelos entre
si, retos ou sinuosos (Figura 5.7). Estes veios, em planta, mostram-se subparalelos às zonas de
falhas, mas em perfil apresentam mergulhos de 50° a 70° (Figura 5.7A).
Além dos veios tabulares (Figura 5.7C), ocorrem ainda famílias de veios
descontínuos en echelon, com assinatura em “Z”, indicativa de componente cinemático
dextral associado às zonas de falhas normais. Em planta, os pares conjugados de veios en
echelon exibem assinaturas em “Z” e “S” (Figura 5.7B).
Nas seções investigadas ao longo do Igarapé Cabo Sobral, na Cachoeira do Funil
(Figura 5.9A), e a montante do igarapé (Figura 5.8), observa-se o efeito das zonas de falha
sobre o acamamento, marcados pela presença de conjuntos de falhas normais com atitudes em
torno de NE-SW com mergulhos variáveis de 20° a 70° para NW.
Na seção da Cachoeira do Funil (Figura 5.9A), as falhas normais, espaçadas entre 30
a 50 m, ocasionam rotações anti-horárias e horárias no acamamento, gerando dobras em
chevron de até poucas centenas de metros. Em geral, o acamamento tem direção ENE-SSW,
mas seu mergulho, em conseqüência das falhas, mostra ângulos de 35-63° ora para NNW ora
para ESE.
A montante do Igarapé Cabo Sobral (Figura 5.8), na região nordeste da serra, é
possível observar o efeito das falhas normais sobre o acamamento de arenitos com a formação
de dobras e veios. O acamamento nos arenitos grossos tem direção variando entre NE-SW, E-
W e NW-SE, e mergulho entre 10-50°; é deslocado por falhas normais com direção em torno
de ENE-WSW e mergulhos de 40-80° para NNW e SSW. O efeito destas falhas sobre o
50
acamamento produz dobras em chevron e dobras flexurais abertas a suaves, com foliação
cataclástica discreta em posição plano axial N30E/85NE; associados ocorrem tension gashes.
Figura 5.10: Dobras em arenitos da Formação Igarapé Cabo Sobral, na região do igarapé
homônimo. A) Antiforma assimétrica, associada com veios de quartzo intraestratal. B)
Antiforma e sinforma paralelas simétricas, apresentando foliação plano axial vertical.
51
Os pólos de 117 medidas de acamamento, plotados em diagrama de contorno, mostram
guirlanda indicativa da presença de dobras (Figura 5.9B).
O acamamento mostra-se deformado por rotação próximo as zonas de falha NE-SW,
onde se apresenta com ângulos altos de mergulho ou até mesmo na posição vertical, a
exemplo da região da cachoeira do Funil (Figura 5.9A). O acamamento pode ainda desenhar
dobras de arrasto e em kink bands, como a montante do igarapé Cabo Sobral (Figura 5.8).
5.7.2 Dobras
As dobras presentes são do tipo chevron e kink bands e raramente flexural. Têm
dimensões decimétricas à quilométricas, e são abertas e paralelas. As dobras maiores,
quilométricas, já discutidas anteriormente, foram interpretadas a partir das imagens de
sensores.
As dobras, de escala decimétrica a métrica, são assimétricas, suaves a abertas, e
aproximadamente paralelas, segundo a classificação de Ramsay & Huber (1983 e 1987). Os
eixos possuem caimentos de 12° a 39° para WSW, com atitude média de 16°/240°Az. Na
região a montante do igarapé Cabo Sobral, os planos axiais das dobras são marcados pela
foliação cataclástica, anteriormente mencionada, que se apresenta com mergulhos altos para
NNW, indicativa de vergência para SSE (Figura 5.10B). Dobras de escala decimétricas
deformam sets de estratificação cruzada acanalada (Figura 5.10B).
A posição dos planos de acamamento, a partir do diagrama de contorno de pólos (Figura
5.9B), desenha uma guirlanda representativa de dobra cilíndrica com atitude estatística de
16/240. Neste estereograma chama atenção a presença de duas regiões de contornos máximos
relativos indicativos da presença de camadas subverticais com direção aproximada de NE-SW
(em cerca de 55° a 60° Az) participando do desenho dessas dobras, ou pelo menos,
interferindo nas mesmas. Este conjunto de camadas subverticais é observado particularmente
na Cachoeira do Funil (Figura 5.9B) e está nitidamente relacionado às zonas de falhas onde o
acamamento exibe rotação máxima.
5.8 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
A análise estrutural das rochas da Serra do Tepequém revelou um arranjo de camadas
com mergulhos variáveis para SE e NW, disposto em domínios de direção NE-SW (N65°E),
os quais estão limitados por falhas obliquas com rejeitos normais e inversos. Como exemplo,
as rochas no perfil da Cachoeira do Funil mostram esta organização, onde blocos balizados
por planos de falhas exibem inclinações tanto para NW quanto SE, com mergulhos variando
52
de 5
o
a 30
o
. Próximo aos planos de falhas, o acamamento é geralmente sub-vertical. Assim, a
estrutura da Serra do Tepequém é interpretada em um arranjo camada/falha gerando dobras
em chevron e kink bands que tem reflexo principalmente no padrão observado em escala
quilométrica, bem visualizado nos produtos de sensores remotos, mas também verificado em
escala de afloramento (Figura 5.5A).
A deformação das rochas na serra está distribuída em diferentes domínios, cujos
limites são as falhas oblíquas NE-SW que acompanham as direções das estruturas planares
regionais, tal como se observa nos diferentes sensores utilizados. Trata-se de deformação
produzida em regime rúptil a rúptil-dúctil, afetando camadas com diferentes competências e
características mecânicas a esse estilo de deformação.
Em cada domínio estrutural, as diferentes condições de strain desenham situações
geométricas próprias. As fraturas são capazes de produzir dobras de arrasto onde predominam
condições mecânicas mais plásticas, em contraste com domínios de deformação rúptil, onde
as dobras desenham chevrons e kink bands.
A história tectônica regional pode ser sumariamente descrita como relacionada
inicialmente à presença de forte trama dúctil nas rochas do embasamento adjacente,
vulcânicas do Grupo Surumu, granitos das suítes Pedra Pintada e Saracura, e as associadas ao
Cinturão Cauarane-Coereni, onde importantes bandas e zonas de cisalhamento desenham o
quadro dúctil da estruturação regional.
Reativações de natureza rúptil a rúptil-dúctil dessas estruturas antigas do
embasamento se projetaram tardiamente sobre as rochas da cobertura durante o Episódio
K´Mudku (~1.2 Ga) e desenharam sobre esses pacotes os conjuntos de dobras forçadas e de
arrasto observadas nos níveis de erosão atuais (Figuras 5.5, 5.8, 5.9A e 5.10). O controle
reológico impôs predominantemente duas diferentes tramas, com a formação de foliação do
tipo cataclástica (clivagem de fratura), e de fraturas em feixes discretos sobre rochas,
refletindo suas distintas susceptibilidades mecânicas e distribuição de strain (Figuras 5.6 e
5.7).
Portanto, o arcabouço geométrico observado é característico de um ambiente de
deformação de nível crustal raso a médio e a história tectônica é controlada por reativações de
planos de fraqueza pré-existentes nas tramas antigas, dúcteis, do embasamento. Assim sendo,
a sucessão de rochas siliciclásticas que hoje compõem a Serra do Tepequém, pertencentes aos
grupos Arai e Suapi, base do Supergrupo Roraima, constitui parte preservada de uma ampla
bacia seccionada por soerguimentos e erosão, em discordância sobre o embasamento.
53
5.9 REFERÊNCIAS
Almeida F.F.M. & Hasui Y. 1984. O Pré-Cambriano do Brasil. São Paulo, Edgar Blücher,
378p.
Barron C.N. 1966. Notes on the stratigraphy of Central British Guiana. In: DNPM,
Conferência Geológica Interguianas, 6, Anais, (41):121-126.
Berrangé J.P. 1977. The geology of southern Guyana, South America. Overseas. Memoir 4,
Institute of Geological Sciences, London, 112 p.
Borges F.R. & D'Antona R.J.G. 1988. Geologia e mineralizações da serra Tepequém. In:
SBG, Cong. Bras. Geol., 35, Belém, Anais, 1:155-163.
Bouman Q.C. 1959. The Roraima Formation, northern part of Territorio do Rio Branco. Rio
de Janeiro, PETROBRÁS/RENOR, Relatório Técnico Interno, 350-A,17 p.
Braun O.P.G. 1973. Projeto Roraima, 2a Fase. Levantamento geológico integrado. Manaus,
DNPM/CPRM, Relatório de mapeamento preliminar ao milionésimo, correspondente à
"Fotointerpretação preliminar". 218 p.
Costa J.B.S., Pinheiro R.V.L., Reis N.J., Pessoa M.R., Pinheiro S.S. 1991. O hemigraben do
Tacutu, uma estrutura controlada pela geometria do Cinturão de Cisalhamento Guiana
Central. Geociências, 10:119-130.
Fernandes Filho L.A. 1990. Estratigrafia da Serra do Tepequém. In: SBG, Cong. Bras. Geol.
36, Natal, Anais, 1:199-210.
Fernandes Filho L.A. & Nogueira A.C.R. 2003. Fácies de um Sistema Fluvial-Litorâneo
Proterozóico na Serra do Tepequém, estado de Roraima. In: SBG, Simpósio de Geologia
da Amazônia, 8, Manaus, Anais, CD-Rom.
Fernandes Filho L.A., Truckenbrodt W., Nogueira A.C.R. 2008. Fácies e estratigrafia da
sucessão sedimentar Paleoproterozóica da Serra do Tepequém, sul do Escudo das
Guianas. In: SBG, Congresso Brasileiro Geologia, 44, Curitiba, Anais, CD-Rom.
Fraga L.M.B. & Reis N.J. 1994. Serra Tepequém - Uma estrutura relacionada à inversão da
Bacia Roraima. In: SBG/DNPM/CPRM, Congresso Brasileiro de Geologia, 38,
Camboriú, Resumos Expandidos, 2:294-295.
Fraga L.M.B., Reis N.J., Pinheiro S.S. 1994a. Serra Tepequém: Uma estrutura relacionada à
inversão da Bacia Roraima. In: SBG, Cong. Bras. Geol., 38, Camboriú, Resumos
Expandidos, p. 294-295.
Fraga L.M.B., Reis N.J., Pinheiro S.S. 1994b. Arranjo estrutural do segmento sul do bloco
Pacaraima, Estado de Roraima. In: SBG, Simp. Geol. Amaz., 4, Belém, Anais, p. 7-9.
Fraga L.M.B., Reis N.J., Riker S.R.L. 1999. Mapa Geológico. In: Fraga L.M. (Sup.).
Programa de Levantamento Geológicos Básicos do Brasil. Roraima Central, Folhas
NA.20-X-B e NA.20-X-D (inteiras), NA.20-X-A, NA.20-X-C, NA.21-V-A e NA.21-V-C
(parciais). Escala 1:500.000. Estado do Amazonas. Brasília, CPRM, Relatório final.
Fraga L.M. 1999. Geologia Estrutural. In: Fraga L.M. (Sup.). Programa de Levantamento
Geológicos Básicos do Brasil. Roraima Central, Folhas NA.20-X-B e NA.20-X-D
(inteiras), NA.20-X-A, NA.20-X-C, NA.21-V-A e NA.21-V-C (parciais). Escala
1:500.000. Estado do Amazonas. Brasília, CPRM, Relatório final, p. 117-128.
Fraga L.M.B. 2002. A Associação Anorrtosito-Mangerito Granito Rapakivi (AMG) do
Cinturão Guiana Central e suas encaixantes paleoproterozóicas: Evolução estrutural,
Geocronologia e Petrologia. Tese de Doutorado, Instituto de Geociências, Universidade
Federal do Pará, 351p.
Fraga L.M.B. 2010. Evolução tectônica. In: Fraga L.M.B., Dreher A.M., Grazziotin H., Reis
N.J., Ragatky D. Geologia e Recursos Minerais da Folha Vila Tepequém – NA.20-X-A-III
Estado de Roraima, escala 1:100.000. CPRM-SUREG-Manaus. CD-Rom.
Fraga L.M.B., Grazziotin H., Dreher A.M., Farias M.S.G. 2010. Mapa Geológico. In: Fraga
L.M.B., Dreher A.M., Grazziotin H., Reis N.J., Ragatky D. Geologia e Recursos
54
Minerais da Folha Vila Tepequém – NA.20-X-A-III Estado de Roraima, escala
1:100.000. CPRM-SUREG-Manaus. CD-Rom.
Fraga L.M.B., Reis N.J., Dall’Agnol R., Armstrog R. 2008a. Cauarane-Coeroeni Belt – The
tectonic southern limit of the preserved Rhyacian crustal domain in the Guyana Sheild,
northern Amazonian craton. In: Int. Geol. Cong., 33, Oslo, Noruega. CD-Rom.
Fraga L.M.B., Dreher A. M., Grazziotin H. 2008b. Nota Explicativa do Mapa Geológico da
Folha Vila de Tepequém – Projeto Amajari. CPRM, Relatório Interno. CD-Rom.
Fraga L.M.B., Macambira M.J.B., Dall’Agnol R., Costa J.B.S. 2009. 1,94-1,93 Ga
charnockitic magmatism from the central parto f Guyana Sheild, Roraima, Brazil: Single-
zircon evaporation data and tectonic implications. Journal of South Amarican Earth
Sciences, 27:247-257.
Fraga L.M.B., Reis N.J., Costa J.B.S. 1998. O Cinturão Guiana Central no Estado de
Roraima. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 40, Belo Horizonte, Anais, p. 411.
Gibbs A.K., Barron C.N. 1993. The Geology of the Guiana Shield. Oxford University Press,
Oxford, 246p.
Kroonenberg S.B. 1976. Amphibolite-facies and granulite-facies metamorphism in the
Coeroeni-Lucie area, southwestern Surinam. Ph.D. Thesis, Amsterdan, Geologie en
Mijnbouw, Dienst sur. Med., 25:109-289.
Lima M.I.C., Oliveira E.P., Tassinari C.C.G. 1982. Cinturões granulíticos da porção
setentrional do Cáton Amazônico. In: SBG, Simp. Geol. Amaz., 1, Belém, Anais, 1:147-
162.
Montalvão R.M.G., Muniz M.B., Issler R.S., Dall'Agnoll R., Lima M.I.C., Fernandes
P.E.C.A., Silva G.G. 1975. Geologia. In: CPRM/DNPM, Projeto RADAMBRASIL.
Folha NA.20 - Boa Vista e parte das Folhas NA.21-Tumucumaque, NB.20 - Roraima e
NB.21. Rio de Janeiro, 8:13-136.
Pinheiro S.S., Reis N.J., Costi H.T. 1990. Geologia da Região de Caburaí, Nordeste de
Roraima. Escala 1:100.000. Estado de Roraima. Relatório Final. Manaus, CPRM, v.1,
91p.
Ramsay J.G. & Huber M.I. 1983. The techniques of modern structural geology; strain
analysis. London, Academy Press. v.1, 308p.
Ramsay J.G. & Huber M.I. 1987. The techniques of modern structural geology; folds and
fractures. London, Academy Press. v.2, p.309-700.
Reid A.R. 1972. Stratigraphy of type area of the Roraima Group, Venezuela. In: Interguyana
Geological Conference, 9, Georgetown, Proceedings, 6: 343-353.
Reis N.J. & Carvalho A.S. 1996. Coberturas sedimentares do Mesoproterozóico do estado
Roraima – Avaliação e discussão de seu modo de ocorrência. Rev. Bras. Geoc.,
26(4):217-226.
Reis N.J., Fraga L.M.B., Faria M.S.G., Almeida M.E. 2003. Geologia do Estado de Roraima,
Brasil. Géologie de la France, (2-3-4):121-134.
Reis N.J. & Fraga L.M. 1999. Estratigrafia: Sinopse Estratigráfica. In: Fraga L.M. (Sup.).
Programa de Levantamento Geológicos Básicos do Brasil. Roraima Central, Folhas
NA.20-X-B e NA.20-X-D (inteiras), NA.20-X-A, NA.20-X-C, NA.21-V-A e NA.21-V-C
(parciais). Escala 1:500.000. Estado do Amazonas. Brasília, CPRM, Relatório final, p.
15-17.
Santos J.O.S., Hartmann L.A., Gaudette H.E. 2000. A New Understanding of the Provinces of
the Amazon Craton Based on Integration of Field Mapping and U-Pb and Sm-Nd
Geochronology. Gondwana Research, 3(4):453-488.
Santos J.O.S., Potter P.E., Reis N.J., Hartmann L.A., Fletcher I.R., McNaughton N.J. 2003.
Age, source and Regional Stratigraphy of the Roraima Supergroup and Roraima-like
55
Sequences in Northern South America, based on U-Pb Geochronology. Geol. Soc. Amer.
Bull., 115(3):331-348.
Schobbenhaus C., Hoppe A., Lork A., Baumann A. 1994. Idade U/Pb do magmatismo
Uatumã no norte do Cráton Amazônico, Escudo das Guianas (Brasil): Primeiros
resultados. In: SBG, Cong. Bras. Geol., 38, Camboriú, Anais, 2:395-397.
Tassinari C.C.G. & Macambira M.J.B. 2004. A evolução tectônica do Cráton Amazônico. In:
Mantesso Neto V., Bartorelli A., Carneiro CD.R., Neves B.B.B. (orgs). Geologia do
continente Sul-americano: evolução da obra de Fernando Flávio Marques de Almeida.
São Paulo, BECA, p. 471-485.
Tassinari C.C.G., Bettencourt J.S., Geraldes M.C., Macambira M.J.B., Lafon J.M. 2000. The
Amazonian Craton. In: Cordani U.G., Milani E.J., Thomaz Filho A., Campos D.A. (Eds.)
Tectonic Evolution of South America, Int. Geol. Cong., 31, Rio de Janeiro, Ac. Bras.
Cienc., p. 41-96.
Truckenbrodt W., Fernandes Filho L.A., Nogueira A.C.R., Reis N.J. 2008. Stratigraphy of
Paleoproterozoic Arai Group, Southern part of Guyanas Sheild, Brazil. In: IAS-SEPM,
Meeting of Sedimentology, 26, Bochum, Anais, CD-Rom.
56
CAPÍTULO 6 – DEPÓSITOS SILICICLÁSTICOS FLUVIO-COSTEIROS DA SERRA
DO TEPEQUÉM PALEOPROTEROZÓICO DO ESCUDO DAS GUIANAS, BRASIL.
Artigo a ser submetido à Revista Brasileira de Geociências
6.1 RESUMO
A Serra do Tepequém, localizada na porção centro-norte do Estado de Roraima, é constituída
por uma sucessão sedimentar correlacionada ao Grupo Arai e à base do Grupo Suapi, ambos
pertencentes à parte inferior do Supergrupo Roraima, de idade paleoproterozóica. A análise de
fácies e estratigráfica deste pacote identificou 11 fácies sedimentares que foram agrupadas em
seis associações de fácies. Estes depósitos estão organizados em ciclos granodecrescentes
ascendentes de até 5 m de espessura, As associações de facies foram interpretadas com sendo
de depósitos fluviais e costeiros, canal entrelaçado I (AF1) e II (AF2), planície de inundação
(AF3), depósitos fluviais influenciados por maré e onda (AF4), depósitos de planície de maré
(AF5) e de canal de maré (AF6). Com base no ambiente deposicional e nas superfícies
estratigráficas foram indifidualizadas três unidades litoestratigráficas: Formação Igarapé
Paiva de ambiente fluvial (AF1 e AF3), Formação Serra do Funil de ambiente costeiro (AF4,
AF5 e AF6) e Formação Igarapé Cabo Sobral de ambiente fluvial (AF2). Os principais
litotipos presentes são conglomerados polimíticos maciço a estratificados, arenitos grossos a
médios com estratificação cruzada acanalada e tabular, pelito e arenito fino no topo de
camadas, marcando ciclos fluviais nesses depósitos. Sobreposto na porção mediana ocorrem
arenitos médios a finos com estratificação cruzada acanalada de médio a grande porte, com
filme de argila nos foresets e nos planos estratificação. Arenitos finos com acamamento de
maré, flaser/wavy, com bandamento de maré e pares de argila, ritmitos pelito/arenito e pelito
maciço ou com gretas de contração, arenitos finos com laminação planar baixo-ângulo são
interpretados como produtos da ação de correntes de maré e onda. E por fim sobre a
discordância novos depósitos grossos de conglomerado maciços a estratificados, arenitos
grosso a médio com estratificação cruzada acanalada registram novo ambiente
fluvial.entrelaçado. A análise de paleocorrentes aliada ao modelo de fácies revelou a migração
de dois sistemas fluviais entrelaçados I e II para SW, intercalado por um sistema fluvio-
costeiro influenciado por maré e onda, apresentando um padrão de paleocorrentes bimodal
NE-SW, o que sugere uma linha de costa orientada na direção NW-SE. A modelo de fácies
sugerido para a sucessão da Serra do Tepequém evidencia a discordância do topo Grupo Arai
como limite sequência, bem como, a elevação do nível do mar durante a fase 1, e subseqüente
diminuição para implantação do sistema fluvial entrelaçado II, diamantífero. O rebaixamento
57
do nível do mar relativo durante a fase 2 sugere soerguimentos para NE, ou subsidência para
SW.
Palavras-chave: Fácies sedimentares. Paleoproterozóico. Grupo Arai. Serra do Tepequém.
Escudo das Guianas.
6.2 ABSTRACT
The Serra do Tepequém, located in the north central region of the Roraima State, is
constituted by a sedimentary succession which is correlated to the Arai Group and the base of
the Suapi Group. Both groups correspond to the lower Roraima Supergroup which is
Paleoproterozoic in age. The stratigraphy and facies analysis allowed the identification of
eleven sedimentary facies grouped in six facies associations. These deposits follow fining
upward successions up to 5 meters thick. The facies associations correspond to fluvial and
costal deposits: braided channel I (AF1) and II (AF2), floodplain (AF3), fluvial deposits with
tidal and wave influence (AF4), tidal flat deposits (AF5) and tidal channel (AF6). Based on
the depositional environment and the stratigraphic surfaces were individualized three
lithostratigraphic units: Igarapé Paiva Formation with fluvial environment (AF1 e AF3), Serra
do Funil Formation with coastal environment (AF4, AF5 e AF6) and Igarapé Cabo Sobral
Formation with fluvial environment (AF2). At the base of the succession the main lithotypes
are massive and stratified polymictic conglomerates, coarse to medium sandstones with planar
and trough cross stratification, mudstone and fine sandstone at the top the successions,
indicating fluvial cycles for these deposits. The middle section is characterized by medium to
fine sandstones with trough cross stratification of medium and large scale and mud drapes in
the foresets and stratification planes. Fine sandstone with flaser/wavy bedding, tidal bundles
and mud couplets, rhythmites and massive mudstone with mud cracks, fine sandstones with
low angle lamination are also characteristic. These lithotypes are interpreted as a product of
tidal and wave currents. In he upper section, overlying an unconformity new coarse deposits
were deposited characterized by massive and stratified conglomerates, coarse to medium
sandstone with trough cross stratification recorded a youngest fluvial braided environment.
The paleocurrent data along with the facies model indicates the migration of the two braided
fluvial systems to SW. Between these two fluvial systems a fluvial-coastal system with tidal
and wave influence was developed. A bimodal paleocurrent pattern NE-SW, suggest a NW-
SE shoreline. The facies model for the Serra do Tepequém indicates an unconformity at the
top of the Arai Group as a sequence limit. Also, this is evidenced by sea level rise during the
58
phase 1 and subsequent sea level fall during the development of the braided fluvial system II.
The sea level fall related to the phase 2 suggest uplift in the NE and subsidence in the SW.
Keywords: Sedimentary facies. Paleoproterozoic. Arai Group. Serra do Tepequém. Guiana
Shield.
6.3 INTRODUÇÃO
Rochas sedimentares proterozóicas ocorrem no extremo norte do Brasil sob o Escudo
das Guianas, expostas por centenas de quilômetros representam um dos melhores registros
para desvendar os fenômenos geológicos, biológicos, geoquímicos e climáticos que
caracterizam aquele período. A importância do estudo do Proterozóico também insere o
entendimento das primeiras bacias reconhecidamente intracratônicas que passaram pelos
primeiros eventos de oxigenação da atmosfera. Entretanto, o conhecimento desses depósitos
ainda é incipiente principalmente no que concerne a interpretação paleombiental, ainda
baseada em estudos de cunho exclusivamente litológico. A distinção dos ambientes
deposicionais ainda não foi feita adequadamente o que dificulta entender com maior precisão
a evolução paleoambiental e paleogegráfica dessa parte do Cráton Amazônico.
A interpretação de depósitos pré-cambrianos é rara na região, e a maioria é
interpretada como de origem continental mesmo os marinhos nunca foram demonstrados
adequadamente. A Serra do Tepequém, objeto desse trabalho, é um testemunho de depósitos
proterozoicos isolado com aproximadamente 90 km
2
, localizada na região norte a 150 km de
Boa Vista capital do estado de Roraima. A serra sustenta uma sucessão sedimentar na forma
de mesa estruturada por falhas e dobras, com escarpas bem marcadas, cristas alongadas, vales,
colinas, cuestas e hogback, com altitude variando entre 550 e 1100 m (Figura 6.1).
Este trabalho de análise de fácies em combinação com estudos estratigráficos da
sucessão da Serra do Tepequém enfoca os aspectos sedimentológicos do sistema fluvio-
costeiro presente, com o objetivo de entender a dinâmica sedimentar e as correlações
estratigráficas com as demais áreas de ocorrência dos depósitos do Supergrupo Roraima. O
trabalho demonstra a presença dos depósitos fluviais sotopostos a depósitos de maré e onda,
constituindo um megaciclo retrogradante-progradante para a sucessão da serra. As
informações obtidas permitiram também hierarquização para Grupo dos depósitos da
Formação Arai, bem como, registram a primeira incursão marinha na história deposicional do
Supergrupo Roraima no contexto das mudanças globais paleoproterozóicas.
59
Figura 6.1: Visão externa das bordas da Serra do Tepequém, notar morfologia
plana e escarpada a SW e NE (A), mapa geológico simplificado da região norte
do Estado de Roraima com destaque para a localização da Serra do Tepequém
sobre vulcânicas do Grupo Surumu (Modificado de Fraga et al. 1999) (B) e vista
do topo da serra com morro alinhados na porção central e a serra do Funil ao
fundo (900 m de altitude), notar o desenvolvimento de voçorocas sobre rochas
da Formação Serra do Funil, unidades mais friável (C).
6.4 GEOLOGIA REGIONAL E ESTRATIGRAFIA
A Bacia Roraima possui ampla distribuição no norte da América do Sul, com leve
alongamento leste-oeste de aproximadamente 900 km de comprimento e 500 km de largura,
depositada em bacia do tipo foreland no contexto do supercontinente Columbia, ocorrendo na
parte setentrional do Escudo das Guianas e incluindo partes da Venezuela (60%), Guiana
60
(26%), Brasil (12%) e Suriname (2%) (Gibbs & Barron 1986, Santos et al. 2003, Zhao et al.
2004). Os depósitos dessa bacia estão agrupados no Supergrupo Roraima, o qual constitui
espessa sucessão de rochas sedimentares siliciclásticas, 2900 m aproximadamente, com tufos
vulcânicos intercalados e localmente intrusões de diques e soleiras básicas, representando a
mais importante cobertura sedimentar paleoproterozóica do escudo, principalmente pela
ocorrência de placers de baixa concentração de ouro e diamante (Pinheiro et al. 1990, Santos
et al. 2003).
O reconhecimento das rochas atualmente pertencentes ao Supergrupo Roraima
remontam ao final do século 19 e início do 20, quando foram realizados os trabalhos pioneiros
denominando a unidade de “Sandstone Formation” e “Roraima Series”, posicionadas no
Mesozóico, baseados em exposições próximas a tríplice fronteira Brasil, Guiana e Venezuela
(Brown & Sawkings 1875, Dalton 1912). Posteriormente, a unidade Roraima foi elevada as
subseqüentes categorias de Formação, Grupo e Supergrupo Roraima por Aguerrevere et al.
(1939), Reid (1972) e Pinheiro et al. (1990), respectivamente, e posicionada no
Mesoproterozóico.
Contudo, esses relevantes trabalhos de cunho fotointerpretativo, geomorfológico e
litoestratigráfico regionais não permitem precisa correlação estratigráfica e por isso tem sido
alvo de investigação detalhada sob o ponto de vista da sedimentologia, estratigrafia de
seqüência e geocronologia, levando a reorganização da subdivisão estratigráfica do
supergrupo de Pinheiro et al. (1990). (Reis et al. 1990, Long 2002, Santos et al. 2003,
Truckenbrodt et al. 2008). Atualmente, segundo a proposta de Santos et al. (2003), a
Formação Matauí (Reid 1972) foi removida do Supergrupo Roraima passando a compor nova
unidade Pós-Roraima de idade mesoproterozóica, com base em datações de zircões de tufos
da Formação Uaimapué, de diques do magmatismo Avanavero, e de zircões detríticos da
Formação Surucucus, bem como, na presença de discordância entre as formações Uaimapué e
Matauí, essa sendo pelo menos 320 Ma mais nova do que o Supergrupo Roraima. Assim
sendo, o Supergrupo Roraima é composto da base para o topo pela Formação Arai (base),
Grupo Suapi (formações Uiramutã, Verde, Pauré, Cuquenan, Quinô) e Formação Uaimapué.
A sucessão do Supergrupo Roraima tem sido interpretada como uma sucessão siliciclástica
depositada em ambientes continental aluvial, fluvial entrelaçado, lacustre, eólico, e
transicional deltaíco, fluvio-deltaíco e marinho raso. (Pinheiro et al. 1990, Reis et al. 1990,
Santos et al. 2003, Reis & Yanês 2001).
Especificamente sobre a Formação Arai, foco desse estudo, ela foi pela primeira vez
mencionada por Boumam (1959) como Membro Arai, constituída preferencialmente de
61
quartzo-arenitos com matriz micromicácea, intercalado com pacote espesso de conglomerados
e siltitos. A seção tipo da unidade foi definida na serra homônima, próximo da fronteira
Brasil-Venezuela. Montalvão et al. (1975) propuseram a elevação do membro à categoria de
Formação Arai, em concordância com Reid (1972). Raros são os estudos realizados nos
depósitos da serra do Tepequém, Borges & D`Antona (1988) correlacionaram-os com a
Formação Arai, subdividindo a sucessão nos membros Paiva, Funil e Cabo Sobral. Reis &
Carvalho (1996), Reis & Fraga (1999) concordaram com a subdivisão de Borges & D`Antona
(1988), mas não admitiram a correlação direta com a Formação Arai, então definiram na serra
a Formação Tepequém, com espessura estimada de 210 m. Fernandes Filho (1990) subdividiu
a sucessão da Serra do Tepequém nos Membros Inferior e Superior e os correlacionou com a
aqueles da Formação Arai de Pinheiro et al. (1990). Borges & D’antona (1988), corroborados
por Reis & Carvalho (1996) interpretaram os depósitos da sucessão como de ambiente de
leques aluvial, eólico e fluvial entrelaçado com fácies lacustre. Recentemente, Fernandes
Filho & Nogueira (2003) e Truckenbrodt et al. (2008) reconheceram também, além das fácies
fluviais, depósitos costeiros caracterizados por estruturas de maré e onda.
6.5 IDADE E CORRELAÇÃO
Os depósitos do Supergrupo Roraima, no norte do estado de Roraima, recobrem
discordantemente as rochas vulcânicas do Grupo Surumu (1,99-1,92 Ga), são cortadas por
diques e soleiras do magmatismo Avanavero (1,79-1,77 Ga) e são recobertas por tufos da
Formação Uaimapué datados de 1,87 Ga por análises U-Pb em zircões (Reis et al. 1990,
Pinheiro et al. 1990, Santos et al. 2003). Estes dados demonstram que o magmatismo
Avanavero é Estateriano e que a evolução do Supergrupo Roraima se processou ao longo do
Orosiano no Paleoproterozóico (Santos et al. 2003). As principais áreas-fontes da Formação
Arai são de idade do cinturão transamazônico com populações de zircão de 2,1 Ga e
secundariamente 1,95 e 2,72 Ga (Santos et al. 2003). Dados geocronológicos de rochas da
Serra do Tepequém não foram publicados.
6.6 A SUCESSÃO SILICICLÁSTICA DA SERRA DO TEPEQUÉM
Os depósitos siliciclásticos são constituídos por arenitos, conglomerados, pelitos e
ritmitos arenito/pelito, pertencentes ao Grupo Arai, formações Igarapé Paiva e Serra do Funil,
e Grupo Suapi, Formação Igarapé Cabo Sobral, todas incluídas na porção basal do
Supergrupo Roraima (Figura 6.2). Na região estas rochas são parcialmente recobertas por
solos e floresta, mas predomina a vegetação rasteira favorecendo exposições. As principais
62
exposições de rochas adequadas ao trabalho são encontradas em voçorocas e as margens dos
igarapés do Paiva, Cabo Sobral e igarapé do Barata, também ocorrem afloramentos em
paredões, encosta de morros, leito de antigas estradas, cachoeiras e canais artificiais “Tilin”.
Estes afloramentos permitiram o empilhamento de aproximadamente 410 m de rocha, através
da composição de perfis verticais e seções panorâmicas, organizados em dois megaciclos
granodecrescentes ascendentes que englobam depósitos fluviais e costeiros dos grupos Arai e
Suapi (Figura 6.3). O mapa geológico da serra do Tepequém mostra a distribuição das
unidades e a localização de pontos e perfis estudados (Figura 6.4).
Figura 6.2 Litoestratigrafia e sistemas deposicionais da sucessão da Serra do
Tepequém adotada neste trabalho, e propostas anteriormente utilizadas.
63
Figura 6.3: Perfis da sucessão da Serra do Tepequém representativos das formações
Igarapé Paiva, Serra do Funil e Igarapé Cabo Sobral. A coluna litoestratigráfica a
esquerda uniformiza a espessura e posiciona os perfis na sucessão pelo número, a
localização pode ser observada no mapa geológico (Figura 6.4).
64
64
Figura 6.3: Continuação.
65
65
Figura 6.3: Continuação.
66
Figura 6.4: Mapa geológico da Serra do Tepequém com indicação numérica dos
pontos detalhados.
6.6.1 Formação Igarapé Paiva
Os depósitos afloram geralmente de maneira descontínua, geralmente basculados,
alcançando espessuras de aproximadamente 100 m. e 50 m na cachoeira do funil e no “Tilin”,
respectivamente (Figura 6.3, Perfis 1 e 2). Os principais litotipos são arenitos médios a
grossos e conglomerados, com pelitos e arenitos finos subordinados, localmente silicificados,
e com estruturas sedimentares preservadas. Neste trabalho, incluídas na Formação Igarapé
Paiva, foram reconhecidas 5 (cinco) fácies sedimentares geneticamente relacionadas,
agrupadas em 2 (duas) associações de fácies: a) canal entrelaçado e b) planície de
inundação/crevasse splay.
6.6.1.1 Descrição das fácies
6.6.1.1.1 Pelito laminado (Pl)
Esta fácies corresponde aos depósitos de granulometria silte e argila, apresentando
como estrutura principal laminação plano-paralela a levemente ondulada, mas a maciça
67
também é encontrada. Em afloramento esta fácies ocorre formando camadas lenticulares,
raramente tabulares, de até 3m de extensão e 3 a 50 cm de espessura, não apresentando
continuidade lateral e podendo ocorrer no topo da fácies Ap. A laminação é caracterizada pela
alternância de lâminas milimétrica argilosas vermelha e preta, marcadas por grãos de hematita
(Figura 6.5 C). Greta de contração, laminação convoluta e estrutura em chama também são
observadas no topo das camadas (Figura 6.5). Esta fácies sugere deposição a partir de
suspensão e subordinadamente tração, com distribuição lateral métrica, condizente com uma
área de deposição de baixa energia, relativamente plana sujeita a exposição subárea.
Figura 6.5: Geometria tabular a lenticular de camadas de arenito das facies Ap e
As apresentando delgadas camadas de pelito no topo (A), estrutura deformacional
em pelito laminado (B), camada de pelito laminado apresentando laminação
convoluta no topo das camadas e superfície de topo deformada por tração (C) e
pelito com gretas de contração preenchidas por areias grossas sobrepostas por
arenito com estratificação cruzada acanalada (D).
68
6.6.1.1.2 Arenito fino com laminação plano-paralela (Ap)
Esta fácies consiste de arenitos finos com laminação plano-paralela a qual apresenta,
localmente lineação de partição e laminação de baixo-ângulo. As camadas têm espessura de
no máximo 60 cm e geometria tabular (Figura 6.5A). A origem desta fácies é atribuída à
deposição de carga de tração arenosa em leito plano, em condições de regime de fluxo
superior.
6.6.1.1.3 Arenito com estratificação cruzada sigmoidal (As)
Arenito fino a médio disposto em camadas com adelgaçamento lateral e diminuição de
espessura para o topo, variando de 30 a 80 cm, e possuem base plana. A principal estrutura
observada é a estratificação cruzada sigmoidal e subordinadamente laminação cruzada de
baixo-ângulo (Figura 6.6 A). Esta fácies esta inserida em ciclos granodecrescente ascendentes
e apresenta padrão de paleocorrente para NW. No topo das camadas ocorre acamamento
megaondulado a planar, separados por finas e descontínuas camadas de pelito. A fácies As é
recoberta por pelitos vermelhos laminados ricos em hematita (Pl) (Figura 6.5 A).
Esta fácies sugere deposição de barras arenosas por tração, com progressiva
desaceleração, resultando no desenvolvendo de feição sigmoidal. Migração de megamarcas
onduladas e suspensão. A fácies foi gerada em zonas de águas rasas, condizente com uma área
de deposição de baixa energia, relativamente plana e sujeita a exposição subárea.
6.6.1.1.4 Arenito médio com estratificação cruzada acanalada (Aa)
Esta fácies consiste de arenitos médios a grossos com grânulos e seixos, onde os grãos
são mal selecionados, angulosos a arredondados. Apresenta estratificação cruzada acanalada
com sets de 0,3 a 1 m de espessura, formando cosets de até 2 m lateralmente contínuos com
limites retilíneos, às vezes com base irregular (Figura 6.6 A). As camadas formadas pelos
cosets possuem geometria tabular, e lenticular subordinada. Acamamento gradacional é
observado nos foresets onde é frequente o acumulo de grãos grossos realçados por grãos de
hematita mais finos e nos depósitos residuais na base dos sets. Clastos de pelito isolados,
tabulares e irregulares, angulosos a subarredondados, decimétricos a centimétricos, às vezes
disposto ao longo do plano de estratificação e nos depósitos residuais também ocorrem na
fácies Aa. Esta fácies compõe a base de ciclos granodecrescentes ascendentes com padrão de
paleocorrente para SW.
Esta fácies representa a migração de dunas subaquosas em canais ou sobre formas de
leito de maior porte (Walker & Cant 1984, Miall 1981). Acumulação de grãos grosseiros no
69
foresets ocorrem por segregação natural, também ocorrem associados grãos mais finos de
hematita devido a densidade deste mineral ser maior.
Figura 6.6: Estratificação sigmoidal em arenito fino da fácies As (A),
camada de arenito médio da fácies Aa constituída por sets de estratificação
acanalada marcada por grãos de hematita (B) e ortoconglomerado polimítico
maciço com lentes de arenito com estratificação tabular (C).
70
6.6.1.1.5 Conglomerado maciço (Cm)
A fácies Cm é constituída de seixos, calhaus e matacões de quartzo, chert, arenitos,
pelitos, rochas vulcânicas e metamórficas. Subordinadamente é descrita matriz de areia grossa
a média, compondo o arcabouço fechado de ortoconglomerado polimíticos (Figura 6.6 C). A
fácies apresenta estrutura maciça à estratificação plano-paralela incipiente, evidenciadas por
seixos imbricados. As camadas são predominantemente tabulares e em menor proporção
lenticular, a extensão alcança dezenas de metros e possui espessura variável de 20 cm a 2 m.
Lentes de arenito médio a grosso com estratificação tabular podem ocorrer. Seixos imbricados
com estratificação plano-paralela incipiente a maciça são relacionados a um transporte rápido
de clastos sob condições de alta descarga e alta carga sedimentar.
6.6.1.2 Associação de fácies 1 (AF1) - Canal entrelaçado I
A geometria tabular a lenticular lateralmente contínua e organização em ciclos
granodecrescentes ascendentes dos arenitos e conglomerados das fácies Aa e Cp (Figua 6.3
perfis 1 e 2) sugerem deposição em canal fluvial entrelaçado dominado por carga de fundo.
Os arenitos das fácies Aa indicam a migração de formas de leito de cristas sinuosas (3D),
relacionadas à atuação de fluxo unidirecional para SW em canalizações sob regime de fluxo
inferior. A ocorrência exclusiva de formas de leito 3D, provavelmente, se deve a condições
constantes e de alta energia no regime de fluxo do canal (Cant & Walker 1978, Cudzil &
Driese 1987). A presença de clastos de pelito esporádicos nas fácies Aa aponta para a
existência da planície de inundação no sistema deposicional, bem como, está relacionada à
migração lateral do canal que causa erosão e queda de blocos de material da planície de
inundação, os quais são rapidamente retrabalhados pela corrente (Collison 1896, Gibling &
Rust 1984).
6.6.1.3 Associação de fácies 3 (AF3) – Planície de inundação/crevasse splay
Os depósitos da AF2 são constituídos de camadas de arenito fino e pelito com
geometria tabular a lenticular alcançando mais de 30 m de extensão e espessura variando
entre 0,1–0,8 cm. As camadas apresentam adelgaçamento lateral, com base plana a ondulada,
registrando o topo dos ciclos granodecrescentes ascendente na porção superior da sucessão
fluvial (Figura 6.3 perfil 2, Figura 6.5 A). A estratificação cruzada sigmoidal ocorre em
arenito fino a médio (As) associados com pelitos laminados (Pl), arenitos com laminação
plano-paralela com subordinada laminação de baixo-ângulo (Ap). Deformações pós-
deposicionais como estrutura em chama, laminação convoluta e dobras abertas decimétricas
71
são comuns no topo de camadas de pelito laminado, quando estas estão recobertas por
camadas de base erosiva. Estratificação convoluta em camadas de arenitos também é
observada em estratos amalgamados. A geometria sigmoidal aliada à direção NW da
paleocorrente, perpendicular a direção do paleofluxo principal do canal, induz a interpretação
desses depósitos como de crecasse splay em ambiente de planície de inundação. A associação
de camadas de pelito (Pl) sobreposto a arenito (Ap) recobrindo arenitos da fácies As sugerem
diminuição da energia durante a deposição, esse arranjo de fácies coloca as fácies Pl e Ap no
ambiente de planície de inundação.
Os depósitos fluviais de canal entrelaçado (AF1) e planície de inundação (AF2)
organizados em ciclos granodecrescentes ascendentes são representativos de um sistema
fluvial entrelaçado de alta energia e dominado por carga de fundo que migrava para SW.
6.6.2 Formação Serra do Funil
Os depósitos desta unidade afloram preferencialmente em áreas mais arrasadas como
voçorocas. As exposições são descontínuas, porém mais extensas, geralmente apresentam-se
basculadas com ângulos baixos de mergulho, entretanto exposições com mergulho alto e
horizontalizadas também são encontradas. Estes afloramentos permitiram o empilhamento de
camadas perfazendo até 100 m espessura, os perfis são mostrados na Figura 6.3 (Perfis 3, 4, 6,
7, 9, 11, 14 e 15). Os principais litotipos são arenitos finos a médios em parte argilosos,
ritmitos arenito/pelito, pelitos e subordinadas brechas. Esses litotipos normalmente são
friáveis com estruturas sedimentares preservadas. Neste trabalho, incluídas na Formação Serra
do Funil, foram reconhecidas 6 (seis) fácies sedimentares geneticamente relacionadas,
agrupadas em 3 (três) associações de fácies: a) Fluvial influenciado por maré e onda; b)
Planície de maré e c) Canal de maré.
6.6.2.1 Descrição das fácies
6.6.2.1.1 Arenito com estratificação cruzada acanalada com filme de argila (Aaf)
Esta fácies é representada principalmente por arenito fino a médio com estratificação
cruzada acanalada. A estratificação cruzada acanalada apresenta sets com mais de 5m de
espessura, constituindo cosets de até 10 m (Figura 6.3, perfis 3, 6, 14, 15). Frequentemente, os
foresets da estratificação mostram alternância de camadas arenosas espessas e delgadas
separadas por filmes de argila, formando pares de argila (mud couplets) (Figura 6.7). Estes
possuem características similares as observadas na fácies APm, sendo que estas são de escala
decimétrica, maior do que aquelas. Clastos tabulares de pelito são encontrados na base dos
72
sets e nos foresets. O limite dos sets é recoberto por camadas de pelito maciço ou laminado de
espessura centimétrica e marcas onduladas. Estratificações recumbentes são observadas em
camadas isoladas e laminação convoluta é bastante comum na base dos foresets, realçadas
pela presença de grãos de hematita. Concentração de grãos de hematita realçam as estruturas
presentes na fácies.
Esta fácies foi gerada pela alternância de processos de suspensão, tração e migração de
dunas subaquosas. A recorrência de filmes e pares de argila e recobrimento argiloso dos
limites de sets aponta para processo de deposição ritímica, em ambientes de baixa energia
com intervalos de água estagnada. Este processo coaduna com influencia de correntes de maré
como sendo responsável pela deposição da argila.
73
Figura 6.7: Arenito fino a médio da fácies Aaf com sets de
estratificação cruzada acanalada de médio a grande porte, limite
dos sets separados por delgadas camadas de pelito (A). Detalhe
das camadas arenosas separadas por filmes de argila (indicado
pelas setas pretas) formando pares de argila na estratificação
(B).
74
6.6.2.1.2 Arenito com laminação plano-paralela e de baixo-ângulo (Apb)
Esta fácies é composta por arenito fino a médio, com grãos subarredondados a
arredondados e moderadamente selecionados. Formam camadas lateralmente continuas com
espessura máxima de 70 cm, exibindo como estrutura predominante a laminação plano-
paralela e cruzada de baixo-ângulo subordinada. Lateralmente e verticalmente esta estrutura
grada para ondulada, também pode apresentar trucamento de baixo-ângulo com camadas
adjacentes. Correntes trativas em sentidos opostos alternadas sob regime de fluxo superior são
compatíveis a geração de depósitos dessa natureza, geralmente associados a ação de ondas.
6.6.2.1.3 Ritmito com acamamento flaser e wavy (Rfw)
A fácies Rfw consiste em intercalações pelito e arenito muito fino a médio, com grãos
bem selecionados e arredondados, formando camadas de até 80 cm de espessura, contínuas
lateralmente por dezenas de metros. As estruturas dessa fácies apresentam, na base e no topo,
o acamamento flaser ou planar intercalado pelo acamamento wavy. (Figura 6.8 A, Figura 6.10
A e B). O padrão reverso de paleocorrente pode ser observado em assimetria das cristas de
marcas onduladas e em sets cruzados. A alternância de arenitos e pelitos formando lâminas
paralelas com ondulações sugere acamamento de maré (cf. Dalrymple apud Walker & James,
1992).
6.6.2.1.4 Pelito/Arenito com gretas de contração (PAg)
Esta fácies consiste de camadas de pelito e arenito muito fino a fino, com geometria
tabular persistentes por dezenas de metros e espessuras da ordem de 30 cm no máximo
(Figura 6.8 C e Figura 6.10 C). As camadas de pelito e arenito se acunham lateralmente
passando um para outra. Verticalmente a passagem, no topo ou na base, pode ser brusca
marcada por superfície plana ou gradativa apresentando laminação planar milimétrica
pelito/arenito até passar para outro litotipo. No topo de camadas de arenito são comuns
laminação plano-paralela a ondulada e marcas onduladas, mas laminação cruzada cavalgante
supercrítica também é encontrada (Figura 6.8 B e C). Gretas de contração são comuns
marcando topo de camadas de pelito (Figura 6.8 C). A intercalação de camadas e lâminas de
pelito e arenito persistentes por extensas superfícies sugere que a construção da fácies PAg
envolva alternância de tração e suspensão desenvolvidas em região ampla e plana, em
ambiente de baixa energia. Adicionalmente a presença de laminação cruzada cavalgante
supercrítica aponta para predomínio de suspensão no ambiente de construção, corroborada
75
pela maior quantidade de pelitos na fácies. Os processos de maré e onda são os que coadunam
com a formação da PAg.
Figura 6.8: Ritmito (fácies Rfw) com laminação plano-paralela a ondulada na
base, passando para flaser e wavy e no topo domina a laminação plano-paralela
(A), ritmitos da fácies (PAg) de camadas de arenito fino e pelito interdigitadas
exibindo laminação cruzada cavalgante supercrítica marcando o topo de
camada de arenito, porção central da foto (B) e pelito/arenito com gretas de
contração (C). O lado esquerdo das fotos A e B equivalem a 80 cm.
6.6.2.1.5 Arenito/pelito com bandamento de maré (APm)
Esta fácies é constituída por arenito fino a médio, contendo grãos sub-arredondados e
boa seleção. Esses corpos formam camadas de 50 cm de espessura e até 3 m de extensão,
podendo se apresenta como feição isolada (Figura 6.10 A e B) ou constituir cosets formando
camadas lateralmente contínuas (Figura 6.9 A e C, Figura 6.11). Os arenitos exibem
estratificação cruzada tangencial de pequeno a médio porte (bandamento de maré), marcada
76
na porção média inferior dos foresets, pela alternância de camadas milimétricas de arenito
espessas e delgadas separadas por filmes de argila, formando pares de argila. A sucessão
lateral de estratos mostra alternância no acumulo de arenito e argila (Figura 6.11). Em alguns
corpos revelaram sucessão lateral com geometria interna dos estratos variando a inclinação de
tabular, passando para tangencial até côncava e horizontal (Figura 6.11). Superfícies de
reativação definem o limite lateral dessas estruturas, com mergulho semelhante ou
discordante da estratificação anterior (Figura 6.9 e Figura 10 A). As superfícies de reativação
também podem ser marcadas por camadas de pelito e laminação plano-paralela a ondulada. É
comum o acumulo de fragmentos da fácies B na base dos sets. Estratificação espinha de peixe
ocorre nessa fácies (Figura 6.11) marcada por inversão no sentido do mergulho do
bandamento de maré.
A alternância de argila e areia indica atuação alternada de deposição por suspensão e
tração correspondentes a processos de maré. A variação cíclica de areia/argila nos estratos
sucessivos da estratificação provavelmente estão ligados a ciclos de maré de sizígia e
quadratura. A presença de bandamento de maré com arranjo tipo estratificação espinha de
peixe, registra paleofluxo bidirecional, com ação das correntes de maré dominante e
subordinada.
77
Figura 6.9: Seção geológica no ponto 5 (meio do igarapé Cabo Sobral),
localização na Figura 6.4. Laminação plano-paralela passando para
flaser e wavy em depósitos Rfw registram a ação de ondas (B); Brechas
sobreposta por arenitos com bandamento de maré constituem depósitos
de canalde maré (C) e detalhe da estratificação cruzada com
bandamento de maré no afloramento.
78
Figura 6.10: Ciclos granodecrescentes ascendentes de maré com a superposição de depósitos de
canal de maré e planície de maré (submaré e planície e lama) (A); Depósitos de planície de maré
da fácies APg sobrepostos por brechas B e arenito APm de canal de maré (B) e depósitos de ritmo
de APg de planície de maré no topo dos ciclos (C).
6.6.2.1.6 Brecha intraformacional (B)
Está facies é caracterizada por depósitos residuais constituídos de clastos , de pelito e
arenito subordinado, tabulares ou encurvados, angulosos a subarredondados. Constituem
camadas de até 4 m de extensão e 10 a 30 cm de espessura e não apresentam continuidade
lateral, geralmente são encontradas na base de arenitos (APm) podendo apresentar imbricação
dos clastos tabulares. A construção dessas fácies envolve processos de rolamento e tração de
fragmento de camadas pelíticas, provavelmente, previamente fragmentas por exposição
subaérea com formação de gretas de contração, e posterior retrabalhamento por correntes de
maré e onda. A fragmentação subaquosa também pode ter contribuído, não devendo ser
totalmente descartada.
79
Figura 6.11: Depósitos de planície de maré/canal de maré. Notar bandamento de maré com
espinha de peixe (porção a W) e variação da inclinação dos estratos do bandamento de maré
passando de tabular, tangencial a côncavo horizontal. Os depósitos mostram raseamento para o
topo com bandamento de maré na base, diminuição das formas de leito na porção mediana,
passando para laminação plano-paralela a ondulada, chegando ao pelito (topo do ciclo).
6.6.2.2 Associação de fácies 4 (AF4) - Fluvial influenciado por maré e onda
Os depósitos da associação de fácies (AF3) são constituídos por camadas de arenito
fino a médio argiloso aflorantes nas margens dos igarapés Paiva e Cabo Sobral (pontos 14 e
6), ao longo de estrada na região do Funil (pontos 3 e 4) e do Morro da Antena no ponto 15
(Figura 6.4). Estes depósitos estão organizados em ciclos granodecrescentes ascendentes com
espessura média de 5 a 6 m, variando entre 2 a 15 m aproximadamente. A espessura total da
sucessão inclusa nas associações planície de maré (AF5) e canal de maré (AF6), intercaladas
na porção superior, é estimada em 170 m (Figura Perfis 3, 4, 14, 6). Os depósitos da AF4
apresentam diminuição de espessura dos ciclos (camadas) em direção ao topo (thinnig-
upward), em contrapartida, os da AF5 e AF6 apresentam espessamento (thicking-upward) em
perfis verticais. As rochas da AF4 estão sobrepostas aos depósitos fluviais das AF1 e AF3 em
contato aparentemente gradacional, observado nos perfis (Figura 6.3, perfis 6 e 14).
Intercaladas a AF4 em contato gradacional ou erosivo ocorrem os depósitos da AF5 de
planície de maré e AF6 de canal de maré. A AF4 é composta pelas fácies arenito com
estratificação cruzada acanalada com filme de argila (Aaf), arenito com laminação plano-
paralela e de baixo-ângulo (Apb). Estratificações recumbentes são observadas em camadas
isoladas e laminação convoluta é bastante comum na base dos foresets, realçadas pela
presença de grãos de hematita. As concentrações de grãos de hematita frequentemente
realçam as estruturas.
80
6.6.2.3 Associação de fácies 5 (AF5) – Planície de maré
A associação AF5 é constituída por camadas de pelitos, ritmitos e arenitos finos
expostos em voçorocas (Figuras 6.3 perfis 7, 9 e 11) e encosta de morros na região da Serra
do Funil (Figura 6.3, perfis 3,4). Estes depósitos estão organizados em ciclos
granodecrescentes ascendentes de 0,4 a 0,8 m de espessura, compondo camadas de até 4 m de
espessura que intercalam-se com os depósitos da AF6 e AF4 ao longo da porção superior da
sucessão costeira. Os depósitos da AF5 agrupam as fácies de pelito/arenito com gretas de
contração (PAg), ritmito com acamamento flaser e wavy (Rfw), arenito/pelito com
bandamento de maré (APm) e brecha (B).
6.6.2.4 Associação de fácies 6 (AF6) - Canal de maré
A associação de fácies AF6 é caracteriza por depósitos das fácies arenito/pelito com
estratificação cruzada tangencial com filmes de argila (Atg), arenito com estratificação plano-
paralela e de baixo-ângulo (Apb), arenito/pelito com bandamento de maré (APm) e brechas
intraformacionais (B). Estes depósitos formam ciclos granodecrescentes ascendentes com
espessuras de até 2m. Depósitos da fácies B constituída de fragmentos tabulares, angulosos a
subangulosos de pelitos, subordinadamente arenitos, compondo a base dos ciclos com lentes
de 0,5 m de extensão com 0,2 m de espessura. Estes depósitos estão associados à acumulações
residuais (lags) na base dos foresets de maré, e estratificações cruzadas acanaladas com filmes
de argila, ocorrendo sotopostos ou lateralmente contínuos as estruturas.
6.6.3 Formação Igarapé Cabo Sobral
6.6.3.1 Associação de fácies 2 (AF2) - Canal entrelaçado ii
Os depósitos da AF2 englobam camadas de arenito e conglomerados com geometria
tabular, mas camadas lenticulares também são comuns. Estes depósitos possuem excelente
continuidade lateral alcançando quilômetros de extensão, e espessura variando de 3 a 30 m de
espessura, sendo facilmente observadas sustentando as cristas dos morros na parte central da
Serra do Tepequém, em regiões de relevo acidentado (Figura 1.1). Os depósitos da AF2 são
encontrados na forma de lajedos, paredões de até 2 m de altura e no topo de voçorocas (Figura
6.12). Estes depósitos matem contato basal através de superfície erosiva, discordância D2
(Figura 6.12), com àqueles das associações AF5 e AF6. O contato superior não é observado
na região estudada. A AF2 é composta das fácies arenitos seixoso com estratificação cruzada
acanalada (Asa), conglomerado oligmítico (Co), estas fácies são descritas a seguir. A presença
de clastos (seixos) quase que exclusivamente de quartzo, subarredondados a bem-
81
arredondados, até com alta esfericidade, constituem importante característica dos depósitos da
AF2. Os arenitos da fácies (Asa) apresentam estratificação cruzada predominantemente
acanalada, e subordinadamente tabular, estas são de pequeno a médio porte com sets variando
entre 0,3 a 1,2 m de espessura, formando cosets de mais de 3 m de espessura, apresentam
seixos de quartzo ao longo dos planos de estratificação. Nas acanaladas os planos de
estratificação passam a ondulados nos foresets, onde também se acumulam depósitos
residuais (lags) marcando o limite dos sets. O acamamento ondulado (ripple bedding) é
comum nas terminações dos foresets das estratificações cruzadas acanaladas, formado por
sucessivos estratos ondulados com espessura de até 2 cm, constituindo camadas com 4-7
estratos perfazendo até 10 cm de espessura, seixos de quartzo são envolvidos pelas
ondulações. Sets de arenitos médios da fácies (Asa) apresentam estratificação cruzada tabular
sobrepondo os de acanalada, intercalações entre os dois são encontradas. Estratos de arenitos
finos com estratificação plano-paralela, ás vezes, com lineação de partição compõe topo de
camadas. Estratificação convoluta e recumbente ocorrem de forma restrita em camadas
isoladas. A fácies Co é constituída por ortoconglomerados oligomíticos com estrutura maciça,
com camadas de geometria tabular e espessura de 10 -50 cm, podendo alcançar 2 m. Estas
camadas possuem dezenas de metros de extensão, e formam cosets de 2 m de espessuras, que
se intercalam aos arenitos da Asa formando camadas de 3-30 m que compõe os expressivos
depósitos da AF2. O arcabouço dos ortoconglomerados oligomíticos é constituído de seixos, e
calhaus subordinados, quase que exclusivamente de quartzo leitoso, mas também são
encontrados de arenitos, pelitos e rochas vulcânicas. A matriz é composta de areia grossa a
média com grânulos. As principais diferenças marcantes entre AF1 e AF2 são o tipo de
conglomerado, polimítico na primeira e oligomítico na segunda, e a abundância de grãos de
hematita marcando as estruturas sedimentares das rochas na AF2.
82
Figura 6.12: Superfície erosiva de discordância do topo Grupo Arai, marcando o contato
entre depósitos de planície de maré da Formação Serra do Funil – Grupo Arai sotopostos
a depósitos de arenitos da Formação Cabo Sobral – Grupo Suapi.
6.7 ANÁLISE DE PALEOCORRENTES
A análise das propriedades direcionais de estruturas sedimentares proporciona
informações sobre o paleofluxo, declive principal do terreno, além de ser importante na
interpretação paleoambiental e paleogeográfica. Quando no afloramento as medidas foram
feitas principalmente nos sets de estratificação cruzada de maior porte por apresentarem maior
confiabilidade na determinação do paleofluxo (Fernandes 1992). Todas as medidas foram
horizontalizadas devido à presença de mergulhos tectônicos superiores a 5° com o intuito de
excluir erros consideráveis (Lindholm 1987). Na ausência de camadas pelíticas, foram
considerados planos de acamamento os limites de sets e cosets, embora, sejam superfícies
erosivas nem sempre posicionadas horizontalmente, paralela a superfície deposicional.
Os dados de paleocorrentes geralmente mostram certo grau de dispersão nas medidas,
mas o tratamento estatístico dessas medidas minimiza a dispersão e indica tendências
direcionais primárias e secundárias (Boggs Jr. 1987). Os padrões de distribuição de
paleocorrentes podem ser classificados como unimodal, bimodal ou polimodal, sendo cada
um o reflexo do estilo de dispersão, o que também pode ser usado na indicação do
paleoambiente (Scholle & Spearing 1982).
83
Neste trabalho dados de paleofluxo foram obtidos de estratificações cruzadas
acanalada, tabular, sigmoidal e estratificação cruzada acanalada com filme de argila nos
foresets. Além disso, foram realizadas algumas medidas de lineação de partição em camadas
de arenito com estratificação plano-paralela. As medidas de paleocorrente foram obtidas a
partir da medição do sentido dos eixos das estratificações cruzadas acanaladas, bem como, o
sentido do mergulho dos planos de foresets das estratificações cruzada tabular e sigmoidal. Os
dados obtidos foram reunidos em 3 grupos equivalentes ao sistema fluvial entrelaçada I
(Formação Igarapé Paiva), sistema influenciado por maré (Formação Serra do Funil) e sistema
fluvial entrelaçada II (Formação Igarapé Cabo Sobral). Esses 3 conjuntos de dados foram
plotados em diagrama de roseta (Figura 6.13). As medidas também foram separadas por fácies
e plotadas em perfis verticais, seções panorâmicas (Figuras 6.3, 6.11). Os valores plotados
nesses diagramas revelaram padrões de distribuição unimodal estreito, unimodal largo e
bimodal refletindo a dispersão dos paleofluxos nos dois sistemas fluviais (Figura 6.13 A e C)
e nos sistema influenciados por maré (Figura 6.13B).
(B)
(A)
(C)
Figura 6.13: Diagramas de roseta mostrando padrões de paleocorrente
obtidos de arenitos fluviais (A, B) e arenitos influenciados por maré (C) da
Serra do Tepequém.
84
O arenito médio a grosso com estratificação cruzada acanalada do sistema fluvial
entrelaçado I (Formação Igarapé Paiva) apresenta padrão unimodal largo de paleocorrente
com orientação para direção W-SW (Figura 6.13 A). Este padrão fortalece a interpretação de
planície fluvial entrelaçada. Medidas de paleocorrentes oblíquas em relação ao padrão
principal refletem a presença de paleofluxos secundários, como por exemplo, lobos
sigmoidais de planície de inundação dentro do sistema.
A análise de paleocorrentes do sistema influenciado por maré (Formação Serra do
Funil), com medidas realizadas em arenitos com estratificação cruzada, demonstrou dispersão
alta a moderada constituindo padrão bimodal SW-NE (Figura 6.13 B). A orientação principal
das paleocorrentes para SW está relacionada com a migração de grandes formas de leito de
crista sinuosa. O padrão bimodal das medidas reflete a interação dos processos fluviais e de
maré dos sistemas envolvidos, com fortes correntes fluviais e de maré vazante no sentido SW,
mascarando a corrente subordinada de maré enchente de direção NE (Figura 6.13 B). Esta
relação de correntes fluviais para SW e correntes de maré enchente para NE sugere uma linha
de costa orientada NW-SE.
O sistema fluvial entrelaçado II (Formação Igarapé Cabo Sobral), representado pelo
arenito seixoso com estratificação cruzada acanalada, apresenta padrão unimodal estreito com
orientação preferencial para S-SW e classes secundárias nos setores S-SE e W-NW (Figura
6.13 C). Este padrão registra a retomada do sistema fluvial entrelaçado sobre o sistema
influenciado pela maré, embora apresentando um padrão de transporte mais para sul em
relação ao sistema fluvial entrelaçado I.
6.8 MODELO DEPOPSICIONAL
O sistema deposicional da base do Supergrupo Roraima, antiga Formação Arai, e
formações correlatas Uairén e Tepequém, apesar de englobar sucessão sedimentar maior do
que ocorre na Serra do Tepequém, sempre foi considerado como continental de ambiente
fluvial entrelaçado com contribuição eólica e lacustre (Reid 1972, Santos 1985, Reis et al.
1988, Pinheiro et al. 1990, Reis et al. 1990, Reis & Carvalho 1996, Reis & Yánez 2001, Long
2002, Santos et al. 2003). Com exceção do ambiente fluvial, todos os demais ambientes
deposicionais apenas foram sugeridos até momento necessitam de comprovação.
A interpretação das associações de fácies revelou que a sucessão da Serra do
Tepequém, em sua porção aflorante, representa duas sucessões, compondo um mega ciclo
retrogradante - progradante. Na base do ciclo retrogradante encontra-se sedimentos grossos
com abundantes grãos hematita, de sistema fluvial entrelaçado rico em carga de fundo, com
85
canais rasos e planícies de inundação poucos desenvolvidas, sobrepostos por arenitos distais
finos a médios influenciados por maré e onda com filmes e camadas de pelitos intercaladas,
ritmitos com acamamento flaser e wavy, pelitos com tidal bundles intercalada, arenitos finos
com laminação plano-paralela a ondulada, brecha intraformacionais de ambiente de planície e
canal de maré compõe topo do ciclo. Uma superfície erosiva é formada, e o segundo ciclo se
instala com sedimentos grossos a médios, um novo sistema é implantado semelhante ao
primeiro, porém com abundantes seixos de quartzo bem arredondados, arenitos seixosos com
estratificação cruzada e ortoconglomerados oligomíticos que compõem o sistema fluvial
entrelaçado II.
A retrogradação dos ambientes deposicionais é melhor observada nos afloramentos na
estrada que dá acesso a cachoeira do Funil nos pontos 3 e 4 na região noroeste da Serra do
Tepequém (Figura 6.3 Perfis 3 e 4; Figura 6.4), onde foi possível empilhar quase 100 m
contínuos com camadas pouco perturbadas pela tectônica.
Foi adotada a construção de dois modelos para a sucessão serra com base na
discordância no topo do Grupo Arai. O primeiro modelo engloba as associações (AF1),
(AF3), (AF4), (AF5) e (AF6). As quais envolvem caracterização dos depósitos fluviais da
Formação Igarapé Paiva (AF1 e AF3) e os depósitos influenciados por maré e onda da
Formação Sera do Funil (AF3, AF4, AF5), que por sua vez ambas formações compõem o
Grupo Arai. (Figura 6.13 fase1). As duas fases do modelo deposicional são mostradas na
Figura 6.14.
A fase 1 é caracterizada pela deposição de sedimentos grossos (fácies Aa, Cp) numa
região ampla e relativamente extensa formadas por mútiplos canais fluviais de profundidade
pequena, onde migravam dunas arenosas (Aa), barras longitudinais de cascalho (Cp), e
esporadicamente lençois de areia migravam por sobre as barras em períodos de descarga alta.
Após fase estabilização e implantação dos canais desenvolveram-se as planícies de inundação
onde acumulava corpos de água parada, onde lobos suspenção podiam se forma nos períodos
de água mais alta pelo rompimento das margens da planície, gerando os depósitos da fácies
As, nos períodos descarga menor ou vazante corpos de água para podiam se formar além da
planície de inundação, a argila se depositava formando as camadas de pelito (fácies Pl). Ainda
na fase 1, com a progradação do sistema de maré, os fácies Aaf, Apb, Rfw PAg, APm e B a
compor o cenário da região, formando camadas de pelito, arenito com bandamento de maré,
acamamento flaser e wavy, ritmito, brechas intraformacionais compondo os depósitos de
planície de maré, canal de maré e fluvial influenciado por maré.
86
A fase 2 iniciou com rebaixamento do nível do mar relativo, e conseqüente recuo dos
ambientes costeiros, aparentemente de forma rápida, podendo está relacionada um evento
geológico regional soerguimento ou vulcanismo. O nível do mar baixo expôs a região a
erosão originando a superfície de discordância que limita o topo do Grupo Arai e a base do
Suapi. Estabilizada a erosão, o novo sistema fluvial entrelaçado foi implantado como
depósitos através da migração de barras cascalhosas, dunas e barras arenosas relativamente
grossas com bastante seixos.
87
Figura 6.14: Modelo deposicional para a sucessão da Serra do
Tepequém. Fase 1, esta fase em que ocorre a retrogradação do
sistema fluvial entrelaçado I e do sistema influenciado pela maré
por sobre o fluvial. Fase 2, esta fase é onde ocorre o
desenvolvimento da discordância e posterior implantação dos
sistemas fluvial entrelaçado II.
88
6.9 CONCLUSÃO
Os estudos de análise de fácies e estratigráficos realizados na sucessão da Serra do
Tepequém permitem afirmar que a sucessão sedimentar registra um mega ciclo retrogradante-
progradante composto de duas sucessões, com os depósitos organizados em ciclos
granodecrescente ascendentes. A primeira agrega os depósitos fluviais entrelaçados inserindo-
os na Formação Igarapé Paiva e os costeiros influenciados por maré e onda na Formação
Serra do Funil, estas duas unidades são pertencentes ao Grupo Arai. Separados por
discordância os depósitos fluviais inseridos na Formação Cabo Sobral, pertencentes a base do
Grupo Suapi, ocorrem recobrindo a discordância. A discordância que separa os dois grupos é
interpretada como limite de sequência, sendo aqui mencionado pela primeira vez como tal.
Esta superfície possui abrangência regional. A modelagem deposicional aliado aos estudos de
pelocorrentes revelou que a sucessão da Serra do Tepequém é composta de depósitos de dois
sistemas fluviais entrelaçados que migravam para SW, intercalado por um sistema
influenciado por maré e onde, sugerindo a existência de uma linha de costa orientada na
direção NW-SE.
89
6.10 REFERÊNCIAS
Aguerrevere S.E., López V.M., Delgado O.C. Freeman C.A., 1939. Exploración de la Gran
Sabana. Revista de Fomento, 3: 501-729.
Borges F.R. & D'Antona R.J.G. 1988. Geologia e mineralizações da serra Tepequém. In:
SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 35, Belém, Anais, v.1, p.155-163.
Bouman Q.C. 1959. The Roraima Formation, Northern part of Territorio do Rio Branco.
Belém, Petrobrás/Renor, Relatório Interno, 350-A, 17 p.
Brown C.B., Sawkins, J.G., 1875. Reports on the physical and economic geology of British
Guiana. Longmass Green, London, 297 p.
Cant D.J. & Walker R.G. 1978. Fluvial processes and facies sequences in the sandy braided
South Saskatchewan River, Canada. Sedimentology, 25: 625–648.
Collinson J.D. 1986. Alluvial sediments. In: Reading, H.G. (ed.), Sedimentary Environment
and Facies. Blackwell Scientific, Oxford, p. 20−62.
Cudzil M.R. & Driese S.G. 1987. Fluvial, tidal and storm sedimentation in the Chilhowee
Group (Lower Cambrian), northeastern Tennessee. Sedimentology, 34: 861–883.
Dalton L.V. 1912. On the geology of Venezuela. Geol. Mag., 9, 203-210.
Fernandes Filho L.A. 1990. Estratigrafia da Serra do Tepequém. In: SBG, Cong. Bras. Geol.
36, Natal, Anais, v.1, p. 199-210.
Fernandes L.A. 1992. A cobertura cretácea basáltica no Paraná e Pontal do Paranapanema
(SP): Os grupos Bauru e Caruá. Tese de Doutoramento, Instituto de Geociências,
Universidade de São Paulo, São Paulo, 129p.
Fernandes Filho L.A. & Nogueira A.C.R. 2003. Fácies de um Sistema Fluvial-Litorâneo
Proterozoico na Serra do Tepequém, estado de Roraima. In: SBG, Simp. Geol. Amaz., 8,
Manaus, CD-ROM.
Gibbs A.K. & Barron C.N. 1983. The Guiana Shield Reviewed. Episodes, 7: 4-18.
Gibling M.R. & Rust B.R. 1984. Channel margins in a Pennsylvaman braided fluvial deposit:
the Morien Group near Sydney, Nova Scotia, Canada: Journal of Sedimentary Petrology,
54: 773-782.
Lindholm R. C. 1987. A practical approach to sedimentology. London, Allen & Unwin.
276p.
Long D.G.F. 2002 Aspects of Late Palaeoproterozoic fluvial style: the Uairén Formation,
Roraima Supergroup, Venezuela. Spec. Publs int. Ass. Sediment., 33: 323-338.
Miall A.D. 1981. Alluvial sedimentary basins. Tectonic setting and basin architecture. In:
Miall A.D. (ed.), Sedimentation and Tectonics in alluvial basins. Geological Association
of Canada, Special Publication, 23: 1−33.
Montalvão R.M.G., Muniz M.B., Issler R. S., Dall'Agnol, R., Lima M.I.C., Fernandes
P.E.C.A., Silva G.G. 1975. Geologia da Folha NA.20 – Boa Vista e parte das Folhas
NA.21 - Tumucumaque, NB.20 - Roraima e NB.21. In: BRASIL. DNPM. Projeto
RADAMBRASIL. Folha NA.20 - Boa Vista e parte das Folhas NA.21-Tumucumaque,
NB.20 - Roraima e NB.21. Rio de Janeiro, 1975. (Levantamento de Recursos Minerais,
8).
Pinheiro S.S., Reis N.J., Costi H.T. 1990. Geologia da Região de Caburaí -nordeste de
Roraima; Relatório Final. Manaus, DNPM/CPRM, 1, 1-91.
Reid A.R. 1972. Stratigraphy of type area of the Roraima Group, Venezuela. Interguyana
Geological Conference, 9, Georgetown. Proceedings, p. 343-353.
Reis N.J. & Carvalho A.S. 1996. Coberturas sedimentares do Mesoproterozoico do estado
Roraima – Avaliação e discussão de seu modo de ocorrência. Revista Brasileira
Geociências, 26:217-226.
Reis N.J. & Fraga L.M., 1999. Estratigrafia: Sinópse Estratigráfica. In: Fraga, L.M.(Ed.).
Programa de Levantamento Geológicos Básicos do Brasil. Roraima Central, Folhas
90
NA.20-X-B e NA.20-X-D (inteiras), NA.20-X-A, NA.20-X-C, NA.21-V-A e NA.21-V-C
(parciais). Escala 1:500.000. Estado do Amazonas, --Brasília: CPRM, 1999. Relatório
final, cap. 3.1, 15-17.
Reis N.J., Pinheiro S.S., Costi H.T., Costa J.B.S. 1990. A cobertura sedimentar proterozóica
média do Supergrupo Roraima no norte do Estado de Roraima, Brasil: Atribuições aos
seus sistemas deposicionais e esquema evolutivo da sua borda meridional. Congresso
Brasileiro de Geologia, 36, Natal. Anais, v.1, p. 66-81.
Reis N.J., Pinheiro S.S., Costi H.T., Souza Cruz C.E. 1988. A Subdivisão do Grupo Suapi no
Contexto do Supergrupo Roraima, porção setentrional do T.F. de Roraima. In: SBG,
Congresso Latino-Americano de Geologia, 7, Belém, Anais, v.1: p. 389-398
Reis N.J. & Yánes G. 2001. O Supergrupo Roraima ao da faixa de fronteira entre Brasil e
Venezuela (Santa Elena de Uairén – Monte Roraima). Contribuições à Geologia da
Amazônia, 2:113-144.
Santos J.O.S. 1985. A subdivisão estratigráfica do Grupo Roraima. Simpósio de Geologia da
Amazônia, 2, Belém, Anais, v.1, p. 421-431.
Santos J.O.S., Potter P.E., Reis N.J., Hartmann L.A., Fletcher I.R., McNaughton N.J. 2003.
Age, source and Regional Stratigraphy of the Roraima Supergroup and Roraima-like
Sequences in Northern South America, based on U-Pb Geochronology. Geol. Soc. Amer.
Bull., 115:331-348.
Scholle P.A & Spearing D. 1982. Sandstone depositional environments. American
Association of Petrole um Geologists, AAPG memoir 31, Tulsa, Oklahoma, 410 p.
Truckenbrodt W., Fernandes Filho L.A., Nogueira A.C.R., Reis N.J. 2008. Stratigraphy of
Paleoproterozoic Arai Group, Southern part of Guyanas Sheild, Brazil. In: IAS-SEPM,
Meeting of Sedimentology, 26, Bochum-Alemanha. CD-ROM.
Walker R.G. & Cant D.J. 1984. Sandy Fluvial Systems. In: Walker R.G. (ed.), Facies Models
(2 ed.). Geoscience, Canada, Reprint Series 1:71−89.
Walker R.G. & James N.P. 1992. Facies Models: Response to Sea Level Change. Geol. Ass.
Canada, 454p.
Zhao G., Sun M., Simon A.W., Li S. 2004. A Paleo-Mesoproterozoic supercontinent:
assembly, growth and breakup, Earth-Science Reviews, 67:91–123.
91
CAPÍTULO 7 - CONSIDERAÇÕES FINAIS
As análises faciológica, estratigráfica e geométrica-estrutural das rochas, permitiram
um melhor entendimento das correlações e caracterização da sucessão sedimentar da Serra do
Tepequém e da região da Vila do Uiramutã, que permite as seguintes conclusões:
• A redescrição e redefinição da Formação Arai, com a hierarquização da unidade para
Grupo Arai, baseada em análise de fácies e em discordância regional encontrada nas duas
regiões do Tepequém e Uiramutã, se fez necessára para agrupar rochas depositadas em
uma mesma sucessão limitada por discordâncias, facilitando a correlação estratigráfica da
unidade;
• A sucessão da Serra do Tepequém é composta de 11 fácies sedimentares, constituídas
por arenitos grossos a finos, arenitos argilosos, conglomerados, ritmitos pelito/arenito e
brechas intraformacionais. As fácies organizam-se em 6 associações correspondendo aos
ambientes de canal entrelaçado I e II, planície de inundação fluvial influenciado por maré
e onda, planície de maré e canal de maré;
• A sucessão sedimentar da Serra do Tepequém possui aproximadamente 400 m e é
formada por rochas da formações Igarapé Paiva e Serra do Funil, do Grupo Arai, e
Formação Igarapé Cabo Sobral, do Grupo Suapi. O Grupo Arai é limitado por
discordância erosiva na base e no topo. Esta sucessão representa um megaciclo
retrogradante-progradante com depósitos fluviais de arenito e de conglomerado com
abundantes grãos de hematita provenientes da Formação Igarapé Paiva, na base,
sobrepostos por arenito argilosos, pelitos e ritmitos de ambiente costeiros da Formação
Serra do Funil, representando a fase retrogradante. No topo ocorrem sobre a superfície de
discordância os arenitos e conglomerados fluviais da Formação Igarapé Cabo Sobral,
representando o ciclo progradante;
• A presença de fácies geradas por maré e onda aponta para áreas de sedimentação bem
mais extensas que os limites da Serra do Tepequém, em contraposição à idéia de bacias
restritas, bem como a sua correlação com o bloco Pacaraima, indicando a existência de
conexões provavemente mais amplas, com áreas oceânicas maiores que a parte
atualmente preservada da bacia;
• A análise estrutural das rochas da Serra do Tepequém revelou um arranjo de camadas
com mergulhos preferenciais para SE e NW, disposto em domínios de direção NE-SW
(N65°E), os quais estão limitados por falhas oblíquas com rejeitos normais e inversos. A
estrutura da Serra do Tepequém possui arranjos de camada/falha com dobras em chevron
92
e kink bands, que tem reflexo principalmente no padrão observado em escala
quilométrica, bem visualizado nos produtos de sensores remotos.
• A deformação das rochas na serra está distribuída em diferentes domínios, cujos
limites são as falhas oblíquas NE-SW que acompanham as direções das estruturas
planares regionais. Trata-se de deformação produzida em regime rúptil a rúptil-dúctil,
afetando camadas com diferentes competências e características mecânicas a esse estilo
de deformação;
• A história tectônica regional pode ser sumariamente relacionada inicialmente a
presença de forte trama dúctil nas rochas do embasamento adjacente, vulcânicas do
Grupo Surumu, granitos das suítes Pedra Pintada e Saracura, e as associadas ao Cinturão
Cauarane-Coereni, onde importantes bandas e zonas de cisalhamento delineiam o quadro
dúctil da estruturação regional.
O arcabouço geométrico observado é característico de um ambiente de deformação de nível
crustal raso a médio, onde a história tectônica é controlada por reativações de planos de
fraqueza pré-existentes nas tramas antigas, dúcteis, do embasamento. Assim sendo, a sucessão
de rochas siliciclásticas que hoje compõe a Serra do Tepequém, pertencentes aos grupos Arai
e Suapi, base do Supergrupo Roraima, constitui parte preservada de uma ampla bacia
seccionada por soerguimentos e erosão, em discordância sobre o embasamento.
93
REFERÊNCIAS
Aguerrevere S.E., López V.M., Delgado O.C., Freeman C.A. 1939. Exploración de la Gran
Sabana. Rev. de Fomento, 3(19): 501-729.
Amaral G. 1974. Geologia Pré-Cambriana da Região Amazônica. Tese de Livre docência,
Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, 212 p.
Anderson C.W. & Dunn W.A. 1895. The Kaieteurian Conglomerate Prospection Expedition:
Govt. of British Guiana Adm. Report. Georgetown. Lib. of G.S.G., (280):480.
Barron C.N. 1966. Notes on the stratigraphy of Central British Guiana. In: DNPM,
Conferência Geológica Interguianas, 6, Anais, (41):121-126.
Bonfim L.F.C., Ramgrab G.E., Uchôa I.B., Medeiros J.B., Viégas Filho J.R., Mandetta P.,
Kuyumjian R.M., Pinheiro S.S. 1974. Projeto Roraima. Manaus, DNPM/CPRM,
Relatório Final, vol. IA-D, II.
Borges F.R. & D'Antona R.J.G. 1988. Geologia e mineralizações da serra Tepequém. In:
SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 35, Anais, 1:155-163.
Bouman Q.C. 1959. The Roraima Formation, northern part of Territorio do Rio Branco. Rio
de Janeiro, PETROBRÁS/RENOR, Relatório Técnico Interno, 350-A,17 p.
Braun O.P.G. 1973. Projeto Roraima, 2a Fase. Levantamento geológico integrado. Manaus,
DNPM/CPRM, Relatório de mapeamento preliminar ao milionésimo, correspondente à
"Fotointerpretação preliminar". 218 p.
Brown C.B. & Sawkins J.G. 1875. Reports on the physical and economic geology of British
Guiana. London. Longmass Green. 297 p.
Castro J.C. de & Barrocas S.L.S. 1986. Fácies e ambientes deposicionais do Grupo Roraima.
Rio de Janeiro. PETROBRÁS-CENPES, Relatório Técnico, 20p.
Conolly, H.J.C. 1925. Preliminary survey of the Mazaruni and Puruni diamond fields. Geol.
Surv. Britsh Guiana Bull., 1:100 p.
Bizzi L.A., Schobbenhaus C., Gonçalves J.H., Baars F.J., Delgado I. M., Abram M.B., Leão
Neto R., Matos G.M.M., Santos J.O.S. 2002. Geologia e recursos minerais da Amazônia
Brasileira; região cratônica. Escala 1:1.750.000. Sistema de Informações Geográficas-
SIG. Brasília, CPRM, CD-Rom.
Dalton L.V. 1912. On the geology of Venezuela. Geol. Mag., 9:203-210.
Emery D. & Myers K.J. 1996. Sequence stratigraphy. London, Blackwell Science, 297p.
Fernandes Filho L.A. & Nogueira A.C.R. 2003. Fácies de um Sistema Fluvial-Litorâneo
Proterozóico na serra do Tepequém, estado de Roraima. In: SBG, Simpósio de Geologia
da Amazônia, 8, Anais, Manaus. CD-Rom.
Keats W. 1973. The Roraima Formation in Guayana: A revised stratigraphy and a proposed
environment of deposition. In: Cong. Latino Americano Geológico, 2, Caracas. Boletin
Especial, 7:901-940.
Leckie D.A. & Singh C. 1991. Estuarine deposits of the Albian Paddy Member (Peace River
Formation) and Lowermost Shaftesbury Formation, Alberta. Journal of Sedimentary
Petrology, 61:825-849.
Long D.G.F. 2002. Aspects of Late Palaeoproterozoic fluvial style: The Uairén Formation,
Roraima Supergroup, Venezuela. International Assoc. Sedimentologists Spec. Publ.,
33:323-338.
McClay K.R. 1996. The Mapping of Geological Structures. John Wiley Eds. 161 p.
94
Montalvão R.M.G., Muniz M.B., Issler R.S., Dall'Agnoll R., Lima M.I.C., Fernandes
P.E.C.A., Silva G.G. 1975. Geologia. In: CPRM/DNPM, Projeto RADAMBRASIL. Folha
NA.20 - Boa Vista e parte das Folhas NA.21-Tumucumaque, NB.20 - Roraima e NB.21.
Rio de Janeiro, 8:13-136.
Paiva G. 1929. Geologia do alto Rio Branco. Traços principais. In: DNPM, Relatório Anual
do Serviço Geológico e Mineralógico. Rio de Janeiro, p. 12-16.
Petri S., Coimbra A.M., Amaral G., Ojeda Y Ojeda H., Fúlfaro V.J., Ponçano W.L. 1986.
Código brasileiro de nomenclatura estratigráfica. Rev. Bras. Geoc., 16(4):370-415.
Pinheiro R.V.L. & Holdsworth R.E. 2000. Evolução Tectonoestratigráfica dos Sistemas
Transcorrentes Carajás e Cinzento, Cinturão Itacaiúnas, na Borda Leste do Craton
Amazônico, Pará. Rev. Bras. Geoc., 30(4):597-606.
Pinheiro S.S., Nunes A.C.B., Costi H.T., Yamaguti H.S., Faraco M.T.L., Reis N.J., Menezes
R.G., Riker S.R.L., Wildner W. 1981. Projeto Catrimani-Urariqüera. Relatório Final.
Manaus, DNPM/CPRM, v.I-A.
Pinheiro S.S., Reis N.J., Costi H.T. 1990. Geologia da Região de Caburaí, Nordeste de
Roraima. Escala 1:100.000. Estado de Roraima. Relatório Final. Manaus, CPRM, v.1,
91p.
Posamentier H.W., Jervey M.T., Vail P.R. 1988. Eustatic controls on clastic deposition I- a
conceptual framework. In: Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.St.C., Posamentier
H.W., Ross C.A., Van Wagoner J.C. (Eds.). Sea-Level Changes: An Integrated
Approach. SEPM, Special Publication, 42:109-124.
Posamentier H.W., Jervey M.T., Vail P.R. 1988. Eustatic controls on clastic deposition II-
sequence and systems tract models. In: Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.St.C.,
Posamentier H.W., Ross C.A., Van Wagoner J.C. (Eds.). Sea-Level Changes: An
Integrated Approach . SEPM, Special Publication, 42:125- 154.
Preim H.N.A., Boelrick M.A.I.M., Herbeda E.H., Verdurmen E.A.Th., Verschure R.H. 1973.
Age of the Precambrian Roraima Formation in Northeastern South America: evidence of
isotopic dating of Roraima pyroclastic volvanic rocks in Surinam. Geol. Soc. Am. Bull.,
84:1677-1684.
Ramsay J.G. & Huber M.I. 1983. The techniques of modern structural geology; strain
analysis. London, Academy Press. v.1, 308p.
Ramsay J.G. & Huber M.I. 1987. The techniques of modern structural geology; folds and
fractures. London, Academy Press. v.2, p.309-700.
Reid A.R. 1972. Stratigraphy of type area of the Roraima Group, Venezuela. In: Interguyana
Geological Conference, 9, Georgetown, Proceedings, 6: 343-353.
Reis N.J. & Carvalho A.S. 1996. Coberturas sedimentares do Mesoproterozóico do estado
Roraima – Avaliação e discussão de seu modo de ocorrência. Rev. Bras. Geoc.,
26(4):217-226.
Reis N.J. & Fraga L.M. 1999. Estratigrafia: Sinopse Estratigráfica. In: Fraga L.M. (Sup.).
Programa de Levantamento Geológicos Básicos do Brasil. Roraima Central, Folhas
NA.20-X-B e NA.20-X-D (inteiras), NA.20-X-A, NA.20-X-C, NA.21-V-A e NA.21-V-C
(parciais). Escala 1:500.000. Estado do Amazonas. Brasília, CPRM, Relatório final, p.
15-17.
Reis N.J. & Yánes G. 2001. O Supergrupo Roraima ao da faixa de fronteira entre Brasil e
Venezuela (Santa Elena de Uairén – Monte Roraima). In: Reis N.J. & Monteiro M.A.S.
(Eds.). Contribuições à Geologia da Amazônia, 2:113-144.
95
Reis N.J., Fraga L.M.B., Faria M.S.G., Almeida M.E. 2003. Geologia do Estado de Roraima,
Brasil. Géologie de la France, (2-3-4):121-134.
Reis N.J., Pinheiro S.S., Carvalho J.E. 1985. Subdivisão litoestratigráfica da Formação Suapi
- Grupo Roraima - Território Federal de Roraima. In: SBG, Simpósio de Geologia da
Amazônia, 2, Belém, Anais, 1:408-420.
Reis N.J., Pinheiro S.S., Costi H.T., Costa J.B.S. 1990. A cobertura sedimentar proterozóica
média do Supergrupo Roraima no norte do Estado de Roraima, Brasil: Atribuições aos
seus sistemas deposicionais e esquema evolutivo da sua borda meridional. In: SBG,
Congresso Brasileiro de Geologia, 36, Natal, Anais, 1:66-81.
Santos J.O.S. & D'Antona R.J.G. 1984. A Formação Arai e a subdivisão do Grupo Roraima.
In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 33, Rio de Janeiro, Anais, p.1162-1173.
Santos J.O.S. 1985. A subdivisão estratigráfica do Grupo Roraima. In: Simpósio de Geologia
da Amazônia, 2, Belém, Anais, 1:421-431.
Santos J.O.S., Potter P.E., Reis N.J., Hartmann L.A., Fletcher I.R., McNaughton N.J. 2003.
Age, source and Regional Stratigraphy of the Roraima Supergroup and Roraima-like
Sequences in Northern South America, based on U-Pb Geochronology. Geol. Soc. Amer.
Bull., 115(3):331-348.
Santos J.O.S., Hartmann L.A., Gaudette H.E. 2000. A New Understanding of the Provinces of
the Amazon Craton Based on Integration of Field Mapping and U-Pb and Sm-Nd
Geochronology. Gondwana Research, 3(4):453-488,
Vail P.R., Mitchum R.M., Todd R.G., Widmier J.M., Thompson S., Sangree J.B., Bubb J.N.,
Hatlelid W.G. 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea level. In: Payton C.E.
(Ed.). Seismic Stratigraphy- Applications to Hydrocarbon Exploration. AAPG. Memoir
26:49-212.
Van Wagoner J.C., Mitchum R.M., Campion K.M., Rahmanian V.D. 1990. Siliciclastic
Sequence Stratigraphy in Well Logs, Cores, and Outcrops: Concepts for High Resolution
Correlation of Time and Facies. Tulsa, AAPG, Methods in Exploration, 7, 55p.
Van Wagoner J.C., Posamentier H.W., Mitchum R.W., Vail P.R., Sarg J.F., Loutit T.S.,
Handerbol J. 1988. An overview of the fundamentals of sequence stratigraphy and key
definitions. In: Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.St.C., Posamentier H.W., Ross
C.A., Van Wagoner J.C. (Eds.). Sea-Level Changes: An Integrated Approach. SEPM,
Special Publication, Tulsa, 42: 39-46.
Walker R.G. 1990. Facies Modelling and Sequence Stratigraphy. Journal of Sedimentary
Petrology, 60:777-786.
Walker R.G. 1992. Facies, facies models and modern stratigrahic concepts. In: Walker R.G.
& James N.P. (Eds.). Facies Models - Response to Sea Level Change. Geological
Association of Canada, Ontario, Canada, 1-14 p.
Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.St.C., Posamentier H.W., Ross C.A., Van Wagoner
J.C. 1988. Sea-Level Changes: An Integrated Approach. SEPM, Special Publication,
Tulsa, v. 42, 407p.
Wizevich M.C. 1991. Photomosaics of outcrops: useful photographic techniques. In: Miall
A.D. & Tyler N. (Eds.). The Three-Dimensional Facies Architecture of Terrigenous
Clastic Sediments and Its Implications for Hydrocarbon Discovery and Recovery:
Concepts in Sedimentology and Paleontology. SEPM, 3:22-24.
96
Yanez G.A. 1972. Província geológica de Roraima; geologia estrutural y geomorfologia de su
parte septentrional entre los rios Paragua y Caroni (Venezuela). In: MMH, Congreso
Geológico Venezolano, 4, Caracas, Memoria, 5:372-374.
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