Geologia Do Estado Do Rio De Janeiro

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MINISTÉRIO DE MINAS E ENERGIA SECRETARIA DE MINAS E METALURGIA GOVERNO DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO SECRETARIA DE ENERGIA, DA INDÚSTRIA NAVAL E DO PETRÓLEO DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS DRM-RJ

CPRM – Serviço Geológico do Brasil

PROGRAMA LEVANTAMENTOS GEOLÓGICOS BÁSICOS DO BRASIL

GEOLOGIA DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO

Organizado por Luiz Carlos da Silva e Hélio Canejo da Silva Cunha (in memoriam)

BRASÍLIA 2001 APRESENTAÇÃO

Cumprindo seu papel institucional de prover o 6) MAPA DE USO E COBERTURA DO SOLO DO país do conhecimento geológico e hidrológico bá- ESTADO DO RIO DE JANEIRO; sico necessário para o seu desenvolvimento sus- tentável, o Serviço Geológico do Brasil (CPRM) 7) MAPA DE ISOIETAS TOTAIS ANUAIS; sente-se honrado em oferecer às organizações pú- blicas e privadas, assim como aos profissionais, 8) ESTUDOS DE CHUVAS INTENSAS; empresários e pesquisadores interessados na geologia, na mineração, nos recursos hídricos, na ges- 9) MAPAS GEOFÍSICOS DO ESTADO DO RIO DE tão territorial e no meio ambiente do Estado do Rio JANEIRO; de Janeiro, os produtos aqui contidos, todos em escala de integração de 1:500.000 e nível escalar de 10) MAPAS DE SOLO E APTIDÃO AGRÍCOLA informação de 1:250.000, com seus respectivos, DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO; relatórios a saber: 11) INVENTÁRIO DE ESCORREGAMENTOS DO 1) MAPA GEOLÓGICO DO ESTADO DO RIO DE ESTADO DO RIO DE JANEIRO; JANEIRO (também na escala 1:400.000); 12) MAPA GEOAMBIENTAL DO ESTADO DO 2) OS RECURSOS MINERAIS E A ECONOMIA RIO DE JANEIRO. MINERAL DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO; Cumpre destacar que, nessas escalas de traba- 3) MAPA DE FAVORABILIDADE HIDRO- lho, esses produtos representam o estado da arte GEOLÓGICA DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO; no conhecimento dos temas que abordam, incorporando concepção moderna de cartografia geoló- 4) MAPA GEOQUÍMICO DO ESTADO DO RIO DE gica e aportando dados e conhecimentos até agora JANEIRO; indisponíveis sobre a evolução geológica deste segmento crustal em que se assenta o Estado e 5) MAPA GEOMORFOLÓGICO DO ESTADO DO oferecendo um conjunto de informações de eleva- RIO DE JANEIRO; do significado como base para a formulação e im- plementação de políticas de gestão de recursos EMBRAPA – Empresa Brasileira de Pesquisa naturais, em particular recursos hídricos, de orde- Agropecuária, o CIDE – Centro de Informações e namento territorial e de estudos ambientais em todo Dados do Rio de Janeiro, a SERLA – Superinten- o território fluminense. dência Estadual de Rios e Lagos, a EMOP – Na continuidade desses trabalhos, os produtos Empresa de Obras Públicas do Estado do Rio de ora lançados em meios convencionais e em Janeiro, a PUC/RJ – Pontifícia Universidade Católi- CD-ROM (formato .pdf) estarão brevemente inte- ca, a Universidade Federal Fluminense – UFF , a grados a bancos de dados com arquivos texto e UERJ – Universidade do Estado do Rio de Janeiro, dados tabulares georreferenciados devendo ser a UFRRJ – Universidade Federal Rural do Rio de disponibilizados em base GIS ainda em 2001 incor- Janeiro, a UFRJ – Universidade Federal do Estado porando o “Mapa de Recursos Minerais” e, de parti- do Rio de Janeiro, a RESUB – Rede de Geotecno- cular relevância tratando-se do maior produtor de logia em Águas Subterrâneas, a ANEEL – Agência petróleo do país, o “Mapa Geológico da Plataforma Nacional de Energia Elétrica, e o INMET – Instituto Continental do Estado do Rio de Janeiro”. Nacional de Meteorologia. Os mapas e demais produtos aqui apresenta- Ao tempo em que registro o agradecimento e o dos resultaram de trabalho integrado e de parce- reconhecimento pela fundamental contribuição ria altamente frutífera do Serviço Geológico do dada por cada uma dessas entidades para a forma Brasil (CPRM) com diversas entidades públicas e o conteúdo desses produtos, peço sejam credita- federais e estaduais, assim como as principais dos ao Serviço Geológico do Brasil (CPRM) quais- Universidades do Estado, destacando-se o De- quer omissões e equívocos eventualmente encon- partamento de Recursos Minerais – DRM-RJ, a trados nos mesmos.

Umberto Raimundo Costa Diretor Presidente da CPRM – Serviço Geológico do Brasil GEOLOGIA DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO CPRM – SERVIÇO GEOLÓGICO DO BRASIL

DIRETOR DE GEOLOGIA E RECURSOS MINERAIS Luiz Augusto Bizzi

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA Carlos Schobbenhaus

PROGRAMA LEVANTAMENTOS GEOLÓGICOS BÁSICOS DO BRASIL

COORDENAÇÃO NACIONAL DO PROGRAMA Inácio de Medeiros Delgado

Base de Dados Nelson Custódio da Silva Filho Geofísica Mário J. Metelo Geologia Estrutural Reginaldo Alves dos Santos Geoquímica Carlos Alberto C. Lins e Gilberto J. Machado Metalogenia/Geologia Econômica Inácio de Medeiros Delgado Petrologia Luiz Carlos da Silva Sedimentologia Augusto José Pedreira Sensoriamento Remoto Cidney Rodrigues Valente

COORDENAÇÃO GERAL DO PROJETO Luiz Carlos da Silva

GEOLOGIA DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO CRÉDITOS DE AUTORIA

Capítulo 1 Luiz Carlos da Silva, Nolan Maia Dehler e Reginaldo Alves dos Santos Capítulo 2 Luiz Carlos da Silva Capítulo 3 Luiz Carlos da Silva, Nolan Maia Dehler, Frederico Ozanam Raposo, Itair Alves Perillo e Carlos Alberto Heineck Capítulo 4 Luiz Carlos da Silva, Nolan Maia Dehler, Capítulo 5 Luiz Carlos da Silva, Valter Salino Vieira, Magda Terezinha Guimarães e Emiliano Cornélio de Souza Capítulo 6 Nolan Maia Dehler e Luiz Carlos da Silva Capítulo 7 Emiliano Cornélio de Souza e Magda Terezinha Guimarães

Capítulos 8, 9 Francisco Caruso Júnior, Hélio Canejo da Silva Cunha e Fátima Regina Blanco de Dios

Colaboradores CPRM: Inácio de Medeiros Delgado e Claiton Piva Pinto

Colaboradores outras Instituições: Francisco Caruso Júnior (Centro de Ciências Tecnológicas da Terra e do Mar – UNIVALI)

Revisão Final Luiz Carlos da Silva, Carlos Alberto Heineck e Márcio Antônio da Silva

PROGRAMA LEVANTAMENTOS GEOLÓGICOS BÁSICOS DO BRASIL Diretoria de Geologia e Recursos Minerais

Executado pela CPRM – Serviço Geológico do Brasil Superintendências Regionais de Belo Horizonte, São Paulo e Escritório do Rio de Janeiro

Coordenação Editorial a cargo da Divisão de Editoração Geral – DIEDIG Departamento de Apoio Técnico – DEPAT

Silva, Luiz Carlos da

S586 Geologia do Estado do Rio de Janeiro: texto explicativo do mapa geológico do Estado do Rio de Janeiro / organizado por Luiz Carlos da Silva {e} Hélio Canejo da Silva Cunha. – Brasília: CPRM. 2ª edição revista em 2001. 1 CD-ROM Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil. Executado pela CPRM - Serviço Geológico do Brasil /Departamento de Recursos Minerais - DRM - RJ. 1.Geologia – Rio de Janeiro – Mapas. 2. Mapeamento geológico – Rio de Janeiro. I. Cunha, Hélio Canejo da Silva. II. CPRM – Serviço Geológico do Brasil. III. Rio de Janeiro (Estado). Departa- mento de Recursos Minerais. IV. Título. CDD 558.153 SUMÁRIO

1 INTRODUÇÃO ...... 1 1.1 Objetivos, Justificativas e Produtos ...... 1 1.2 Metodologia ...... 2 1.2.1 Etapa I – Revisão Geológica das Folhas 1:250.000 (Rio de Janeiro, Macaé, Campos, Juiz de Fora, Volta Redonda e Ilha Grande) ...... 2 1.2.2 Etapa II – Execução do Mapa Geológico 1:400.000 e Texto Explicativo ...... 2 1.3 Principais Fontes de Informação ...... 4 1.4 Contexto Geológico Regional ...... 4 1.4.1 Introdução ...... 4 1.4.2 Arcabouço Tectônico Regional do Sudeste Brasileiro...... 7 1.4.3 Geotransversa Isotópica Rio de Janeiro/Juiz de Fora (MG) – Escala 1:250.000 . 11

2 ARQUEANO ...... 13 2.1 Complexo Mantiqueira (Am) ...... 13

3 PALEOPROTEROZÓICO ...... 15

3.1 Complexo Região dos Lagos (Pg1rl)...... 15 3.2 Complexo Juiz de Fora (Pg1jf, Pg1jfa) ...... 16 3.3 Suíte Quirino (Pg1q)...... 17

4 MESO/NEOPROTEROZÓICO...... 21 4.1 Grupo Andrelândia (MNa) ...... 21 4.2 Complexo Embu (MNe)...... 22 4.3 Complexo Paraíba do Sul ...... 23 4.3.1 Unidade São Fidélis - MNps ...... 23 4.3.2 Unidade Italva - MNpi ...... 25 4.3.3 Unidade Itaperuna - MNpit...... 26 4.4 Complexo Búzios (MNb) ...... 28

5 NEOPROTEROZÓICO/CAMBRIANO...... 31 5.1 Introdução...... 31

–v– 5.2 Episódio orogênico Brasiliano II / Magmatismo Pré- a Sincolisional Precoce (630-600 Ma) ...... 33 5.2.1 Complexo Rio Negro (Ng1rn)...... 33 5.2.1.1 Unidade Rio Negro (Ng1r)...... 34 5.2.1.2 Unidade Duas Barras (Ng1r)...... 34 5.2.2 Leucogranito Gnaisse Serra do Paquequer (Ng1p)...... 35 5.3 Episódio orogênico Brasiliano III / Magmatismo Pré- a Sincolisional (570-560 Ma) . . 35 5.3.1 Suíte Serra dos Órgãos (Ng2s,Ng2ss) ...... 35 5.3.2 Suíte Desengano (Ng2d)...... 36 5.3.3 Suíte Rio de Janeiro (Ng2r)...... 38 5.3.4 Suíte Bela Joana (Ng2b)...... 41 5.3.5 Suíte Ilha Grande (Ng2i)...... 45 5.3.6 Suíte Natividade (Ng2n)...... 45 5.3.7 Suíte Angelim (Ng2a)...... 45 5.3.8 Suíte Rio Turvo (Ng2rt)...... 46 5.4 Episódio Orogênico Brasiliano III / Magmatismo Tardi-colisional (560-545 Ma) ....47 5.4.1 Suíte Serra das Araras (Ng3a)...... 47 5.4.2 Suíte Pedra Selada (Ng3p)...... 48 5.4.3 Suíte Varre-Sai (Ng3v) ...... 48 5.4.4 Suíte Santo Antônio de Pádua (Ng3sa) ...... 49 5.5 Episódio Orogênico Brasiliano III / Magmatismo Tardi a Pós-tectônico (545-500 Ma) . 49 5.5.1 Suíte Getulândia (eg4g)...... 49 5.5.2 Plútons Toleiíticos Máficos/ Complexo Básico Gleba Ribeira (eb5g)...... 50 5.5.3 Granitóides pós-Tectônicos Cambrianos (eg5) ...... 51 5.5.4 Maciço Alcalino de Canaã (elc)...... 52

6 EVOLUÇAO GEOTECTÔNICA NEOPROTEROZÓICA/CAMBRIANA ...... 55 6.1 A geometria da Deformação Brasiliana ...... 55 6.2 A Cinemática Brasiliana ...... 56 6.3 Interpretação Tectônica e Discussão da Estruturação Regional ...... 56 6.4 Evolução Geotectônica Brasiliana ...... 58

7 MESO-CENOZÓICO ...... 63 7.1 Intrusivas Alcalinas Meso-Cenozóicas (KTI) ...... 63 7.1.1 Introdução...... 63 7.1.2 Relações estruturais, petrologia e geocronologia ...... 64

8 CENOZÓICO/TERCIÁRIO ...... 65 8.1 Bacias Continentais Terciárias...... 65 8.1.1 Bacias da Região Oriental do Estado ...... 66 8.1.2 Bacia de Macacu ...... 66 8.1.3 Grupo Barreiras (Tb) ...... 67 8.1.4 Bacia de Volta Redonda ...... 67 8.1.5 Bacia de Resende ...... 67 8.1.6 Bacia de Taubaté...... 67

9 CENOZÓICO/QUATERNÁRIO ...... 69 9.1 Introdução...... 69 9.2 Ambientes de Sedimentação Continental ...... 69 9.2.1 Depósitos Colúvio-aluvionares (Qc) ...... 69

–vi– 9.3 Ambientes de Sedimentação Transicional-Marinho ...... 70 9.3.1 Depósitos Praiais Marinhos e/ou Lagunares (Qpm) ...... 70 9.4 Depósitos Flúvio-Lagunares (Qhfl)...... 72 9.5 Depósitos Praiais Marinhos e/ou Lagunares (Qhml) ...... 72 9.6 Evolução Geológica ...... 74

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...... 77

ANEXOS

I Mapa Geológico do Estado do Rio de Janeiro, escala 1:400.000.

II Geotransversa Isotópica Rio de Janeiro – Juíz de Fora, escala 1:250.000.

– vii – Geologia do Estado do Rio de Janeiro

INTRODUÇÃO

1.1 Objetivos, Justificativas e Produtos Por outro lado, como a maior extensão do estado não foi objeto de novos trabalhos (sistemáticos) A execução do Mapa Geológico do Estado do posteriores ao Projeto Carta Geológica do Estado Rio de Janeiro, em escala 1:400.000, elaborado do Rio de Janeiro em escala 1:50.000 (DRM-RJ, dentro do Programa Levantamentos Geológicos 1978-1983), havia uma forte demanda por traba- Básicos do Brasil, do Serviço Geológico do Bra- lhos de revisão cartográfica, integração e reinter- sil/CPRM, tem por objetivo disponibilizar em meio pretação conceitual da evolução geológica. digital, para o gerenciamento governamental, da- De acordo com a sistemática do Programa Le- dos de informações geológicas e dos recursos mi- vantamentos Geológicos Básicos do Brasil, em nerais com cobertura de todo o estado. execução pela CPRM, a base cartográfica do mapa O grande avanço proporcionado aos conheci- geológico, na escala 1:400.000, foi desenvolvida mentos geológicos na última década, com a intro- em duas etapas: I - Revisão geológica das folhas dução de tratamento químico e de métodos geo- 1:250.000 que cobrem o estado e, II - Integração e cronológicos de alta resolução (U-Pb), associados compatibilização dos dados geológicos das folhas a estudos cartográficos e estruturais em escala de 1:250.000, e migração dos dados para a escala detalhe (divulgados na forma de numerosas Teses 1:400.000. e Dissertações), demandava uma integração em Portanto, através desse novo mapa geológico, nível estadual. complementado pelo Mapa de Recursos Minerais e A edição do Mapa Geológico do Estado em es- o Mapa da Plataforma Continental (em prepara- cala 1:400.000 pelo DNPM (Fonseca, 1998), con- ção), passou-se a ter um banco digital moderno e sistiu em uma primeira e bem sucedida tentativa de atualizado, suportado por bases de dados nacio- integração regional, a qual é aqui ampliada sob nais geridas pela CPRM: de afloramentos descri- uma metodologia distinta, com procedimentos-pa- tos, de ocorrências minerais e de análises petro- drões do “Projeto Mapas Geológicos Estaduais” do gráficas e litoquímicas. Além disso, as folhas Serviço Geológico do Brasil/CPRM. 1:250.000 revisadas, que serviram de base ao

–1– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

mapa estadual, são acompanhadas de Notas 4. Após a execução da Geotransversa Isotópica Explicativas, gerando outros produtos que também Rio de Janeiro - Juiz de Fora, foram realizadas in- estão sendo disponibilizados em meio digital pela cursões expeditas de campo, para fins de confe- CPRM. rência e coleta de dados adicionais que, devida- Esse sistema estadual de informações passará a mente selecionados, foram submetidos a análises ser gerido e gerenciado pelo próprio Estado do Rio no gabinete e laboratório, com vistas à consolida- de Janeiro através do DRM, permitindo o planeja- ção de todas as informações. Para cumprimento mento integrado das ações voltadas para o desen- dessa atividade foram utilizados, de forma conju- volvimento setorial, aproveitamento de recursos gada, os dados antigos e novos obtidos, cuja inter- naturais e disponibilizando para o setor privado ba- pretação e reinterpretação deu origem aos mapas ses para a identificação de novas oportunidades 1:250.000. Esses trabalhos envolveram todos os de investimento. terrenos pré-cambrianos/cambrianos do estado.

1.2 Metodologia Síntese dos Dados Físicos de Produção

1.2.1 Etapa I - Revisão Geológica das Folhas · afloramentos descritos 2.300 1:250.000 (Rio de Janeiro, Macaé, Cam- pos, Juiz de Fora, Volta Redonda e Ilha · amostras coletadas 1.200 Grande) · lâminas revisadas 1.050

· novas lâminas descritas 500 Essa etapa foi executada de acordo com o pa- análises geocronológicas · 3 drão dos procedimento adotados no Programa Le- SHRIMP vantamentos Geológicos Básicos do Brasil–PLGB/ CPRM: · caminhamento geológico (km) 5.200 1. Integração e reinterpretação dos dados pre- · dias/campo/folha 45 viamente publicados. Para tanto, foram consulta- · equipe executora (geólogos) 6 dos inúmeros trabalhos de cunho regional anteriormente desenvolvidos pela CPRM e o Projeto · coordenação (geólogo). 1 Carta Geológica do Estado do Rio de Janeiro em 1:50.000 (DRM-RJ) no período de 1978 a 1983, além de trabalhos genéricos ou específicos publi- 5. O resultado dessa revisão é apresentado sob cados na literatura, Teses e Dissertações (figura a forma do mapa em escala 1:250.000, acompa- 1). nhado de nota explicativa. Na confecção da coluna 2. Revisão de lâminas delgadas, análises litoquí- litoestratigráfica, as relações de idade entre as di- micas, análises geocronológicas, produtos de sen- versas unidades foram, sempre que possível, ba- soriamento remoto e de aerogeofísica, com execu- seadas em dados geocronológicos U-Pb, e, em ção de mapas de lineamentos extraídos de ima- menor grau, deduzidas a partir das relações de gens de radar e imagens de satélite, na escala campo e das descrições litoestruturais disponíveis 1:250.000. em trabalhos anteriores. 3. Os dados geológicos foram integrados como mapa de serviço na escala 1:250.000, que serviu para o planejamento de perfis geológicos a 1.2.2 Etapa II - Execução do Mapa Geológico serem levantados no campo, precedidos da sele- 1:400.000 e Texto Explicativo ção e execução do perfil-chave (Geotransversa Isotópica), orientativo para os futuros levanta- A integração e compatibilização das cartas mentos de campo. O perfil selecionado, Rio de 1:250.000 geraram o mapa geológico em escala Janeiro - Juiz de Fora, foi apoiado em análises mi- 1:400.000, aqui apresentado. Esse mapa, além da sua croscópicas e em datações geocronológicas versão impressa, está disponível em formato digital, U-Pb SHRIMP em alvos estratégicos, fornecendo permitindo sua distribuição e reprodução em uma visão integrada dos problemas estruturais e CD-ROM. litoestratigráficos a serem resolvidos com a nova O Texto Explicativo do mapa, também impresso cartografia. e disponível em formato digital, constitui igualmen-

–2– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

1 - DRM/GEOSOL (1982) – 1:50.000 14 - Guimarães (1999) – 1:50.000 27 - Hipertt (1990) 33 32 2 - DRM/CPRM (1983)– 1:50.000 15 - Valladares (1996) – 1:50.000 28 - Fonseca (1994) 3 - Hemboldet al . (1965) – 1:50.000 16 - DNPM/MME (1965) 29 - Tupinambá (1999) 4 - Hasuiet al . (1977) – 1:50.000 17 - DNPM/CPRM (1976) 30 - Junho (1990) 5 - Heilbron (1993) – 1:100.000 18 - DRM-RJ/GEOMITEC (1981) 31 - Fonseca (1986) 19 19 6 - Dios (1995) – 1:50.000 19 - DRM-RJ/GEOSOL (1980,1981) 32 - Vieira (1997) 36 7 - Junhoet al . (1989) – 1:160.000 20 - DRM-RJ/TRISERVICE (1981) 33 - Raposo (2000) 8 - Machado (1984) – 1:100.000 21 - DRM-RJ 34 - Matoset al . (1980) 37 9 - Estágio de campo – USP – 1:50.000 22 - DRM-RJ/UFRJ 35 - Vieira (2000) 19 10 - Heilbronet al . (1997) – 1:500.000 23 - Heilbronet al. (1993) 36 - Fonteset al . (1981) 11 - Junhoet al . (1991) – 1:50.000 19 24 - Puget (1979) 37 - Silva & Ferrari (1976) 18 12 - Pacciullo (1997) – 1:100.000 25 - Junho (1982) 38 - Martinet al . (1997) 13 - Riccomini (1989) – 1:250.000 26 - Zorita (1979) 35 Fonseca (1998) - Mapa 19 20 18 Geológico do Estado em escala 1:400.000

35 34 19 38 45º00´ 44º00´ 43º30´ 22º00´ 7 12 18 41º00´ 11 5 10 29 29 19 MG 19 20 12

22 30 17 RJ 5 25 25 4 2 11 8 13 26 21 24 4 2 1 21 SP 6 18 28 16 3 23 31 27 14 23º00´ 1 3 Rio de Janeiro 42º00´

9 2

2 4 Limite interestadual State boundary Figura 1 – Principais Fontes de Consulta Cartográfica. Figure 1 – Main Cartographic Sources.

–3– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

te um produto conceitualmente atualizado. A abor- nal do Neoproterozóico e início do Paleozóico, dagem de cada unidade está dividida em um item constituindo, juntamente com a Faixa Brasília, a introdutório, descritivo das feições primárias petro- Cunha de Guaxupé e os metassedimentos da de- gráficas e estruturais, seguido de uma abordagem nominada Faixa Alto Rio Grande, o arcabouço geo- mais conceitual, baseada em modelos e terminolo- tectônico do Sudeste Brasileiro (figura 3). gia calcados na tectônica global. Devido à sua posição geográfica privilegiada, flanqueando o continente sul-americano e volta- da para o sudeste do continente africano, a pro- 1.3 Principais Fontes de Informação víncia constitui-se em elemento-chave para o entendimento da colagem neoproterozóica dos oró- Para a consecução deste trabalho, foram consul- genos brasilianos/pan-africanos que se seguiu à tados inúmeros trabalhos de cunho regional e es- convergência dos até então dispersos fragmen- pecífico, principalmente aqueles do Projeto Carta tos do Supercontinente Rodínia, durante a amal- Geológica do Estado do Rio de Janeiro, com ma- gamação do Supercontinente Gonduana Ociden- pas geológicos em escala 1:50.000, coordenado tal. pelo Departamento de Recursos Minerais (DRM- A evolução tectônica dos terrenos pré-cam- RJ) da Secretaria de Estado de Energia, da Indús- brianos aflorantes no Estado do Rio de Janeiro tria Naval e do Petróleo, no período de 1978 a 1983, tem sido há décadas objeto de numerosos estu- e do Departamento Nacional da Produção Mineral, dos e intensas discussões no meio acadêmico. especialmente Fonseca (1998). Apesar do grande número de trabalhos científi- Além disso, utilizou-se o considerável acervo cos versando sobre diversas áreas do conheci- de Teses e Dissertações acadêmicas, produzi- mento geológico, estes dados são ainda frag- das nas duas últimas décadas pelas diversas uni- mentários, restando grandes lacunas a serem versidades sediadas no estado e em estados vizi- preenchidas, notadamente as geocronológicas. nhos e por grupos de pesquisas, entre os quais Isto também reflete-se nos modelos de evolução merece destaque o TEKTOS, Grupo de Pesquisa tectônica propostos por diferentes autores. Geotectônica da UERJ. A figura 1 sintetiza os Até meados da década de 80 estes modelos principais trabalhos e documentos cartográficos eram de cunho genérico, fundamentalmente utilizados. restritos a agrupamentos regionais de grandes unidades litoestratigráficas e essencialmente fixistas. Este período confunde-se, em linhas 1.4 Contexto Geológico Regional gerais, com o período de definição dos grandes compartimentos tectônicos regionais do Su- 1.4.1 Introdução deste Brasileiro, como faixas móveis e crátons, e de propostas de estruturação e subdivisão O Estado do Rio de Janeiro, situado na Região geocronológica para estes grandes comparti- Sudeste do país (Figura 2), está geotectonica- mentos. A partir da segunda metade dos anos mente contido na Província Mantiqueira, uma das 80, com o incremento de trabalhos de mapea- províncias estruturais definidas por Almeida et al. mento sistemático e utilização de novos concei- (1981). Essa entidade cobre uma extensa área tos e métodos, diversos autores propuseram di- (cerca de 700.000km2 )eéamais complexa pro- ferentes modelos, já com uma visão atualística víncia estrutural afetada pelo Ciclo Orogênico baseada na tectônica de placas, para explicar neoproterozóico/cambriano (Brasiliano) na Amé- a gênese e as relações entre as diversas unida- rica do Sul. A província estende-se do paralelo des aflorantes neste estado, a deformação e o 33°S, no Uruguai, até o sul da Bahia, no paralelo metamorfismo impressos nas unidades regio- 15°S, por cerca de 3.000km de extensão e com nais, e o magmatismo granítico abundante em largura média de 200km. Está disposta paralela- todo o estado. mente à costa brasileira, junto às margens orien- Diversos trabalhos de cunho regional postulam tais dos crátons Rio de La Plata e São Francisco que as características tectono-termais da província (figura 2). são resultantes de processos de subducção, se- A Província Mantiqueira representa uma entida- guido de uma ou mais colisões no Neoproterozói- de geotectônica com franca orientação nordeste co, quando da aglutinação ou colagem do Gondua- instalada a oeste do Cráton do São Francisco ao fina Ocidental (e.g. Machado et al., 1996).

–4– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

Boa Vista Macapá

Manaus Belém São Luís Fortaleza Teresina Natal João Pessoa Recife Rio Branco Porto Palmas Maceió Velho Aracaju

Salvador Cuiabá Brasilia Goiânia Belo Campo Grande Horizonte Vitória São Paulo Rio de Janeiro Curitiba

Florianópolis Porto Alegre

Figura 2 – Mapa de Situação do Estado do Rio de Janeiro. Figure 2 – Location Map of Rio de Janeiro State.

–5– Geologia do Estado do Rio de Janeiro

AM BELÉM

AM BPV

RECIFE

TPV

BRASÍLIA 5

MPV 4 3 5 RIO DE JANEIRO 3 2

Paraná Craton) 1 (Concealed Rio de La Plata/ PORTO ALEGRE RP POR MPV 2

MONTEVIDEO PHANEROZOIC COVERS 2 POR BUENOS AIRES CAMBRIAN, PAMPEAN OROGEN

POR = PAMPEAN OROGEN

MAJOR BRASILIANO COVERS

NEOPROTEROZOIC PROVINCES (BRASILIANO)

MPV = MANTIQUEIRA PROVINCE TPV = TAPAJÓS PROVINCE BPV = BORBOREMA PROVINCE 1. São Gabriel Orogen 2. Pelotas Orogen 3. Paranabiacaba / Rio Piên Orogen 4. Rio Negro Orogen 5. Araçuaí Orogen NEOPROTEROZOIC CRATONS/PLATES

AM= Amazonas; RP=Rio de La Plata/Paraná; SF=São Francisco; SL=São Luís

Figura3–Topografia Digital da América do Sul (USGS). Províncias Estruturais Brasileiras. Modificado de Almeida & Hasui (1984). Cinturão Móvel Pampeano, segundo Rapella (2000).

Figure 3 – Digital Topography of South America (USGS). Brazilian Structural Provinces. Modified after Almeida & Hasui (1984). Pampean Mobile Belt, after Rapella (2000).

–6– Geologia do Estado do Rio de Janeiro

1.4.2 Arcabouço Tectônico Regional do Sudeste A Faixa Ribeira, segundo Almeida et al. (1973), Brasileiro constitui uma entidade geotectônica do Neoprote- rozóico. O Estado do Rio de Janeiro localiza-se na Introdução porção interna deste cinturão. Portanto, a compartimentação tectônica dos ter- O arcabouço geotectônico da Região Sudeste do renos que compõem a geologia deste estado está Brasil é formado por um núcleo estável no Neoprote- vinculada à evolução tectono-metamórfica da “Fai- rozóico, designado de Cráton do São Francisco xa” Ribeira. Esta evolução orogênica, considerada (CSF) (Almeida 1977, 1981), circundado por oróge- por Heilbron et al. (1999) como a mais nova no ce- nos instalados no Neoproterozóico, durante a Oro- nário das colagens brasilianas/pan-africanas do gênese Brasiliana/Pan-Africana, cuja estabilização segmento crustal considerado, foi responsável desempenhou importante papel na aglutinação pela deformação, metamorfismo, magmatismo e deste setor do Gonduana (Fuck et al., 1993). Esses articulação dos diversos terrenos. orógenos foram inicialmente designados de Faixa A literatura regional ainda está impregnada de Brasília a oeste, Faixa Ribeira a sul-sudeste e Faixa terminologia pré-tectônica global para descrever Araçuaí a leste (figura 3). Para Alkmim et al. (1993), os elementos tectônicos constituintes da província estas faixas bordejam a denominada Placa Sanfran- no estado como “Faixa” Ribeira, “Cinturão” Ribeira, ciscana, cuja porção interna seria composta pelas “Cinturão Móvel” Ribeira, “Cinturão” Costeiro, rochas arqueanas e paleoproterozóicas do CSF e “Cinturão” Atlântico etc. Apesar dessa tradição, op- suas coberturas sedimentares neoproterozóicas, tou-se por adotar uma terminologia atualística para que compõem o Grupo Bambuí. os componentes da província. Assim, o termo A Faixa Brasília estende-se por aproximadamente “orogênese” é aqui usado como um termo coletivo 1.500km na direção norte-sul, bordejando o CSF para designar os processos convergentes em uma (figura 3). É composta por um arranjo de nappes margem ativa (sensu Sengör, 1990). “Orógeno”, transportadas para leste e sudeste (Simões & Valeri- conseqüentemente corresponde às estruturas pro- ano 1990, Valeriano et al., 1998), durante a colisão duzidas pelos processos convergentes nas dos crátons Amazônico e São Francisco (Brito Ne- margens ativas. Ainda segundo Sengör (1990), o ves & Cordani, 1991). Esta deformação foi acompa- uso do termo cinturão é inadequado, uma vez que nhada de metamorfismo, cujo pico data de aproxi- esse é formado por distintos orógenos, em madamente 610-630Ma (Pimentel et al., 1998). A resposta à atividade de um grande número de identificação de associações petrotectônicas de processos de convergência de placas. fundo oceânico (Brod et al., 1991; Strieder & Nilson, Um considerável avanço para o entendimento 1992, Roig & Schrank, 1992), sugere que esta da evolução tectônica local foi a caracterização de colisão teria sido o ápice do processo de con- dois eventos orogênicos sucessivos. No âmbito da vergência experimentado pelas citadas massas “Faixa” Ribeira foi a caracterização da Orogênese cratônicas, envolvendo o consumo de litosfera Brasiliano I (> 600Ma) na porção oriental do estado, oceânica numa paleozona de subducção com e a Orogênese Rio Doce (ca 560Ma) na porção lito- provável mergulho para oeste (Fuck et al., 1993). rânea (Figueiredo & Campos Neto 1993). A esses A Faixa Araçuaí, na concepção original de Almei- dois orógenos, mais recentemente somou-se a da (1977), estende-se pelo limite oriental do CSF Orogênese Búzios (ca 520Ma), caracterizada por também com orientação norte-sul (Figura 3). É limi- Schmitt et al. (1999). São refinamentos decorrentes tada a norte pelo próprio CSF e a sul por uma infle- da introdução de métodos geocronológicos preci- xão para a direção nordeste-sudoeste que constitui sos, os quais levaram à substituição de designa- o trend regional da Faixa Ribeira. O padrão tectôni- ções de sentido impreciso, como “Cinturão/Faixa” co da faixa sugere empurrões com vergência para Ribeira, pelos seus componentes (orógenos): Rio oeste, em direção ao CSF (Cunningham et al. 1996; Negro, Rio Doce e Búzios (Brito Neves et al., 1999, Uhlein et al., 1999), no período de 650 a 550Ma Campos Neto; 2000; Silva et al., no prelo). (Siga Jr., 1986). Pedrosa-Soares et al., (1992) e Pe- Esse último trabalho, abrangendo um levanta- drosa-Soares & Noce (1998, 1999) sugeriram a mento de todo o banco de dados U–Pb da Provín- oceanização das margens continentais na “Faixa” cia Mantiqueira, confirmou a divisão tripartite, de- Araçuaí. Sua inversão, de acordo com estes auto- monstrando do ponto de vista isotópico, que o Oró- res, estaria associada à subducção de crosta geno Rio Doce corresponderia a uma extensão su- oceânica para leste. deste do Orógeno Araçuaí. Como conseqüência,

–7– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

foram caracterizados dois sistemas de orógenos da província, intercalados tectonicamente com as que compõem a colagem neoproterozóica no esta- rochas metassedimentares do Grupo Andrelândia e do: Brasiliano II (630-600 Ma: Orogênese Rio Ne- dos complexos Embu e Paraíba do Sul. Corpos gro); Brasiliano III: (570-560Ma: Orogênese Ara- granitóides neoproterozóicos do tipoIedotipo S, çuaí) e (520Ma/Orogênese Búzios). tardi a pós-colisionais, intrudem todas as unidades A figura 4 corresponde a um esboço da repartição (figura 4). tectono-magmática adotada no presente estudo, englobando o estado e áreas adjacentes dos esta- Domínio Serra do Mar dos de São Paulo, Minas Gerais e Espírito Santo. Todos os domínios sofreram efeitos das orogê- Ocupa a região centro-oriental do estado (figura neses neoproterozóicas, caracterizadas pelo me- 4), correspondendo geograficamente à “Micropla- tamorfismo e fusão parcial das rochas supracrus- ca” Serra do Mar (Campos Neto 2000). É compos- tais e infracrustais, pela deformação contracional to por uma sucessão de arcos magmáticos mos- de baixo e alto ângulo, seguida de cisalhamento trando marcante polaridade temporal e composi- transcorrente de expressão regional, e pela coloca- cional de W para E: 1) arco primitivo do tipo TTG a ção de diversos corpos granitóides de dimensões W (Arco Rio Negro – 630-500Ma); 2) arco mais muito variadas. evoluído, do tipo cordilheirano maturo, mais a E Os segmentos mais ocidentais, do Cráton do (Arco Serra dos Órgãos – 570-560Ma) e, finalmen- São Francisco e Domínio Mantiqueira/Andrelândia, te, na parte mais oriental, um arco sincolisional, não serão objeto de detalhamento, pois não en- caracterizado por magmatismo crustal (Arco Rio volvem diretamente a área do estado (figura 4). de Janeiro – 560Ma). Além da sucessão de arcos, o domínio é ainda Domínio Juiz de Fora/Paraíba do Sul caracterizado por supracrustais que sofreram metamorfismo de baixa P/alta T, na fácies anfibolito, Ocupa uma extensa faixa de orientação nordes- com abundante fusão parcial in situ (Complexo te em toda a porção centro-norte e ocidental do Paraíba do Sul). Essa unidade está exposta ao longo estado, subparalela ao corredor de cisalhamento de todo o Domínio, o qual sofreu cavalgamento, com do rio Paraíba do Sul. É constituído por gnaisses vergência de topo para NW, por parte das rochas kinzigíticos, xistos, quartzitos e mármores do que integram o Domínio “Região dos Lagos” nos Complexo Paraíba do Sul, metamorfizados nas fá- limites SE do domínio. cies anfibolito e granulito, intercalados tectonica- Além dos granitóides orogênicos, o domínio mente em rochas paleoproterozóicas representa- apresenta um expressivo número de plútons das por ortogranulitos e ortognaisses tonalíticos pós-tectônicos, circunscritos, de idade cambria- do Complexo Juiz de Fora, e ortognaisses graníti- na. cos a granodioríticos da Suíte Quirino. Faz limite, a NW com o Domínio Mantiqueira/Andrelândia, na Domínio Região dos Lagos Zona de Cisalhamento Rio Preto,eaSEcomoDo- mínio Serra do Mar, pela Zona de Cisalhamento de Representa o domínio mais oriental da província Paracambi, também designada como Limite Tec- (figura 4). É constituído por ortognaisses paleo- tônico Central por Almeida et al. (1998), corres- proterozóicos e por supracrustais (Complexo pondendo ao limite dos terrenos Ocidental e Ori- Búzios) interpretadas como remanescentes de um ental de Heilbron et al. (2000). Nessa zona limítro- back arc. Foi metamorfizado na fácies anfibolito fe, o Domínio Juiz de Fora/Paraíba do Sul é marca- superior, em evento colisional com cavalgamento do pelo empurrão, com vergência do topo para para NW, sobre o Domínio Serra do Mar, durante os SE, dos paragnaisses Paraíba do Sul sobre os ba- estágios terminais da colagem brasiliana, no tólitos (arcos) Rio Negro e Serra dos Órgãos, no Cambriano (Schmitt et al. 1999). Domínio Serra do Mar. Além das províncias pré-cambrianas, o estado O metamorfismo associado ao evento colisional ainda engloba parte da Província Costeira, de brasiliano retrabalhou rochas mais antigas com Almeida (1977), bem como sua Margem Continen- idades paleoproterozóicas a arqueanas, notada- tal. Essas duas unidades englobam bacias conti- mente rochas dos complexos Mantiqueira e Juiz nentais terciárias e suas correspondentes submer- de Fora, e dos ortognaisses da Unidade Quirino. sas, desenvolvidas a partir do Jurássico, a exemplo Estas unidades constituem inliers do embasamento da Bacia de Campos. Caracteriza-se também por

–8– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

Strike-slip faults

SP Thust-related faults

Dated samples sites 1,2,3 1,2,3

State limit

MG,ES,SP=Minas Gerais, Espirito Santo and São Paulo States ATLANTIC OCEAN TECTONO- MAGMATIC DOMAINS

123 4 5 SÃO FRANCISCO MANTIQUEIRA/ JUIZ DE FORA SERRA DO MAR DOMAIN REGIÃO DOS PHANEROZOIC/ CRATON/PLATE ANDRELÂNDIA PARAÍBA DO SUL 1.Early pre-to syn-collisional Rio Negro Arc (630-600 Ma) LAGOS CENOZOIC DOMAIN DOMAIN 2.Pre- to syn-collisional Serra dos Órgãos Arc (570-560 Ma) DOMAIN COVERS 3. Syn-collisional Rio de Janeiro Arc (560 Ma) 4. Post-tectonic Cambrian granitoids (545-500 Ma) Late-collisional granitoids 5. Paraíba do Sul Compex(Neoproterozoic Passive Margin) 050100 150km

Figura 4. Domínios Tectono-magmáticos do Estado do Rio de Janeiro e Áreas Adjacentes.

Figure 4. Tectono-magmatic Domains from Rio de Janeiro State and Adjacent Areas.

–9– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

Tabela 1 – Dados isotópicos U-Pb (e Pb-Pb evaporação) dos granitóides do Estado do Rio de Janeiro (modificado de Silva, 1999). Table 1 – U-Pb (and Pb-Pb evaporation) isotopic data of granitoids from Rio de Janeiro State (modified after Silva, 1999).

Granitoid Geochemical (Age) Method References Classification (Ma) POST-TECTONIC GRANITOIDS Mangaratiba Granite HKCA 492±11 U-Pb Titanite Valladares (1996)

Nova Friburgo Granite l-Type 540±60 Conv. U-Pb Ledent & Pasteels (1968)

Taquaral Granite l-Type 553±2 U-Pb Monazite Valladares (1996)

Nova Friburgo Granite l-Type 540±60 Conv. U-Pb Ledent & Pasteels (1968)

Getulândia Granite HKCA 527±3 U-PB Monazite Machado et al. (1996) 528±1 U-PB Monazite Valladares et al. (1995) 535±3 U-PB Monazite 535±1 U-PB Monazite 553 Upb Titanite

SYN-COLLISIONAL GRANITOIDS Pão de Açúcar Granite S-Type 559±4 SHRIMP Silva (1999) (Rio de Janeiro Suite) Corcovado Granite S-Type 560±7 SHRIMP Silva (1999) (Rio de Janeiro Suite)

Pedro do Rio Granodiorite CA 569±6 SHRIMP Silva (1999) Pedrinco Quarry 559±4 Conv. U-Pb Tupinambá (1999) Pedra de Santa Tereza 546±15 Conv. U-Pb Tupinambá (1999) (Rio de Janeiro Suite) Rio Negro Complex CA 634±10 Conv. U-Pb Tupinambá (1999) Serra do Paquequer S-Type 620±2 Conv. U-Pb Delhal et al. (1999) Leucogranite-gneiss 559±5 Pb-Pb Evap. Tupinambá (1999) 589±6 Pb-Pb Evap. Tupinambá (1999)

Rio Turvo Granite S-Type 579±2 U-Pb Monazite Valladares (1996) 551±2 U-Pb Titanite

SYN-COLLISIONAL GRANITOIDS (BUZIOS OROGENY) Paraderived leucossomes S-Type 520±60 Conv. U-Pb Schmitt et al. (1999a)

Orthoderived leucossomes S-Type 518±5 Conv. U-Pb Schmitt et al. (1999a)

PRÉ-BRASILIANO ORTOGNAISSES Conceição quarry gneiss CA 2,169±3 (UI) Conv. U-Pb Valladares (1996) (Quirino Suite) 571±3 (LI) 2,185±8 (UI) 605±3 (LI) Machado et al. (1996) 2,981

Bom Sucesso gneiss CA 2,185±8 (UI) Conv. U-Pb Machado et al. (1996) (Região dos Lagos complex) 605±3 (LI)

Araruama Batholith CA 1,98±18 Conv. U-Pb Zimbres et al. (1990a) (Região dos Lagos complex)

(Região dos Lagos complex) CA 2.000 Conv. U-Pb Valladares et al. (1996)

Rio das Ostras Ortogneiss CA 1,976±8 (UI) Conv. U-Pb Schimitt et al. (1999) (Região dos Lagos complex) 517±11 (LI) 1,963±24 Geochemical classification: CA = calc-alkaline; HKCA=Hight-K calc-alkaline; I-type; S-type; L = lower intercept; U = upper intercept; Conv. = Conventional; Evap. = Evaporation

–10– Geologia do Estado do Rio de Janeiro

extensivo magmatismo alcalino. Adicionalmente, do, agravada pela escassez de dados geocronoló- constata-se o desenvolvimento de formações su- gicos precisos, foi necessária a execução de uma perficiais terciárias e quaternárias continentais, e os geotransversa isotópica orientativa, na escala sedimentos quaternários da plataforma continental 1:250.000, apresentada em escala reduzida (figura (a serem abordados no Mapa da Plataforma Conti- 5) e na escala original, no Anexo II. nental). A seção Rio de Janeiro-Juiz de Fora, ao longo da A tabela 1 contém todos os dados geocronológi- BR-040, foi a escolhida por ser representativa da cos U-Pb, obtidos pelos métodos convencionais e estruturação geral desses terrenos e pelas exce- SHRIMP, bem como os dados Pb-Pb (evaporação lentes e contínuas exposições nos cortes daquela em zircão) relativos aos granitóides e ortognaisses rodovia. Além disso, a mesma reveste-se de gran- pré-cambrianos do Estado do Rio de Janeiro. de importância, por seccionar os três batólitos mais importantes do estado: Serra dos Órgãos, Rio de Janeiro e Rio Negro. 1.4.3 Geotransversa Isotópica Rio de Janeiro- Os dois primeiros foram selecionados para data- Juiz de Fora (MG) – Escala 1:250.000 ção pelo método U-Pb SHRIMP, por representarem plútons pré- a sintectônicos em relação ao princi- Devido à complexidade da estruturação tecto- pal evento deformacional da área, constituindo-se no-magmática da geologia pré-cambriana do esta- em excelentes markers isotópicos desse evento.

–11– RIO DE JANEIRO – JUIZ DE FORA SECTION (Along Br 040 Highway) 42°

CACHOEIRO DO ITAPEMIRIM UNITS EXPOSED IN SOUTHEASTERN RIO DE JANEIRO COUNTY AND ALONG BR-040 HIGHWAY ES RJ JUIZ DE FORA (5Km) Ncg2 Local Shearing PHOTO 06 Ncg2 1 Qm Quaternary - Coastal marine deposits D Paraíba do Sul Complex (São Fidélis Unit): NW verging asymmetrical folding, in a low N2cg 2. Rio de Janeiro Suite - Ng2rp Pão de Açúcar (Sugar Loaf) Granite Coarse Ncg strain zone of dextral oblique contracional deformation affecting a high-grade kinzigitic 2 grained, megaporphyritic (porphyroclastic), hornblende-biotite syenogranite gneiss 70 JUIZ DE FORA paragneiss. The light bands are in situ syntectonic melted leucossomes Pjf MG CAMPOS Pjfg 44° (augen), with thrust-related foliation and local charnockitic patches 1 3m D RJ 51,52 MNpit 3. Rio de Janeiro Suite - Ng2rc Cosme Velho Granite Foliated garnet-two micas 70 22° 22° 50 S-type, fine to medium grained, leucogranite gneiss 70 35 TTG granulitic gneisses with anatectic charnockitic pockets TRÊS 49 RIOS 4 Paraíba do Sul Complex - MNps São Fidélis Unit (Cordierite)-sillimanite- 60 VALENÇA MACAÉ garnet-biotite quartzofeldspathic, partially melted paragneiss (metagreywacke); 48 BR-040 Highway TERESÓPOLIS Seção 3 MG VOLTA 46,47 REDONDA VASSOURAS boudinated lenses of metacarbonatic calc-silicate rocks (ca) and amphibolite Matias Barbosa SP PETRÓPOLIS States Limits

s 5. Qa Quaternary/Pleistocene Alluvial deposits LORENA Pjfg1 MNpit RIO DE JANEIRO NITERÓI Section

s CABO FRIO 6 Rio Negro Complex Ng1r Hornblende-biotite tonalitic, thrust-related orthogneiss 25 SP N

Pjfg1 EA Town with interleaved amphibolite bands and intrusive apophyses of Serra dos Órgãos s RJ A OC

MNpit

50 s s City granitoids

NTIC

s 44,45 s ATLA 7. Serra dos Órgãos Suite Ng2ss Santo Aleixo Unit Marginal facies of the

50 20 s 25 s batholith with abundant paragneissic country-rocks xenoliths, in situ migmatites

24° 24°

s and S-type leucogranites

Pjfg1 s MNpit

s s 44° 42°

Pjfg 8. elc Canaã Alkaline Massif - Nepheline syenite (lichtfieldite) s 43 s 1

PHOTO 06 25 s MNpit

s 9. Serra dos Órgãos Suite Ng2s serra dos Órgãos Unit Foliated hornblende-

Quirino Suite: granulite-facies mylonitic orthogneiss with dominant enderbitic and 42 s

Pjfg1 s s

20 s 25 biotite bearing coarse grained granitoids

minor noritic composition, interleaved with high-grade mylonitic paragneisses 15 s

s MNpit

70 s

s 10. Ng a Serra da Araras Suite Garnet-two micas S-type, coarse grained,

41 s 2 bands (left). Exposure located within the highest strain zone of the Paraíba do Sul s

5 40 s porphyritic granite with abundant partially melted remnants of paragneissic Shear Zone. (Right) Syntectonic, strike-slip-related intrusion of ultramylonitic s Nasg MG

leucogranite (S-C tectonite) from Santo Antônio de Pádua Suite 3 s country-rock s 60 RJ MNpit 11. Pg1q Quirino Suite Orthopyroxe-hornblende-biotite granulite-facies MNpit MNpit

38,39 s orthogneisses, affected by strong, high-strain directional shear zone deformation,

s s 37 showing local domains of retrogressive amphibolite-facies; interleaved with

Pqg1 15 Pqg s 1 70

10 MG abundant granulite/amphibolite-facies paragneisses of Paraíba do Sul Complex 36 s Pqg1 RJ 12. Ng ab Serra das Abóboras Granite Garnet-two micas S-type coarse grained

35 2 Pqg s 10

1 34 N10°/75NW shear zones

TRÊS s porphyritic granites with abundant partially melted remnants of the paragneissic RIOS s 33 30,31,32 10 Pegmatite country-rock 13. Pg1jf Juiz de Fora Complex TTG banded orthopyroxene-bearing granulitic Pqg 75 1 29 gneisses of enderbitic to charnoenderbitic composition, with abundant am cs gabbronoritic intercalation MNps 28 am cs cs 6m ca 14. Ng2c Anatectic charnockites Garnet-hornblende charnockites with magmatic cs PHOTO 05 27 textures and discrete overprinted strike-slip-related foliation 20 MNps Nag Paraíba do Sul Complex (São Fidélis Unit): high-grade, gray, cordierite-sillimanite 3 45 bearing (kinzigitic) paragneiss (mesossome), with subparallel veins and bands of 35 75 Kinzigite Dominantly 25,26 23,24 Pegmatites garnet bearing granitic leucossomes (white). Possible layer-by-layer, in situ 10 s calc-silicated Seção 2 melting(migmatite) ca s 50 s 20 rocks

Areal s Cordierite-garnet-biotite s STUDIED THIN SECTIONS ORDERED AS IN THE PROFILE

45 C s 10 s Pegmatite paragneiss (kinzigite), calc-

Nag3 s Fol.N60E/50NW

35 s silicate rocks (cs) and Observations s

30 s Budins with amphibolite (am) s

s 21,22 Granitoids subhorizontal axes 1. Unless otherwise mentioned, the studied granitoids and orthogneisses are

40 Pegmatite s Nrg 1 N1rg 50m metaluminous, I-type

50 s s N1rg s 2. U-Pb SHRIMP dated samples in red s am 20 Pedro do Rio s Nsg2 18,19 70 1 Porphyroclastic, coarse grained, biotite syenogranite gneiss 559 ± 4 Ma 559±4 Ma 2 Porphyroclastic, coarse grained hornblende-biotite syenogranite gneiss 40 am Pegmatite 17 Seção 1 3 Foliated, medium grained, sillimanite-garnet-two micas syenogranite gneiss Npg1 16 4 Biotite-hornblende tonalite PHOTO 04 5 Biotite-amphibole nepheline syenite Itaipava Tonalitic amphibolites and Rio Negro Complex: highly transposed, banded tonalitic gneiss, interleaved with Orthogneisses and 6 Biotite-amphibole nepheline syenite porphyroclastic, concordant fine (dm), dark, amphibolite bands. The light bands are intrusive granitic AY subconcordant pegmatitic 7 Quartz amphibolite W H 15 apophyses from adjacent Serra dos Órgãos Batholith IG Nsg granitoids; pegmatites H 2 veins 8 Porphyritic biotite granite 0 -04 R 9 Foliated (garnet)-biotite granodiorite 50 B TERESÓPOLIS 0.100 10 Foliated biotite granodiorite 569 ± 6Ma(2s ) 610 11 Foliated biotite granite n=17 c 2 088, 50 15 Orthogneisses and associated 12 Foliated hornblende-biotite quartzodiorite 10 206 0.095 580 porphyroclastic granitoids 238 13 Foliated hornblende-biotite granite Pb 570 14 U 25 560 13 PETRÓPOLIS 14 Foliated hornblende-biotite granite 0.090 NSSg 50 2 15 Foliated hornblende-biotite granite 540 STRUCTURAL LEGEND 16 Foliated sillimanite-biotite S-type granite 530 12 45 0.085 0.50 0.60 0.70 0.80 0.90 17 Foliated hornblende-biotite granodiorite 207 235 11 Contact Serra do ÓrgãosPb/(Granodiorite U ) 18 Epidote-clinopyroxene-quartzofeldspathic gneiss (calc-silicate xenolith) Approximate contact 19 Foliated hornblende-biotite porphyritic granite BR-040 PHOTO 03 45 20 Foliated, coarse grained, hornblende-biotite granodiorite 569 ± 6 Ma 569±6 Ma Dated outcrop of Serra dos Orgãos Suite: foliated, coarse grained hornblende bearing 9,10 Vertical and inclined foliation 21 Foliated biotite-hornblende quartzodiorite regional facies 60 25 Vertical and inclined mylonitic foliation 22 Biotite granite gneiss NSSg2 70 10 23 Foliated garnet-hornblende-biotite quartzodiorite 20 MNps Horizontal and inclined stretching lineatio 24 Foliated hornblende-biotite granite 60 7,8 10 Minifold axis 25 Sillimanite-garnet biotite quartzofeldspathic gneiss (metagrywacke) elc 26 Sillimanite-garnet-biotite quartzite Qa 5,6 Fault shear zone 15 27 Mylonitic two micas-sillimanite-garnet S-type granite Strike slip-related fault 28 Mylonitic biotite granite gneiss 29 Foliated, porphyritic hornblende-biotite granite Qa s s Thrust-related fault 30 Mylonitic hornblende-clinopyroxene norite s s Oblique thrust-related fault 31 Mylonitic biotite charnockite gneiss 4 NSSg 2 Structural lineaments 32 Mylonitic hornblende-biotite garnet tonalite gneiss 33 Mylonitic garnet-biotite S-type granite PHOTO 02 x x Dextral and sinistral transcurrence (section) 34 Mylonitic garnet-hornblende-clinopyroxene norite NSSg Y Serra dos Órgãos Suite: coarse grained, hornblende bearing, foliated granodiorite 2 35 Mylonitic biotite granite Qa Thrusting (section) in a high-strain zone, with S/C conjugated foliations overprinted on 36 Foliated biotite granite quartzofeldspathic aggregates. Arrow in the scale is northward oriented GUANABARA BA 37 Foliated hornblende-biotite granite NSSg2 DUQUE DE 38 Foliated hornblende-biotite metaquartzodiorite CAXIAS 39 Foliated hornblende-biotite granite 0.11 40 Foliated, porphyritic biotite granite 650 559± 4 Ma( 2s ) Qa DO GOVERNADOR n=21 c2 2.24 41 Foliated hornblende-biotite tonalite 206 0.10 BR-040 Highway ISLAND 600 NSSg2 42 Foliated garnet-two micas S-type granite Pb238 B U 43 Protomylonitic garnet-biotite charnoenderbite 0.09 550 AUTORES/AUTHORS 44 Mylonitic hornblende norite . 45 Altered norite 500 NSSg2 0.08 0 .6 0.7 0.8 0.9 1.0 Rio-Niterói Bridge 46 Altered norite 207 235 Pão dePb/ Açúcar U Granite Qa Reginaldo Alves dos Santos 47 Mylonitic biotite-hornblende enderbite NITERÓI CITY 48 Mylonitic biotite charnoenderbite Luiz Carlos da Silva 49 Mylonitic garnet-biotite enderbite PHOTO 01 Nrag 1 50 Mylonitic biotite charnoenderbite Rio de Janeiro Suite/Pão de Açúcar Granite: polished surfaces of Pão de Açúcar Qa Hélio Canejo da Silva Cunha 51 Mylonitic hornblende-biotite enderbite Granite seen in the façade of the Geological Survey of Brazil (CPRM) 3 th 52 Mylonitic biotite granite headquarters in Rio. Since 19 century and until a few decades ago, this rock Nrcg2 MNps has been used as dimension-stone in many buildings around the country. The 1,2 Nrcg megaporphyroclastic (augen), mylonitic texture, is the main field characteristic of 2 COLABORADORES/COLLABORATORS A the unit. The dominant asymmetrical microcline porphyroclasts, seen on the RIO DE JANEIRO CITY Qm polished surfaces, may be ascribed to solid-state deformation, overprinted on magmatic flow fabrics. Approximately 2,000 m NE of Pão de Açúcar hill peak, Paulo César Santarém behind the Rio Sul Shopping building, the megaporphyritic facies occurs as product OCEAN ATLANTIC 5 0 5 10 15 20km of in situ partial melting of high-grade kinzigitic paragneiss (metagraywacke) NolanMaia Dehler remnants . The SE gently dipping foliation regionally observed within the unit is PROJEÇÃO UNIVERSAL TRANSVERSA DE MERCATOR related to its cooling in a contractional, thrust-related stress field, during the Brasiliano III collisional peak, at ca 560Ma. D C B A CPRM

2000m 2000m Serviço Geológico do Brasil

1500 1500 2001

Mountains

JUIZ DE FORA

Nrg1 PETRÓPOLIS 1000 Nrg1 1000 MNpit MNpit Nsg

Araras Mountains Paraibuna River 2

Mundo Novo

Piabanha River

TRÊS RIOS Pjfg1 MNpit Pjfg Paraiba do Sul River Nrg Nssg2 Paraibuna River 1 1 Pjfg1 MNpit MNpit Pqg1 MNps ca Nag ca x Nrg x MNps x x x 3 Nag3 MNps 1 500 x Nssg2 500 Pjfg Pqg Nssg2 1 MNpit 1 BR-040 Highway

RIO DE JANEIRO CITY Pqg MNps Qa Qa Qa Qa Qa Qa Qa Pão de Açúcar Sugar Loaf Hill GOVERNO DO ESTADO Ncg2 1 Pjfg1 Nasg Pqg MNps 0 Pjfg 3 1 ca 0 1 MNps MNps elc Nssg MNps MNps 2 Nrcg2 Nrag1 Nrg 2 Rio de Janeiro

Figura 5 Geologia do Estado do Rio de Janeiro

ARQUEANO

2.1 Complexo Mantiqueira (Am) mergulhos predominantes para sul, paralela a um bandamento composicional. Introdução O contato entre a unidade e os metassedimentos do Complexo Embu dá-se através de uma zona de cisa- O embasamento retrabalhado dos metassedi- lhamento de baixo ângulo com vergência para NW e mentos meso-neoproterozóicos no noroeste do es- relacionada à fase principal de deformação Brasiliana. tado é composto por ortognaisses tonalíticos bandados do Complexo Mantiqueira (Barbosa, 1954, Petrologia, Geocronologia e Evolução Ebert 1955, 1956a e 1956b) de idade arqueana Tectono-magmática (Cordani, et al. 1973). Sua ocorrência é restrita ao extremo-noroeste do Trata-se de hornblenda-biotita ortognaisses to- estado, próximo às divisas com os estados de Mi- nalíticos finamente (cm) bandados, com alternân- nas Gerais e São Paulo. Sua área de exposição é cia de bandas quartzo-feldspáticas e bandas máfi- muito restrita, com cerca de 35km de comprimento cas. Intercalações métricas a decimétricas de anfi- na direção NE-SW por 4km de largura. Acha-se in- bolitos, geralmente boudinados, são freqüentes, tercalado em metassedimentos do Complexo fornecendo à associação afinidades com os terre- Embu, a sul, e do Grupo Andrelândia, a norte. A uni- nos bimodais arqueanos, do tipo TTG. dade é injetada pelos granitóides da Suíte Pedra Não existem estudos químicos nem isotópicos Selada (Ng3p). dessas rochas, sendo sua correlação com o Com- plexo Mantiqueira s.s. baseada apenas em estudos Relações Estruturais estruturais e petrológicos. Caso futuros trabalhos geocronológicos com- São ortognaisses de fácies anfibolito, localmente provem a correlação da unidade com o Complexo mostrando venulações resultantes de fusão parcial Mantiqueira, esta seria a ocorrência mais oriental in situ. Caracterizam-se estruturalmente por uma de um fragmento arqueano, desmembrado do em- foliação tectônica de baixo a médio ângulo, com basamento do Cráton do São Francisco.

–13– Geologia do Estado do Rio de Janeiro

PALEOPROTEROZÓICO

3.1 Complexo Região dos Lagos (Pg1rl) proterozóica (Fonseca et al. 1998), embora Schmitt et al. (1999) admitam a possibilidade de uma idade Introdução cambriana, obtida através de datações U-Pb convencionais. Foi originalmente descrito como “Unidade Re- gião dos Lagos” por Reis et al. (1980). Gomes et al. Petrologia, Geocronologia e Evolução (1981) e Ferrari et al. (1981) apresentaram as diver- Tectono-magmática sas folhas geológicas, na escala 1:50.000, que incluem o complexo. Petrograficamente são biotita-plagioclásio-mi- É constituído por ortognaisses bandados/dobra- croclina ortognaisses tonalíticos a graníticos, local- dos, cinzentos, de composição tonalítica a graníti- mente com variações portadoras de hornblenda. ca, com abundantes paleodiques anfibolíticos de- São porfiróides, foliados, metamorfizados na fácies formados. Em alguns locais encontram-se parcial- anfibolito, com freqüentes venulações leucossômi- mente fundidos, com geração de venulações graní- cas de leucogranitos anatéticos sintangenciais. ticas sintectônicas à deformação regional. Várias fases de granitóides intrusivos não defor- Constitui um extenso bloco na região cen- mados cortam os gnaisses. Enclaves xenolíticos de tro-leste do estado, com cerca de 125km de com- metamargas ocorrem em áreas restritas. primento, com largura variável de 50km no sul e mí- Foram identificadas duas gerações de paleodi- nima de 4km mais a norte. ques anfibolíticos. A primeira, mais antiga, caracteriza-se por finos níveis, descontínuos e dobrados, Relações Estruturais dispostos concordantemente com a foliação dos ortognaisses dominantes do complexo Região dos O complexo caracteriza-se por foliações com Lagos, como se observa na pedreira paralisada de mergulhos fracos, ora para nordeste, ora para su- São Pedro d’Aldeia. A segunda, mais jovem, ocor- deste, e por forte e persistente lineação de estira- re, por exemplo, na pedreira abandonada da fazen- mento, com indicação de transporte para NW. da de São José do Mutum e guarda ainda caracte- Esses elementos teriam tido uma geração pré-neo- rísticas de um corpo intrusivo, nitidamente discor-

–15– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

dante da foliação preferencial dos ortognaisses também excluídas desse complexo as rochas char- grossos, encaixantes. nockíticas geradas no Ciclo Brasiliano, anterior- Zimbres et al. (1990a) obtiveram pelo método mente confundidas com os gnaisses charnockíti- U/Pb em zircão a idade de 1.981 ± 18Ma, conside- cos do complexo, e passam a integrar a Suíte Bela rada como a de cristalização do ortognaisse (tabe- Joana (Ng2b). la 1). O diagrama apresentou um intercepto inferior Aflora no quadrante noroeste do estado, próximo em 488 ± 55Ma, sugerindo os efeitos termais do à divisa com o Estado de Minas Gerais, na forma de Evento Brasiliano. lentes estreitas e alongadas (até 80km de compri- A geração paleoproterozóica dos protólitos dos mento). ortognaisses foi recentemente confirmada por O complexo foi subdividido em duas unidades li- Schmitt et al. (1999), que obtiveram idades U-Pb toestratigráficas informais: em zircão (Tabela 1) entre ca 2.000 e 1.960Ma (intercepto superior) e ca 520Ma (intercepto inferior), Unidade Pg1jf essas últimas atribuídas ao retrabalhamento neo- proterozóico. É constituída predominantemente de granodiori- Fonseca et al. (1994) obtiveram uma idade mo- tos/tonalitos a hornblenda-biotita- clino e ortopiro- delo TDM entre 2.700Ma e 2.300Ma, indicando a xênio, do tipo TTG, de granulação média a grossa, idade máxima de formação dos protólitos dos or- cinzentos a esverdeados, homogêneos, com finas tognaisses. Idades isocrônicas Rb/Sr e Sm-Nd em bandas félsicas alternando com bandas máficas, torno de 2.050Ma mostram a época da cristaliza- às vezes com granada, com predomínio da compo- ção magmática. Os valores de eNd foram de (-6) e sição enderbítica. (-7), mostrando o envolvimento de manto litosférico na geração dessas rochas. Unidade Pg1jfa Fonseca et al. (1979), Fonseca & Poupeau (1984), Zimbres et al. (1990) e Fonseca et al. Essa unidade encontra-se melhor caracterizada (1994), dentre outros, sugerem que esse domínio nas proximidades de Volta Redonda. Compreende, corresponda a um fragmento da Placa Angolana, basicamente, biotita-hornblenda ortognaisse de acrescida à borda leste da Província Mantiqueira composição tonalítica a granodiorítica, subordina- na Orogênese Brasiliana. Schmitt et al. (1999) obti- damente granítica. São rochas meso a hololeuco- veram a idade de ca 520Ma para esse evento, re- cráticas, localmente exibindo estruturas porfiroclás- presentando a colagem final do Orógeno Brasilia- ticas. Esse conjunto de fácies anfibolito é de difícil no, por eles designado de Orogênese Búzios. discriminação dos ortognaisses da Suíte Quirino.

Relações Estruturais 3.2 Complexo Juiz de Fora (Pg1jf, Pg1jfa) A unidade ocorre na forma de uma série de me- Introdução galentes alongadas na direção NE-SW, caracterizadas por intercalações tectônicas entre rochas A unidade foi inicialmente designada como “Sé- supracrustais metamorfizadas em alto grau e mig- rie” Juiz de Fora por Ebert (1956a) abrangendo os matizadas, e, localmente, com os ortognaisses da termos catazonais da sua “Série” Paraíba. Suíte Quirino. Quatro dessas faixas ocorrem entre No presente trabalho inclui ortognaisses tipo Resende, Volta Redonda e Afonso Arinos, a noroes- TTG (tonalitos-trondhjemitos-granodioritos) com inte de Valença, e uma entre Vassouras e Três Rios, tercalações de gnaisses máficos, toleiíticos (gnais- imediatamente a noroeste da Zona de Cisalhamen- ses bimodais) e ortognaisses potássicos. Foram to do Rio Paraíba do Sul. Podem alcançar até cerca caracterizadas duas unidades: a primeira, domi- de 80km de comprimento por menos de 5km de lar- nante e metamorfizada em fácies granulito (Pg1jf), e gura aflorante. a outra em fácies anfibolito (Pg1jfa). Essas intercalações efetuam-se principalmente Intercalações de paragnaisses, genericamente por zonas de cisalhamento de médio a alto ângulo designadas como Unidade Itaperuna por Barbosa com movimentação direcional dextral a oblíqua & Grossi Sad (1983), foram desmembradas e pas- dextral, com componentes de empurrão com topo sam a integrar novamente o Complexo Paraíba do para noroeste e, mais localmente, por empurrões Sul, conforme conceito original de Ebert. Ficam strictu sensu com topo para noroeste. Foram obser-

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vados também empurrões com vergência de topo (Machado et al., 1996) forneceram um intercepto para nordeste. A relação de idade entre essas zo- superior de 2.134Ma, interpretado como a idade de nas de cisalhamento não pôde ser determinada. cristalização da rocha, enquanto o intercepto inferi- Localmente há registros de movimentações sinis- or, de 579Ma, foi atribuído ao metamorfismo brasili- trais mais antigas que as zonas dextrais. ano. Essas idades são correlatas às obtidas para a Em regiões limítrofes de MG, nos arredores de Suíte Quirino por Valladares (1996) e Machado et Leopoldina, ocorrem zonas de cisalhamento con- al. (1996), também interpretadas como idades de tracionais com componente oblíqua sinistral, que cristalização dos precursores dos ortognaisses (ta- chegaram a esculpir um megassigmóide de morfo- bela 1). logia concordante com o movimento sinistral. Trata- Relacionados a essa fase tangencial neoprote- se de uma inversão para um domínio de zonas de rozóica ocorrem freqüentes mobilizados de com- cisalhamento contracionais com componentes posição charnockítica, resultantes da fusão parcial oblíquas sinistrais (figura 5, Seção 3). dos gnaises TTG (magmas tipo C, de Killpatrick & Na região de Valença os contatos entre os or- Ellis 1992) (figura 5, Seção 3). tognaisses da Suíte Quirino e os granulitos do Dados Sm-Nd obtidos por Fischel et al. (1998) e Complexo Juiz de Fora dão-se por empurrões, e, Machado et al. (1996) no Estado de Minas Gerais aparentemente, tornam-se oblíquos a NE e SW, forneceram idades-modelo TDM de 2.130 a onde há mudanças nas direções das zonas de ci- 2.220Ma, indicando idades máximas paleoprotero- salhamento. zóicas para os protólitos dos ortognaisses, e confir- É possível que futuros trabalhos comprovem mando a idade paleoproterozóica obtida por Ma- uma relação de cogeneticidade entre a Suíte Quiri- chado et al. (1996). noeoComplexo Juiz de Fora, porém, ao nível atual As assinaturas químicas e isotópicas do Com- de conhecimentos, as mesmas foram tratadas dis- plexo Juiz de Fora podem ser interpretadas como criminadamente. Da mesma forma, é possível que, provenientes de uma crosta tipo TTG gerada no Ci- em parte, as intercalações de paragnaisses, aqui clo Transamazônico. Trata-se das raízes de um incluídos no Complexo Paraíba do Sul, venham a arco pré-colisional acrescido à margem oriental do ser comprovadas como componentes de um ciclo Cráton do São Francisco, ligada à convergência sedimentar anterior (Paleoproterozóico), porém os para W do Cráton do Congo, contra o Cráton do São dados obtidos ainda não permitiram tal enfoque. Francisco. Posteriormente, durante um nova colisão relacio- Petrologia, Geocronologia e Evolução nada ao Ciclo Brasiliano, há ca 580Ma, esse arco Tectono-magmática transamazônico foi fortemente retrabalhado em condições de fácies anfibolito a granulito, e empur- A associação dominante inclui enderbito, char- rado novamente contra o Cráton do São Francisco, nockito e norito e seus equivalentes de fácies anfi- gerando os gnaisses regionais (Alkmim & Fonseca, bolito (ortognaisses tonalíticos e granodioríticos e 1998; Cunningham et al., 1998). metagabros). Barbosa & Grossi Sad (1983) classificaram os ortognaisses em três associações: bási- ca, intermediária e ácida. À primeira atribuíram uma 3.3 Suíte Quirino (Pg1q) origem ígnea, toleiítica e de fundo oceânico. A assinatura química ortoderivada das seqüências inter- Introdução mediárias e ácidas foi determinada em trabalhos mais recentes (e.g. Duarte et al., 1997). A Suíte Quirino foi descrita por Machado (1984) Dados petrográficos, químicos e geocronológi- nos arredores das cidades de Vassouras, Para- cos recentes (Duarte et al., 1999; Valladares, 1996, cambi e Valença, na porção oriental da folha Volta Machado et al., 1996) indicam que corpos plutôni- Redonda (escala 1:250.000). Aflora no quadrante cos de granada charnockitos das imediações de noroeste do estado, entre as zonas de cisalhamen- Juiz de Fora, anteriormente atribuídos ao complexo to Paraíba do Sul e Valença (Rio Preto). homônimo, são fusões a seco de rochas preexis- Posteriormente, a unidade foi estudada por Heil- tentes, ocorridas durante o pico do metamorfismo bron (1991, 1993), Machado et al. (1996), Vallada- brasiliano (ca 580Ma). res (1996), Valladares et al. (1997a) e Oliveira et al. Idades obtidas pelo método U-Pb convencional (1999). Gnaisses correlatos afloram em uma exten- em zircão, em amostras do Estado de Minas Gerais sa faixa de orientação geral NE-SW, desde o limite

–17– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

nordeste da Folha Volta Redonda, até as imedia- A estrutura imbricada, na qual são observáveis ções da cidade de Getulândia, na porção central níveis da Unidade Quirino tectonicamente interca- da mesma folha. lados com o Complexo Paraíba do Sul, deve-se ao Heilbron (1993) estudando as rochas da oportu- intrincado arranjo de dobras e falhas do conjunto namente denominada “Suíte Intrusiva Quirino-Do- (figura 5, Seção 1). rândia”, assinalou o caráter homogêneo destes gnaisses e interpretou o protólito dos mesmos Petrologia, Geocronologia e Evolução como ortoderivado. O caráter intrusivo destas ro- Tectono-magmática chas foi inferido a partir da observação de xenólitos de quartzitos, rochas calcissilicáticas e anfibolitos, A unidade é constituída de hornblenda gnaisses, muito semelhantes às encaixantes (Complexo Pa- hornblenda-biotita gnaisses e biotita granitóides raíba do Sul). homogêneos, localmente ocorrendo também anfibolitos. Todos os litótipos possuem mobilizados fél- sicos, que conferem um aspecto migmatítico aos Relações Estruturais gnaisses. Heilbron (1993) reconheceu duas associações Os ortognaisses desta unidade têm estruturas in- principais: hornblenda-biotita granitóides de com- ternas variáveis, localmente caracterizadas por um posição granodiorítica a tonalítica, e biotita granitói- bandamento gnáissico espesso (centimétrico), ou des de composição monzonítica a granodioríti- por estruturas foliadas relativamente homogêneas ca/granítica, provavelmente mais antigos que os (Machado, 1984). O bandamento gnáissico/folia- granitóides a hornblenda. ção tectônica principal tem atitude preferencial- Valladares (1996), de maneira semelhante a Heil- mente suborizontal com mergulho variável, fato atri- bron (1993), subdividiu os ortognaisses Quirino em buído a dobras abertas com eixos suborizontais e duas seqüências principais: uma granodiorítica, superfície axial vertical, de grandes amplitudes e cuja assinatura é similar às séries calcioalcalinas comprimentos de onda (Machado, 1984). Uma ex- pré-colisionais, sendo, portanto, interpretada como ceção a este padrão estrutural é verificada no interi- representante de arco magmático pré-colisional; e or de zonas de cisalhamento direcionais, onde a uma granítica, de alto potássio, mais rica em ele- estrutura planar é essencialmente vertical (Macha- mentos LILE, com assinatura química calcioalcalina do, 1984, Valladares, 1996). Nestas porções pode e de características pós-colisionais (Valladares, ocorrer o desenvolvimento de tramas constriciona- 1996). is (tectonitos L) (figura 5). Os dados litogeoquímicos disponíveis foram ob- Para Machado (1984), os ortognaisses desta as- tidos por Valladares (1996) e Valladares et al. sociação afloram em núcleos de estruturas antifor- (1997a). Segundo estes autores, o magmatismo mais, tendo sido, por este fato, interpretados como que originou os protólitos dos ortognaisses desta embasamento das rochas supracrustais do Com- suíte pertencem a duas séries calcioalcalinas dis- plexo Paraíba do Sul. A presença de xenólitos de tintas, relacionadas à implantação de um arco rochas supracrustais, inicialmente interpretados magmático. Valladares (1996) assinalou que a sé- como pertencentes ao Complexo Paraíba do Sul, rie calcioalcalina alto potássio, relativamente mais indica a existência de associações metassedimen- rica em elementos incompatíveis, teria se formado tares mais antigas (pré-neoproterozóicas), ainda por fusão de crosta espessada. não cartografadas na região. Os dados isotópicos U/Pb em zircão (Tabela 1) Para Heilbron (1993), os ortognaisses Quirino forneceram idades de 2,17 e 2,18Ga (Machado et afloram na escama tectônica superior da estrutura al. 1996, Valladares, 1996), interpretadas pelos au- regional imbricada da Faixa Ribeira, associados tores como idade de cristalização dos precursores aos metassedimentos do Complexo Paraíba do Sul. dos ortognaisses, caracterizando dessa maneira O contato basal desta escama é dado por empur- um arco magmático paleoproterozóico. Idades rões com vergência de topo para noroeste, na altu- mais antigas, arqueanas (2,85 – 2,98Ga), foram in- ra da cidade de Valença (Machado 1984, Heilbron terpretadas como herança crustal (Machado et al. 1993). Em termos regionais, os contatos dos ortog- 1996, Valladares, 1996). Outros dados U/Pb obti- naisses e as rochas de cobertura são invariavel- dos em titanitas e zircões (interceptos inferiores) mente tectônicos (Machado, 1984; Heilbron forneceram idades no intervalo de 0,6 a 0,5Ga (Ma- 1993). chado et al. 1996, Valladares et al. 1997), e foram

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interpretadas como idades do retrabalhamento bra- mais recente que a obtida por Machado et al. (1996). siliano (metamorfismo) (Valladares, 1996; Machado Da mesma maneira os dados U-Pb em outros ortog- et al., 1996). Mais recentemente Schmitt et al. (1999) naisses da região (Zimbres et al., 1990; Valladares et obtiveram idades U-Pb de ca 1.950Ma confirmando al., 1996) indicam uma idade aproximada de a existência de importante evento, acrescionário 2.000Ma para esse evento (tabela 1).

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MESO/NEOPROTEROZÓICO

4.1Grupo Andrelândia (MNa) e xistos com intercalações métricas de quartzitos puros e feldspáticos. Introdução Associação faciológica IV (b1) – formada por rochas semipelíticas e granada-biotita gnaisse ban- Ebert (1955) designou de Grupo Andrelândia os dado com intercalações de quartzitos. metassedimentos expostos na região da cidade A evolução da bacia Andrelândia está relaciona- homônima. Constitui uma estreita faixa composta da à fase pré-orogênica da Faixa Brasília, a partir por metassedimentos de fácies anfibolito, que ocu- da fragmentação do Supercontinente Rodínia, ten- pa o extremo-noroeste do estado, junto à divisa do evoluído para uma margem passiva neoprotero- com os estados de Minas Gerais e São Paulo. Foi zóica (e.g. Paciullo, 1997; Heilbron, 1993; Trouw et correlacionada ao Grupo Andrelândia, exposto no al., 2000). Estado de São Paulo (Paciullo, 1997). A faixa tem 32km de comprimento, com largura variando de 4 a 10km, daí estendendo-se para os dois estados limí- Evolução Metamórfico-Estrutural, trofes. Idade e Correlações

Estruturalmente, os litótipos são caracterizados Associações Faciológicas e Significado por uma foliação tectônica de baixo a médio ângu- Paleoambiental lo, com mergulhos predominantes para sul, paralela a um bandamento composicional. Nesta folia- Os metassedimentos aflorantes neste domínio ção, as lineações de estiramento/mineral e os indi- correspondem a duas das associações faciológi- cadores de sentido de cisalhamento observados cas detalhadas regionalmente por Paciullo sugerem uma movimentação predominantemente (1997) e são descritas a seguir, da base para o oblíqua dextral, com componente de empurrão, topo: embora movimentações direcionais também te- Associação faciológica I (a4) – composta por nham sido documentadas. Aspectos estruturais de uma seqüência estratificada de biotita gnaisse fino campo sugerem que a deformação tenha sido ins-

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talada em condições metamórficas da fácies anfi- minense, ao contrário da porção paulista, caracteri- bolito alto, zona da sillimanita. zada como sendo de média P/T. Em termos regionais, o metamorfismo principal que afetou os metassedimentos do Grupo Andrelândia, segundo Trouw et al. (1986), é de Associações Faciológicas e Significado pressão intermediária. Heilbron (1993) propôs Paleoambiental uma evolução tectônica semelhante para o sul do Estado de Minas Gerais e para o Rio de Janei- Foram reportados metassedimentos pelíticos, ro. Os metassedimentos do Grupo Andrelândia, gnáissicos ou xistosos, com sillimanita e granada, correlatos aos dos grupos Araxá e Canastra, fo- rochas calcissilicáticas, gnaisses kinzigíticos, ram empurrados para leste, segundo a tectônica gnaisses semipelíticos e, subordinadamente, da Faixa Brasília e, posteriormente, sofreram en- gonditos. Localmente ocorrem expressivos estra- curtamento N-S correlato à tectônica da Faixa Ri- tos de quartzitos feldspáticos grossos. Os metas- beira. sedimentos, quando composicionalmente favorá- As rochas metassedimentares estão migmatiza- veis, associam-se a granitos do tipo S, individuali- das, quando composicionalmente favoráveis. záveis ou não na escala deste trabalho. Do ponto Associam-se, portanto, a corpos relativamente res- de vista da faciologia metamórfica reportada tritos de leucogranitos com granada, turmalina, bio- acima, a unidade é indistinguível, tanto do Com- tita e muscovita. plexo Paraíba do Sul, quanto do Grupo Andrelân- dia, devendo constituir um segmento de margem passiva de idade neoproterozóica.

4.2 Complexo Embu (MNe) Evolução Metamórfico-estrutural, Introdução Idade e Correlações

A caracterização original do Complexo Embu é O metamorfismo que afetou os metassedimen- devida a Hasui (1975), que empregou o termo tos é da fácies anfibolito alto, zona da sillimanita, Complexo Embu para designar os migmatitos da sendo freqüente a presença de bolsões de fusão base do Grupo Açungui em São Paulo. in situ e passagem gradativa para granitóides S. Ocorre na extremidade noroeste do estado, em Embora na literatura do estado a extensão flumi- uma extensa faixa de direção NE-SW, com 120km nense do Complexo Embu seja, via de regra, conde comprimento e largura máxima de 16km no sul, siderada correspondente ao Complexo Paraíba estendendo-se daí para o Estado de Minas Gerais. do Sul, a descoberta de porfiroclastos reliquiares Apresenta importantes intercalações de granitos de cianita da fase metamórfica M1 (Silva et al., do tipo S, sendo a mais importante a do granito Rio 1991) levanta dúvidas sobre essa correlação. A Turvo, com 45km de comprimento (estendendo-se caracterização de uma evolução metamórfica sob para o Estado de São Paulo) e 8km de largura mé- regime de média pressão para o Complexo Embu dia. Outras intercalações correspondem a ortogna- em São Paulo indica que esse cinturão foi meta- isses granulíticos do Complexo Juiz de Fora morfizado sob condições distintas do Cinturão Pa- (Pg1jf). raíba do Sul, o qual é caracterizado por um regime Embora originariamente reconhecidos apenas de alta T / baixa P. em São Paulo, Hasui et al. (1981; in Schobbenhaus O significado dessas direrenças para a evolução et al., 1984) estenderam a ocorrência desses metas- orogênica ainda não está bem definido, requeren- sedimentos para o noroeste do Estado do Rio de Ja- do trabalhos de maior detalhe para sua compreen- neiro. são. Entretanto, há uma forte indicação de que, ao Na presente integração, a correlação da unidade menos do ponto de vista do metamorfismo operan- nos dois estados foi efetuada com base na continui- te, o Complexo Embu represente uma extensão do dade geográfica, estrutural e tectônica, e na ausên- Grupo Andrelândia, conforme cartografado em tra- cia de evidências de qualquer descontinuidade tec- balhos recentes (Trouw et al., 2000). Entretanto, tônica aparente. Entretanto, devido à escassez de como a evolução desse último está inserida no con- análises petrográficas, não foi possível determinar o texto da Faixa Brasília, o significado dessa correla- tipo bárico do metamorfismo atuante na porção flu- ção não está bem compreendido.

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4.3 Complexo Paraíba do Sul outra faixa, em trabalhos anteriores designada de Lumiar - Rio Bonito, com prolongamentos no senti- Introdução do de Campos, está situada na região da Serra do Mar e contém litótipos aqui agrupados na Unidade Apesar das definições originais, datadas ainda São Fidélis. da primeira metade do século 20, e conferindo-lhe Várias lentes menos expressivas, em especial sempre um caráter essencialmente supracrustal, o dessa última unidade, encontram-se dispersas em Complexo Paraíba do Sul (CPS) representa uma meio a rochas ortognáissicas, charnockíticas e gra- unidade estratigráfica que sofreu grandes modifi- nitóides, sendo uma das mais notáveis a definida cações nas caracterizações estratigráficas, petro- na região da cidade do Rio de Janeiro. gráficas e tectônicas. Em trabalhos cartográficos de escala regional, a Moraes Rego (1933) designou de “gneiss do Pa- representação cartográfica e a discriminação entre rahyba” a um conjunto de rochas contendo cama- paragnaisses parcialmente fundidos (migmatitos) das lenticulares de calcários magnesianos. Rosier e granitóides S é bastante precária. São observa- (1952) utilizou o termo “Complexo do Paraíba” para das freqüentemente passagens gradacionais entre definir o gnaisse com plagioclásio, correlacionável o que se convencionou designar de granito S e ao “protogneis” de Lamego (1936), observado no suas encaixantes. Portanto, o desenho dessas uni- vale do rio Paraíba do Sul. Nessa mesma região, dades, no presente mapa geológico do estado, Ebert (1955) definiu a “Série Paraíba” como sendo deve sofrer, ainda, profundas alterações. constituída de “quartzito basal, sedimentos clásti- cos, grauvacas, conglomerados, tilitos (?) e calcári- os”. Em 1965, Rosier ampliou a assembléia litológica Associações Faciológicas e Significado com a inclusão de gnaisses diversos e migmatitos, Paleoambiental charnockitos, mármores, tactitos e “metaquartzitos”. Lima et al. (1981) empregaram pela primeira vez o No presente trabalho o Complexo Paraíba do Sul termo Complexo Paraíba do Sul para designar o é composto por três unidades estratigráficas infor- conjunto de gnaisses granadíferos e kinzigitos da re- mais, estabelecidas com base nos respectivos gião costeira, do vale do rio Doce ao Rio de Janeiro. conteúdos líticos, a saber: Na literatura mais moderna, há uma tendência à hierarquização da unidade como Grupo e a subdi- visão da unidade aqui cartografada como Comple- 4.3.1 Unidade São Fidélis – MNps xo Paraíba do Sul em um Grupo Paraíba do Sul e um Grupo Italva (e.g. Heilbron et al., 2000). Embora em Representa a maior parte da área de ocorrência regiões mais restritas seja factível e adequada a do Complexo Paraíba do Sul, sendo constituída es- sua hierarquização como grupo, no presente traba- sencialmente por metassedimentos detríticos, peli- lho, executado em escala muito regional, não foi to-grauvaqueanos: granada-biotita-(sillimanita) ainda possível a depuração total do complexo para gnaisses quartzo-feldspáticos (metagrauvacas), a sua correta representação como grupo. Porém, com ocorrência generalizada de bolsões e veios de mesmo mantendo em escala estadual a conceitua- leucossomas graníticos derivados de fusão parcial ção de complexo, esse teve uma significativa redu- in situ e injeções. Variedades portadoras de cordie- ção em área cartografada. Litótipos anteriormente rita e sillimanita (kinzigitos), comumente apresen- designados de leptinitos, leucognaisses, gnaisses tando horizontes de xistos grafitosos, exibem con- facoidais e parte dos “migmatitos”, entre outros ter- tatos transicionais com os granada-biotita gnais- mos, foram mapeados como granitóides tipo S. ses. De ocorrência mais restrita, por vezes são ob- Parte dos “gnaisses” mostraram-se produtos orto- servadas intercalações de quartzitos (qz), rochas derivados. metacarbonáticas e calcissilicáticas (ca), além de Após a depuração conceitual e cartográfica fo- corpos de anfibolitos e concentrações manganesí- ram definidas duas faixas principais de ocorrência feras (gonditos?). Em domínios menos deformados do complexo. Na primeira, exposta nas regiões oci- podem ser percebidas localmente estruturas de dental e norte do estado, com grande continuidade ressedimentação, decorrentes de fluxos turbidíti- física, estendendo-se desde a divisa com São Pau- cos (metaturbiditos). lo até o Espírito Santo, foram distinguidas três uni- Os paragnaisses quartzo-feldspáticos são com- dades informais: São Fidélis, Italva e Itaperuna. A postos predominantemente de quartzo, feldspato

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(plagioclásio) e biotita, com percentagens variadas uma das conclusões de Grossi Sad & Dutra (1988), de granada, e são os de distribuição mais ampla no com base em análises litogeoquímicas dos kinzigi- interior do CPS. O seu caráter paraderivado é de re- tos. O seu posicionamento intermediário entre os conhecimento relativamente difícil, ainda em esca- campos dos folhelhos e das grauvacas é sugestivo la de afloramento, quando eles não se encontram de sedimentos originalmente arenosos, mas com associados com pelo menos um dos termos porta- um grau relativamente baixo de maturidade textu- dores de excesso de sílica, alumina ou carbonatos, ral. São rochas de cor cinza, granulação fina a mé- descritos mais adiante. Muitas dessas exposições dia, com uma textura blastomilonítica a milonítica correspondem aos chamados “gnaisses banda- ao longo das zonas de cisalhamento. Os gnaisses dos” ou “gnaisses fitados” da região do vale do rio estão manchados por porfiroclastos de feldspato e Paraíba do Sul. Costumam apresentar um típico as- por abundantes cristais de granada. Grafita e silli- pecto migmatítico, tendo sido descritos quase manita fibrosa ou prismática fazem parte da assem- sempre, nos trabalhos anteriores, como metatexi- bléia mineral, embora ocorram como constituintes tos de estrutura estromática a flebítica. Devido ao menores. O quartzo é lenticular e a biotita é de uma notável paralelismo entre as bandas de paleosso- variedade rica em titânio. Quando presente, o orto- ma (biotita-plagioclásio gnaisse) e neossoma clásio é mais abundante que a microclina, o plagio- (quartzo-feldspático), sucessivamente alternadas, clásio tem a composição de oligoclásio e a magne- qualquer que seja a origem ou forma particular do tita é o principal mineral acessório. último, essas estruturas migmatíticas adquirem As rochas calcissilicáticas constituem numero- uma óbvia conotação sintectônica. As estruturas sas e pequenas lentes e boudins, tendo sido identi- sedimentares comumente preservadas correspon- ficadas algumas ocorrências maiores em Casimiro dem a bandamentos primários e refletem variações de Abreu e próximo ao litoral da baía da Ilha Grande nas proporções relativas de areia, argila e carbona- (Machado Fº et al., 1983). Ocorrem intercaladas ou tos. No caso dos ritmos verificados nas alternâncias associadas aos corpos de mármores, anfibólio de gnaisses quartzosos e aluminosos, junto com es- gnaisses e biotita gnaisses, e os protólitos devem truturas do tipo granodecrescências ascendentes, é corresponder a sedimentos carbonáticos contendo possível interpretá-los como fluxos gravitacionais abundantes impurezas siliciclásticas (figura 5). ou, mais especificamente, de correntes de turbidez Grossi Sad & Dutra (1988) sugeriram composições relativamente densas. originais intermediárias entre rochas pelíticas/argi- Ao longo da zona de cisalhamento do rio Paraíba losas/carbonáticas e grauvacas. São de coloração do Sul predominam milonitos com estrutura de fluxo esverdeada a esbranquiçada, de granulação fina, bem definida, e os gnaisses são comumente lamina- aspecto sacaroidal e estrutura maciça ou bem foliados ou bandados. Os porfiroclastos são abundan- da a bandada. A textura é poligonal, com junções tes, milimétricos, com formas sigmoidais, estirados tríplices. A mineralogia básica compreende quart- ou arredondados, e constituídos de feldspato trans- zo, plagioclásio (variável de oligoclásio a bytowni- lúcido ou branco, na maioria das vezes plagioclásio. ta), carbonato, diopsídio, esfeno e apatita. Algumas O quartzo também aparece estirado, muitas vezes variedades podem conter microclina, anfibólio formando níveis descontínuos (figura 5, Seção 2). (hornblenda e actinolita), minerais opacos, epidoto, Os gnaisses aluminosos granadíferos e kinzigi- escapolita, brucita, biotita e clorita, além de grana- tos têm uma área de ocorrência bastante expressi- da, zircão e pirita. va ao longo da faixa que se estende próximo e pa- Os quartzitos constituem corpos descontínuos, ralelamente ao litoral, conforme foi assinalado por intercalados nos gnaisses devido ao dobramento Silva & Ferrari (1976). Faixas menores foram identi- regional, e as maiores porções encontram-se a su- ficadas por Machado Fº et al. (1983) entre Manga- deste de Carmo, a nordeste de Miguel Pereira e nas ratiba e Três Rios, a mais proeminente compondo serras da Taquara e das Araras. Segundo Grossi parte da serra das Araras, onde gradacionam para Sad & Dutra (1988), que os consideraram típicos da granitóides tipo S. Em alguns segmentos a monóto- denominada “Formação Itaocara”, os corpos de na predominância de gnaisses aluminosos é que- quartzitos são delgados, quase sempre com es- brada apenas pela presença de rochas calcissili- pessuras aparentes inferiores a 20m, podendo atin- cáticas, e o registro de quartzitos e rochas anfibolí- gir centenas de metros. São rochas de granulação ticas é ainda mais esparso. Por vezes são portado- fina a grossa, coloração cinza-esbranquiçada a res de grafita (kinzigíticos) e derivados de sedimen- amarelada, fraturadas e de brilho vítreo. Por vezes tos pelíticos/folhelhos e grauvacas. Esta é também exibem passagens gradacionais para termos ricos

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em micas (quartzo xistos) ou em feldspatos (gnais- ro-Cantagalo. Encontram-se tectonicamente imbri- ses quartzosos), exemplificando variações laterais e cados com granada-biotita-sillimanita gnaisses verticais de fácies. Representam os metassedimen- quartzo-feldspáticos, a quartzo-anfibólio- clinopiro- tos da série com excesso de sílica e contêm teores xênio gnaisses (rochas calcissilicáticas). Foram re- variáveis de micas (biotita, muscovita e/ou sericita), feridos como “Calcários de São Joaquim” por La- feldspatos (microclina e plagioclásio, freqüente- mego (1940b) e cartografados, nessa mesma re- mente caulinizados), sillimanita (fibrosa ou prismáti- gião, como Unidade São Joaquim por Batista et al. ca), granada e magnetita, além de zircão, rutilo e (1978). apatita como minerais acessórios. Os grãos de Na região central e setentrional do Estado do Rio quartzo apresentam contornos angulosos, xeno- de Janeiro, várias massas de mármore com dimen- blásticos e estão imbricados, formando um mosaico sões até quilométricas encontram-se alinhadas se- de contatos nítidos. gundo duas faixas paralelas. Formam as serras das Anfibolitos, de acordo com Silva & Ferrari (1976), Águas Quentes (faixa ocidental), Vermelha e do são rochas freqüentemente encontradas no interior Portela (faixa oriental), e na região de Italva (serra do CPS, apresentando o desenvolvimento nítido de do Funil) compõem um grande corpo em forma de uma estrutura planar (xistosidade). Ocorrem inter- ferradura. calados nos gnaisses, mormente concordantes Os mármores representam o produto, sob condi- com a estrutura bandada dos mesmos, bem como ções de metamorfismo de grau forte, de sedimentos nos corpos lenticulares de rochas carbonáticas. As químicos marinhos, tipificando o extremo de uma sé- espessuras dos anfibolitos são variáveis desde al- rie com “excesso de carbonatos”. Podem ocorrer guns poucos centímetros até várias dezenas de muito puros, a exemplo dos vários corpos de már- metros, mas comumente são decimétricos. Bran- mores calcíticos utilizados na indústria de cimento dalise et al. (1976) descreveram leitos com grande Portland, com variações para termos dolomíticos, ou persistência lateral e estruturas dobradas com es- contêm impurezas de quartzo, sendo que os dolomi- pessamento das charneiras (dobras similares), tos calcíferos predominam sobre os mármores calcí- considerando-os, ao menos em grande parte, ticos. São de cor branca, cinza (a cinza- azulado) ou como resultantes do metamorfismo de rochas máfi- esverdeada (dependendo da quantidade de anfibó- cas. Apresentam uma cor cinza-médio a escuro, lio e/ou piroxênio), podendo também ser encontra- com tonalidade esverdeada e uma granulação fina dos com tonalidades amareladas ou rosadas. A gra- a média. Ao microscópio revelam uma textura gra- nulação é média a grossa, mas os mármores dolomí- noblástica a nematoblástica e associações minera- ticos tendem a ter uma granulação fina. Muitas ve- lógicas comumente representadas por anfibólio zes constituem corpos maciços, em outros casos (hornblenda), plagioclásio (andesina, por vezes em são estratificados, evidenciando bem os leitos ou cristais relictos hipidiomórficos e zonados), biotita e camadas. Ao microscópio mostram uma textura gra- algum quartzo. Os constituintes acessórios são a noblástica xenomórfica ou hipidioblástica poligoni- apatita, titanita e zirconita, e entre os produtos de zada e as observações texturais indicam também alteração ocorrem carbonato, epidoto, sericita e que os mármores sofreram uma cristalização clorita. pré-tectônica e uma deformação pós-cristalização. Sobre a (figura 5) gênese dos anfibolitos, Macha- Os termos quartzosos contêm feldspato e minerais do Fº et al. (1983) destacaram, entre outros aspec- máficos. Grafita ocorre em flocos disseminados e tos, o elevado conteúdo de titânio e sugeriram uma palhetas intersticiais ou inclusas nos carbonatos. Os proveniência a partir de rochas ígneas básicas (ba- minerais acessórios dos mármores são o plagioclá- saltos de alta alumina) a intermediárias (andesitos) sio e a wollastonita (nas variedades com quartzo), geradas num ambiente tectônico de margem conti- sericita, apatita, titanita, magnetita e pirita. Anfibólio nental. tremolítico, piroxênio diopsídico, serpentina e olivina forsterítica ocorrem em mármores dolomíticos. Alguns corpos de mármore exibem grandes lentes 4.3.2 Unidade Italva – MNpi de calcita romboédrica. Nas regiões de contato, concordante mas prova- Esta unidade é caracterizada principalmente velmente de natureza tectônica, com as rochas pela presença de mármores, que são um produto gnáissicas associadas, Silva & Ferrari (1976) ob- industrial importante na região, particularmente nas servaram freqüentes zonas laminadas, normalmen- localidades de Italva, Euclidelândia e Cordei- te com espessura inferior a 20cm, constituídas de

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rochas calcissilicáticas. Em vários locais, como na Barbosa et al. 1981) consideravam-na como uma serra do Portela e em Italva, foi constatada uma es- unidade do Complexo Juiz de Fora, uma vez que treita associação dos mármores com anfibólio gna- ela é constituída de granulitos associados a ender- isses, mas o conteúdo mineralógico dos últimos, en- bitos e charnockitos. Entretanto, esses granulitos volvendo minerais como hornblenda comum e alla- estão amplamente associados a rochas calcissili- nita, parece afastar uma hipótese de paraderivação cáticas, quartzitos e até mármores. Em alguns seg- dos mesmos. mentos, as rochas calcissilicáticas chegam a pre- No contexto dos gnaisses do CPS também são dominar. Corpos de mármore que se associam a feitas referências à presença de “para-anfibolitos” gnaisses aluminosos, quartzitos e rochas calcissili- (Brandalise et al., 1976), que notaram essa associ- cáticas no lado SE da ZCPS, passam a ocorrer en- ação na serra das Águas Quentes (entre Euclide- tre granulitos, rochas calcissilicáticas e charnocki- lândia e Itaocara) e na rodovia Itaocara - Jagua- tos/enderbitos do lado NW da mesma ZC. Essas rembé. Os corpos anfibolíticos ali descritos são de observações permitem supor que as rochas desse cor verde-escuro a negro, concordantes com o setor fazem parte do mesmo CPS, submetidas ali, a bandamento gnáissico, e resultariam do metamor- processos distintos daqueles a que foram submeti- fismo sobre margas. Os gnaisses desses locais das as rochas do CPS ao sul da ZCPS. Isto é, pro- também contêm anfibólio, além de massas de cessos de granulitização e de fusão a baixa fugaci- composição carbonática, sob a forma de lentes de dade de H2O e altas temperaturas e pressões. Na mármore de dimensões variáveis. Outras descri- grande maioria dos trabalhos anteriores, as áreas ções de boudins e lentes de anfibolitos de origem de ocorrência de paragranulitos eram considera- comprovadamente sedimentar são encontradas das de idade arqueana. em Machado Fº et al. (1983), que os caracteriza- Nos projetos executados pela CPRM para o ram como portadores de estrutura linear a maciça, DNPM (Silva & Ferrari, 1976; Fontes et al., 1981), as granulação em geral média a fina e coloração ver- rochas dessa unidade foram incluídas na Associa- de-escuro a cinza-escuro. ção Paraíba do Sul. Silva & Ferrari (1976) descreveram em detalhe as rochas calcissilicáticas e os piro- xênio-granada gnaisses, comprovando sua origem 4.3.3 Unidade Itaperuna – MNpit a partir de rochas sedimentares. Muitas dessas rochas foram granulitizadas e milonitizadas, e, outras, Esta unidade foi cartografada, inicialmente, por foram granulitizadas, submetidas a processos de fu- Barbosa et al. (1981) e incluída no Agrupamento I são a seco e depois milonitizadas. Nesses proces- dos trabalhos do DRM, juntamente com as unida- sos deformacionais ocorreram softenning e diaftore- des Raposo e Comendador Venâncio. Posterior- se com transformação da paragênese anídrica para mente, Grossi Sad & Barbosa (1985) incluíram as hidratada, resultando gnaisses miloníticos de com- duas últimas unidades no Complexo Juiz de Fora e posição granítica e tonalítica que foram definidos consideraram a unidade Itaperuna de idade inter- por Barbosa et al. (1981) como Unidade Raposo. mediária entre este complexo e o Complexo Paraí- Rochas dessa unidade foram incluídas por Go- ba do Sul, mais novo. Por outro lado, Fonseca mes et al. (1978) nas unidades São José de Ubá, (1998) separou os Gnaisses Raposo em relação ao Monte Verde e Vista Alegre. No trabalho de Barbo- Complexo Juiz de Fora, considerando-os como pa- sa et al. (1981), foram consideradas como partes raderivados e mais velhos que o Complexo Paraíba das unidades Comendador Venâncio, Itaperuna e do Sul, portanto, aproximadamente na mesma po- Raposo. sição estratigráfica da Unidade Itaperuna de Gros- Na presente integração, a Unidade Itaperuna si Sad & Barbosa (1985). (MNpit) é constituída essencialmente de paragra- No presente trabalho é apresentada uma nova nulitos, rochas calcissilicáticas (às vezes predomi- conceituação, incorporando à Unidade Itaperuna nantes), fusões quartzo-feldspáticas e, mais rara- partes das unidades Raposo e Comendador Ve- mente, quartzitos e mármores. Os paragranulitos nâncio, anteriormente atribuídas ao Complexo Juiz são rochas de granulação fina a média, textura grade Fora por Barbosa et al. (1981). Ocorre particular- nular, coloração cinza-esverdeada. Muitas vezes, mente ao norte da ZCPS e é uma das unidades quando alterados, mostram uma textura milonítica mais controvertidas do CPS. Até recentemente, al- a flaser que os distingue das rochas calcissilicáti- guns autores (Fonseca, 1998, Campos Neto & Fi- cas, quase sempre maciças. São constituídos, em gueiredo, 1993, Figueiredo & Campos Neto 1995, geral, de plagioclásio, quartzo, hiperstênio, diopsí-

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dio, biotita e hornblenda. Acessoriamente apresen- bramentos superpostos, abertos a fechados, de tam opacos, apatita e zirconita, e carbonato e clori- amplitudes métricas a decaquilométricas e com ei- ta como produtos de alteração. Predominam o xos de direção NE-SW, a exemplo das verificadas quartzo e o plagioclásio. nas regiões de Cambuci e Italva. A sudeste de Itaperuna ocorre uma extensa faixa O arcabouço estrutural definido durante o Oró- de rochas quartzosas miloníticas com cerca de geno Brasiliano foi completado com deformações 25km de comprimento por 1 a 4km de largura. impressas durante um regime compressivo trans- Quando alteradas essas rochas lembram quartzi- corrente, novamente simples e dúctil. A mais impor- tos, porém, microscopicamente se caracterizam tante zona de cisalhamento de alto ângulo, com até como rochas de caráter trondhjemítico, essencial- 10km de largura de rochas miloníticas, e contínua mente com quartzo e plagioclásio, com textura poli- por mais de 300km segundo a direção NE-SW, está gonal cortada por uma série de finas lâminas de situada mormente no vale do rio Paraíba do Sul e quartzo. Esse conjunto está sendo incluído proviso- atravessa todo o estado – o corredor Paraíba do Sul riamente na Unidade Itaperuna (MNpit) porém, (figura 5). A partir dessa zona principal são obser- existe a possibilidade de se tratar de uma pequena vadas inúmeras zonas de cisalhamento secundári- janela do embasamento tipo TTG do Complexo Juiz as e assintóticas, que demonstram a movimenta- de Fora. Essa dúvida só poderá ser dirimida com ção dextral dos blocos crustais e se ramificam em futuros trabalhos geocronológicos. feixes para NNE e SSW. Nessa mesma região, vári- Associadas ao conjunto de paragnaisses ocor- as escamas de cavalgamento paralelas ao linea- rem rochas charnockíticas/enderbíticas de granu- mento principal são sugestivas de uma estrutura lação média a grossa, textura granular, coloração em flor positiva. Os traços retilíneos das transcor- cinza-esverdeada e com plagioclásio andesínico, rências, em planta, são indicativos de ausência de quartzo xenoblástico (às vezes de grandes dimen- eventos deformacionais compressivos subseqüen- sões), ortoclásio de grã fina e diopsídio em grandes tes. As feições estruturais de alto ângulo, em meso- cristais, por vezes alterados para anfibólio e con- escala e ao microscópio, são as mesmas referidas tendo inúmeras inclusões de opacos. Cristais de para a deformação tangencial. O perfil da figura 5 granulação fina de quartzo e ortoclásio podem ser mostra um aspecto da estrutura regional do com- produtos de subgranulação dinâmica. Quando plexo. passíveis de serem separados do conjunto de ro- Desta forma, os critérios atuais de cartografia chas da Unidade Itaperuna, alguns charnocki- geológica depararam-se novamente, e conforme tos/enderbitos foram individualizados na carta geo- já era previamente conhecido, com um arranjo lógica como Ng2b e considerados como uma fácies complexo da estratigrafia interna do CPS. As ten- de granulação mais fina da Suíte Bela Joana. tativas de realizar correlações e empilhamentos Produtos da milonitização e diaftorese dessas estratigráficos, bem como de estabelecer topo e rochas charnockíticas/enderbíticas e de granulitos base das seqüências, não mais encontram respal- da Unidade Itaperuna (MNpit) transformados em do fatual devido às freqüentes imbricações tectô- rochas de composições granítica a tonalítica com nicas, principalmente as tangenciais, agravadas granada, foram tentativamente individualizados pela superposição de dobramentos e vigorosos como Granitóides da Suíte Natividade. movimentos transcorrentes. A isso somam-se, ainda, as profundas transformações associadas às Evolução Metamórfico-estrutural, deformações em domínios dúcteis e ao metamor- Idade e Correlações fismo regional de grau forte, que conduziu à volu- mosa geração de paragranulitos sintectônicos. Durante a orogênese brasiliana um regime de ci- Toda a extensão exposta do CPS indica condi- salhamento tangencial associado à colisão conti- ções metamórficas da fácies anfibolito alto a granu- nental impôs uma estruturação regional de direção lito. Em estreita associação com a tectônica trans- NE-SW. As principais feições então originadas en- pressiva, ocorreu uma generalizada fusão parcial volvem a obliteração e lenticularização de leitos e in situ, que produziu volumosos magmatismos sin- bandas, truncações tectônicas, dobras intrafoliais, colisionais tipo S, e tipo C (charnockitos), cartogra- duplexes, estiramento mineral, foliações miloníti- fáveis ou não em escala de semidetalhe. Estima-se cas com subgranulação e recuperação dos mine- que a maior parte desses corpos, muitas vezes de rais, sigmóides e sombras de pressão. As foliações formas estratóides e situados no interior da Unida- geradas pela deformação tangencial exibem do- de São Fidélis, ainda não se encontra cartografada.

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A estabilidade da associação cordierita-sillima- 4.4 Complexo Búzios (MNb) nita nas rochas metapelíticas, permite considerar o metamorfismo operante no cinturão como de alta Introdução T/baixa P. Essa característica metamórfica é o crité- rio mais consistente para discriminar sua evolução Fonseca et al. (1979) designaram de Seqüência da de outros complexos, (Búzios e Embu) e do Gru- de Búzios aos paragnaisses deste complexo ex- po Andrelândia. Embora as três bacias provavel- postos no cabo Búzios. mente tenham evoluído sob condições orogênicas No presente estudo, tendo em conta a similarida- distintas, elas têm uma origem similar, representan- de tectono-estrutural e litológica com os metassedi- do riftes meso a neoproterozóicos, ligados à fase mentos expostos no cabo Búzios, tal unidade foi am- pré-orogênica do Ciclo Brasiliano. pliada para NE, no sentido de Carapebus. Optou-se, Outra questão importante sobre a evolução do também, de acordo com Schmitt et al. (1999a), por complexo é a idade precisa de abertura dessa ba- incluir no Complexo Búzios as rochas supracrustais cia, devido à ausência de marcadores magmáticos da serra de Sapetiba (São Pedro d’Aldeia) e da re- adequados. gião entre Maricá, Saquarema e Casimiro de Abreu. Determinações U/Pb em zircões detríticos de Essa porção do complexo foi designada anterior- quartzitos do Complexo Paraíba do Sul, a SSE de mente de Unidade Palmital (Reis, 1980). Volta Redonda, foram realizadas recentemente por Valladares et al. (1997). A datação de zircões com 1,5-1,6Ga sinaliza para uma idade máxima meso- Associações Faciológicas e Significado proterozóica para a abertura dessa bacia, enquanto Paleoambiental a idade máxima de sedimentação seria em torno de 2,0 a 2,3Ga ou seja, os metassedimentos teriam se Rodrigues et al. (1997) caracterizaram em detalhe originado por erosão de rochas com idades compa- os paragnaisses de Búzios, identificando três asso- tíveis àquelas que compõem o embasamento da fai- ciações litológicas: metapelítica, calcissilicática e xa. Estes dados não invalidam a hipótese de sedi- anfibolítica. A primeira consiste em sillimanita-biotita mentação mais jovem, durante o Ciclo Brasilia- xisto, sillimanita-cianita-K-feldspato gnaisse, biotita no/Pan-Africano, mas também não excluem a possi- gnaisse, granada-biotita gnaisse, granada-quartzo bilidade de representarem sedimentos mais anti- gnaisse e quartzito feldspático. A segunda compre- gos, depositados em uma bacia transamazônica. ende duas formas de ocorrência: níveis de até 20cm Até o presente, a idade mais jovem para a aber- de espessura, boudinados e intercalados nas asso- tura da bacia Paraíba do Sul foi obtida através de ciações pelítica e anfibolítica, e níveis de bioti- datação SHRIMP do Granito Pão de Açúcar, no ta-diopsídio gnaisse com espessura de no máximo qual o núcleo de um zircão detrítico herdado da ro- seis metros. A terceira associação é constituída de cha-mãe forneceu idade de 1.340 ± 9Ma (Silva et anfibolito, diopsídio-anfibólio gnaisse e grana- al., no prelo). da-anfibólio gnaisse. Carece ainda de demonstração a sedimentação Apesar do metamorfismo de alto grau, no presen- inequivocamente atribuída ao Brasiliano, embora te trabalho foram descritas estruturas sedimentares os dados disponíveis não excluam esta hipótese. bem preservadas em zonas de baixo strain.Em Neste aspecto cabe salientar a importância das ro- Cabo Frio (forte São Mateus) alguns domínios gnáis- chas com idades paleoproterozóicas na Faixa Ri- sicos são constituídos pela alternância de ‘bancos’ beira (Machado, 1984, Heilbron, 1993, Valladares, de espessura decimétrica compostos por metareni- 1996; Machado et al., 1996). Os ortognaisses da tos feldspáticos e bancos de espessura centimétri- Suíte Quirino (Machado, 1984) forneceram idades ca a decimétrica de metapelitos/grauvacas. Essas U/Pb paleoproterozóicas (Machado et al., 1996; estruturas rítmicas representam depósitos turbidíti- Valladares, 1996). Estas rochas foram considera- cos metamorfizados. Os efeitos do metamorfismo de das, por apresentarem enclaves de metassedi- alto grau são sentidos de forma distinta, com as ban- mentos, como intrusivas em rochas do Grupo Paraí- das pelíticas/grauvaqueanas geralmente mostran- ba do Sul (Heilbron, 1993). Este fato pode ser inter- do efeito de fusão parcial, ao passo que as bandas pretado como indicativo da presença de metasse- quartzíticas foram poupadas do fenômeno. dimentos mais antigos, pré- ou sin-Orogênese A esses níveis turbidíticos acham-se associados Transamazônica, agora intercalados tectonica- anfibolitos, geralmente granadíferos, podendo re- mente pela intensa deformação neoproterozóica. presentar horizontes vulcano-clásticos.

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Evolução Metamórfico-estrutural, Fonseca (1994) designou esse domínio de Idade e Correlações “Fragmento Tectônico de Cabo Frio” obtendo idades entre 1.600 e 1.200Ma, interpretadas como ida- Coube a Heilbron et al. (1982) apresentarem um de da fonte dos sedimentos, e entre 600 e 500Ma, detalhado tratamento estrutural do cabo dos Búzi- como época do metamorfismo. Essa autora citou, os, onde estabeleceram uma estratigrafia local, in- ainda, que os paragnaisses seriam metapelitos cluindo o Complexo Região dos Lagos. Mais re- com intercalações calciossilicáticas, quartzíticas e centemente, Schmitt et al. (1999) apresentaram anfibolíticas, metamorfizados na fácies anfibolito um detalhamento estrutural como suporte para es- alto, de pressão intermediária (paragênese grana- tudos geocronológicos, demonstrando uma evo- da-sillimanita-cianita). lução comum, tanto para a seqüência supracrus- A estabilidade da paragênese sillimanita-cianita tal, como para os ortognaisses. Caracterizaram nos metapelitos, bem como de granada-hornblen- um evento tangencial precoce com transporte tec- da-andesina na seqüência máfica, são cruciais para tônico para NW, possivelmente de idade cambria- a caracterização do metamorfismo operante na as- na. sociação como sendo de média P/T. Presentemen- Fonseca et al. (1984) haviam sugerido que a re- te, além do critério estrutural, constitui o argumento gião corresponderia a um bloco ‘cratônico’, desig- mais consistente para a discriminação da mesma nado Cráton de Cabo Frio, correlacionável “à extre- em relação ao Complexo Paraíba do Sul. midade ocidental do Cráton do Congo”, na África. Idades mais precisas para a evolução da unida- Por sua vez, Fonseca (1994) sugeriu que os parag- de foram obtidas mais recentemente (Schmitt et al,. naisses provavelmente foram depositados em am- 1999a) através da datação U-Pb de veios anatéti- biente de arco continental ou margem continental cos sintangenciais, tanto nos orto quanto nos pa- ativa. ragnaisses, os quais forneceram resultados de ca Zimbres et al. (1990) preconizaram também uma 520Ma. Esses dados foram interpretados no con- correlação da região de Cabo Frio com o “Cráton texto da colagem final brasiliana na região, relacio- de Angola”, na África, ao se referirem à “Unidade nada à Orogênese Búzios, na qual o Complexo Bú- Região dos Lagos” de Reis et al. (1980), através de zios representaria um ambiente de back arc análises radiométricas (tabela 1). (Schmitt et al., 1999b).

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NEOPROTEROZÓICO/CAMBRIANO

5.1 Introdução Trabalhos pioneiros e sistemáticos nos granitóides do estado incluem os de Rosier (1957, 1965), Helm- O Estado do Rio de Janeiro é caracterizado por bold et al. (1965) e Barbosa & Grossi Sad (1985). abundante granitogênese neoproterozóica, asso- Dentre os trabalhos de síntese regional sobre estas ciada à deformação e metamorfismo da seqüência rochas destacam-se Machado & Pellogia (1987), Ma- metassedimentar do Complexo Paraíba do Sul, re- chado & Demange (1994a e 1998), Machado (1997) sultantes do Ciclo Orogênico Brasiliano. Granitói- e Heilbron (1995). Outros trabalhos de síntese, ver- des metaluminosos pré- a sincolisionais alcançam sando principalmente sobre os granitóides tardios, sua mais importante expressão nos batólitos Serra incluem Pires et al. (1982), Penha & Wiedemann dos Órgãos e Rio Negro, incluindo associações (1984), Machado Filho et al. (1983), Junho & Wiede- calcioalcalinas expandidas (Complexo Rio Negro). mann (1987), Junho (1991, 1993), Wiedemann Magmatismo peraluminoso, sincolisional, do tipo S, (1993), além de muitos outros que discutem aspectos representado por granitóides intensamente defor- petrográficos e litogeoquímicos de maciços isolados, mados e estirados segundo o trend NE-SW, está re- principalmente no Domínio Serra dos Órgãos. lacionado dominantemente ao Batólito/Arco Rio de Várias propostas de agrupamento das rochas Janeiro (figura 6), ocorrendo também no domínio granitóides envolvem tanto características estrutu- Juiz de Fora. São associados aos metassedimen- rais quanto geoquímicas e geocronológicas, entre tos do Complexo Paraíba do Sul, dos quais derivam as quais pode-se mencionar Machado & Demange por processos de fusão parcial. (1992, 1994a, b), Figueiredo & Campos Neto Também ocorrem inúmeros plútons calcioalcali- (1993), Campos Neto & Figueiredo (1995), Heilbron nos de natureza milonítica, controlados pelas (1995), Machado (1997), Tupinambá (1999), Silva zonas de cisalhamento direcionais, e corpos não (1999), Silva et al. (no prelo), Campos Neto (2000) e deformados, cuja distribuição aparentemente Trouw et al. (2000). Neste contexto vale destacar o independe da estruturação principal do orógeno, trabalho de Machado (1997), que consiste na sínte- ou seja, não estão compartimentados pelas se mais completa da granitogênese do estado. estruturas N45°E, além de uma geração tardia de Apesar dos numerosos trabalhos, a evolução do posicionamento pós-tectônico. sistema de orógenos brasiliano entre ?1.000Ma

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Figura6–NoEstado do Rio de Janeiro, o estudo detalhado da ubiqüa granitogênese brasiliana constituiu-se na mais completa tarefa para a elaboração do mapa geológico estadual. O Batólito Rio de Janeiro (no primeiro plano) é testemunho privilegiado da colagem dos orógenos Brasilianos/Pan-Africanos, ao sul das margens continentais da América do Sul e África. A datação precisa desse arco sincolisonal em ca 560Ma proporcionou a estimativa mais consistente para a idade da amalgamação do Supercontinente Gonduana (Silva 1999; Silva et al., no prelo). (Foto de Ary Bassous/TYBA).

Figure 6 – Detailed studies of the widespread Brasiliano granitic magmatism in Rio de Janeiro State, were the most complex task during the elaboration of the official map of the state. The Rio de Janeiro Batholith (in the first plan) is a privileged testimony to the collage of the Brasiliano/Pan- Africans orogens at the southern continental margins of South America and Africa. The precise dating of this syn-collisional arc (ca 560Ma) propitiated the best constrained estimate for the age of the SW Gondwana Supercontinent amalgamatin (Silva 1999; Silva et al., in press). (Photo by Ary Bassous/TYBA).

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(estágio de rifte e drift apart deste segmento do Su- 5.2 Episódio Orogênico Brasiliano II/Magmatismo percontinente Rodínia) e ca 500Ma (granitóides Pré- a Sincolisional (630-600Ma) pós-tectônicos), ainda é matéria de debate. Em especial, devido à escassez de datações radiométri- 5.2.1 Complexo Rio Negro (Ng1rn) cas por métodos precisos. Diversas tentativas de subdivisão do intervalo Introdução têm sido divulgadas, levando em conta as caracte- rísticas e idades dos granitóides, nos estágios pré-, O Complexo Rio Negro foi inicialmente correlaci- sin- e pós-colisional e pós-tectônico. Os intervalos onado à Série Serra dos Órgãos por Rosier (1957), propostos foram de 570 a 590Ma para o estágio tendo sido posteriormente subdividido em distintas pré-colisional, 530 a 560Ma para o sincolisional, e unidades gnáissicas, migmatíticas e graníticas (Pe- 450/480 a 520Ma para o pós-colisional (Figueiredo nha et al., 1979; Matos et al., 1980; Barbosa & Gros- & Campos Neto, 1993; Wiedemann, 1993). si Sad, 1985, entre outros). Intervalos mais antigos são ainda propostos por A designação original de Rio Negro provém da Machado (1997), que admite o intervalo de 650- Unidade Rio Negro de Matos et al. (1980), cartogra- 620Ma, 600-590/560Ma e 560 a 530Ma para os es- fada na região de Cordeiro-Cantagalo. Segundo tágios pré-, sin-, e pós-colisional, respectivamente. esses autores, seria constituída por “migmatitos de O magmatismo tem sido atribuído à implantação tramas heterogêneas que gradam para tipos homo- de dois arcos magmáticos. Um mais jovem, deno- gêneos ou granitóides (diatexitos)”. Do ponto de minado de Arco magmático Rio Doce, gerado entre vista petrográfico, descreveram “hornblenda-bioti- 590 e 560Ma, e outro mais antigo, denominado de ta-plagioclásio gnaisses com ou sem granada, gra- Arco magmático Rio Paraíba do Sul, implantado no nada-muscovita-biotita-plagioclásio gnaisse e pla- intervalo de 580/590 a 620/650Ma (Figueiredo e gioclásio anfibolito”. Campos Neto, 1993; Wiedemann, 1993; Machado, O presente estudo constatou que na localidade- 1997; Machado & Demange 1998). tipo desse complexo, na fazenda Gerais do Lima, Recentemente, Tupinambá (1999) propôs a de- na margem direita do rio Negro (Matos et al., 1980), nominação de Arco Rio Negro para os ortognaisses trata-se de uma associação de paragnaisses do homônimos que compõem o Domínio Serra do Mar Complexo Paraíba do Sul, em adiantado grau de (figura 4). Este arco, gerado há ca 630Ma segundo fusão parcial in situ. Ocorrem também termos mais o autor, teria um intervalo temporal semelhante ao homogêneos, característicos de granitos tipo S. proposto para o arco Rio Paraíba do Sul. Posteriormente, Pinto et al. (1980) projetaram Um estudo recente de compartimentação tecto- essa unidade para SW, bordejando tratos setentrio- no-magmática baseado em datações U-Pb con- nais do maciço Serra dos Órgãos, passando por vencionais e SHRIMP, além de Pb-Pb por evapora- Duas Barras, Sumidouro, São José do Vale do Rio ção (tabela 1) permite o estabelecimento de uma Preto e Areal, seguindo no rumo SW. Para esses au- estratigrafia granítica para o estado, relacionada tores, a “Unidade Rio Negro “compreende rochas aos sistemas de orógenos Brasiliano II e III) extensamente migmatizadas, cujo paleossoma ge- Esta repartição tectônica é aqui adotada e está ralmente é um biotita gnaisse bandeado”, que evo- associada a uma evolução magmática complexa, lui para um tipo mais homogêneo designado de através da acresção de sucessivos arcos magmáti- “gnaisse granítico ou granito” de composição grano- cos, de W para E: Rio Negro/Serra dos Órgãos/ Rio diorítica a quartzo-diorítica. Assim, a definição origi- de Janeiro. nal foi modificada, passando a incluir ortognaisses.

granitóides tardi a · Brasiliano III Orógeno Araçuaí (545-500Ma) g , g , b e pós-tectônicos 4 5 5, 5 granitóides sin a tardi- · Brasiliano III Orógeno Araçuaí (560-545Ma) g colisionais 3 granitóides pré- a sinco- · Brasiliano III Orógeno Araçuaí (570-560Ma) g lisionais 2 granitóides pré- a sincoli- · Brasiliano II Orógeno Rio Negro (630-600Ma) g sionais 1

–33– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

Finalmente, Tupinambá (1999) restringiu a de- Trajano de Moraes (Ng1rtm) e Complexo Capim signação de Complexo Rio Negro à fração ortoderi- Angola (Ng1rc). vada (ortognaisses), a qual, juntamente com os plú- tons gabróides associados, constituiria o “Arco Rio 5.2.1.2 Unidade Duas Barras (Ng1rd) Negro”, de idade neoproterozóica. A discriminação cartográfica aqui adotada se- Ocorre em duas faixas, a primeira com cerca de gue a proposição de Pinto et al. (1980), posterior- 120km de comprimento e menos de 1km de largura mente confirmada em trabalhos de detalhe por Tu- média que contorna a borda sul do Batólito Serra pinambá (1999), incluindo apenas os ortognais- dos Órgãos. A segunda, situada na borda norte do ses calcioalcalinos de fácies anfibolito (os quais batólito, na região de Duas Barras, tem cerca de não ocorrem na localidade-tipo). Sua definição é 35km de comprimento por 1-2km de largura aflo- aqui expandida, incluindo associações similares rante. É uma fácies homogênea, foliada, de granu- não abordadas em Tupinambá (1999), em especi- lação grossa, porfirítica e de composição tonalítica al: 1) Complexo Trajano de Moraes. Corresponde a trondhjemítica, injetada por leucogranitos tipo S. a uma pequena faixa NE-SW, aflorante nas vizi- nhanças da cidade homônima, no setor nordeste Relações Estruturais da folha Rio de Janeiro; 2) Gnaisse Archer, localmente exibindo restos de gnaisses granulíticos de Ocorre na forma de extensas e estreitas lentes composição enderbítica, como observado na pe- alongadas segundo a direção NE-SW, paralela- dreira abandonada de Nova Iguaçu, situada em mente à foliação interna do plúton e das encaixan- Comendador Soares; 3) Ortognaisse Tingüi; 4) tes. A foliação interna é caracterizada por uma su- Complexo Capim Angola; 5) Metagabros Córrego perfície planar com mergulhos suaves a modera- do Oliveira e Fazenda Fortaleza, 6) Unidade Santo dos (thrust-related) para NW e está relacionada a Aleixo. um evento regional transpressivo que transpôs as Em contrapartida, os leucogranitos tipo S da lo- pretéritas estruturas magmáticas do plúton. calidade-tipo foram aqui designados como Leuco- O complexo é freqüentemente injetado por apófi- granito Gnaisse Serra do Paquequer – Ng1p (junta- ses e venulações de granitóides da Suíte Serra dos mente com a Unidade Bom Jardim, anteriormente Órgãos e pelo Leucogranito Gnaisse Serra do Pa- atribuída ao Complexo Serra dos Órgãos, e o Leu- quequer, as quais truncam a foliação metamórfica cognaisse descrito por Tupinambá, 1999). tangencial pretérita (figura 5). Foram individualizadas duas unidades litoestra- tigráficas nesse complexo: Rio Negro (Ng1r) e Duas Petrologia, Geocronologia e Evolução Barras (Ng1rd). Tectono-magmática

5.2.1.1 Unidade Rio Negro (Ng1r) Trata-se de uma suíte expandida, de composi- ção variando de metagabro a hornblenda-biotita Ocorre na forma de extenso e estreito envelope metagranodiorito, predominando amplamente os na porção mediana e meridional do Batólito Serra termos tonalíticos. dos Órgãos, com direção NE-SW, e estende-se por Os metagabros e dioritos são calcioalcalinos cerca de 160km, com média de 4km de largura. É (Córrego do Oliveira, Fazenda Fortaleza, Córrego constituído por gnaisses cinzentos bandados, de da Prata) e apresentam texturas cumuláticas (Tupi- composição tonalítica e trondhjemítica (TTG), com nambá, 1999); variam de foliados a isotrópicos, e texturas porfirítica recristalizada e augen. Os gnais- são associados a trondhjemitos, eventualmente ses mostram forte foliação de baixo a médio ângu- com assimilação, representando material juvenil de lo. Intercalações de metagabros, metaquartzo dio- arco magmático. ritos e paleodiques anfibolíticos são comuns, en- Quimicamente representam uma suíte calcioal- quanto que gnaisses granulíticos de composição calina expandida (sentido Pitcher, 1983) com com- enderbítica ocorrem localmente (gnaisses Archer e posição variando de gabróica a granítica, classifi- Tingüi). Intrusões e apófises de granitóides do Ba- cada como de médio-K, pré-colisional (Tupinambá, tólito Serra dos Órgãos, adjacente, e de leucograni- 1999), mas que inclui termos trondhjemíticos, de- tos S, são observadas. A unidade engloba também pletados em elementos litófilos de raio iônico gran- os seguintes plútons cronocorrelatos: Gnaisse de (LILE), sendo aqui caracterizada como uma as- Archer (Ng1ra), Gnaisse Tingüi (Ng1rt), Complexo sociação do tipo TTG.

–34– Geologia do Estado do Rio de Janeiro

Uma análise U-Pb convencional em zircões de Petrologia, Geocronologia e Evolução um tonalito gnaisse da pedreira Duas Barras (tabela Tectono-magmática 1), indicou uma idade de 634 ± 10Ma, a qual foi interpretada como a idade de cristalização do plúton São leucogranitóides tendo muscovita como (Tupinambá, 1999). Essa idade é compatível com o principal acessório, ocorrendo ainda biotita, grana- clímax do episódio orogênico Brasiliano II em toda a da, sillimanita e localmente, relictos de anfibólio. Província Mantiqueira (Silva et al., no prelo). Lentes de mármore e megablocos de restitos pa- ragnáissicos bandados e parcialmente fundidos 5.2.2 Leucogranito Gnaisse Serra do (estruturas migmatíticas) ocorrem freqüentemente. Paquequer (Ng1p) Tais características sugerem sua classificação como granito do tipo S. Introdução Datações Pb-Pb por evaporação (tabela 1) revelaram idades variando de ca 589 a 600Ma para os Essa unidade constituída por leucogranitos folia- termos dos leucognaisses da “Faixa Bom Jardim”, dos e gnáissicos do tipo S foi originariamente des- exposta no interior do Batólito Serra dos Órgãos crita por Barbosa & Grossi Sad (1985) como Gnais- (Tupinambá, 1999). O mesmo autor atribuiu a idade se Granitóide da unidade Rio Negro. A mesma foi de 620 ± 17Ma (intercepto inferior), obtida por De- posteriormente detalhada por Tupinambá (1999) lhal et al. (1969), a essa fácies. que a discriminou do Complexo Rio Negro. Como a idade precisa do magmatismo Serra dos Na região de Miguel Pereira foi designada de Ba- Órgãos foi determinada através de estudos U-Pb tólito Serra das Araras (Machado & Demange, SHRIMP em ca 570Ma (Silva 1999), esses leuco- 1994). No presente trabalho os granitóides daquele gnaisses foram discriminados dessa unidade. batólito foram discriminados como outra fase graní- Como conseqüência, foram alternativamente inter- tica, mais jovem, a Suíte Serra das Araras (Ng3a). pretados como granitóides associados à fase sin- Os trabalhos sistemáticos de mapeamento aqui colisional que sucedeu à instalação do Arco Rio desenvolvidos levaram à correlação dessa unidade Negro (Orogênese Rio Negro). com os leucognaisses descritos como Unidade Bom Jardim, da Suíte Serra dos Órgãos (de Tupinambá, 5.3 Episódio Orogênico Brasiliano III / Magmatismo 1999). Conseqüentemente, ambas as unidades são Pré- a Sincolisional (570-560Ma) aqui tratadas conjuntamente, sob a designação de Leucogranito Gnaisse Serra do Paquequer. 5.3.1 Suíte Serra dos Órgãos (Ng2s, Ng2ss) Ocorre na forma de diversas lentes com até 20km de comprimento por 2-4km de largura, nas Introdução porções central e norte do Batólito Serra dos Órgãos, estendendo-se até a cidade de Cantagalo. A Suíte Serra dos Órgãos foi primeiramente refe- Nessa última localidade está associado aos parag- rida como Gnaisses granitóides da Série Serra dos naisses parcialmente fundidos do Complexo Paraí- Órgãos (Rosier, 1957). ba do Sul, sua mais provável rocha-fonte. A unidade foi objeto de recente detalhamento es- A discriminação cartográfica dessa unidade é trutural, litogeoquímico e geocronológico por Tupi- ainda precária, necessitando de trabalhos adicio- nambá (1999), o qual discriminou cartograficamen- nais em escala de semidetalhe para sua melhor ca- te quatro “faixas” com distintas associações petro- racterização. gráficas. Trata-se do maior batólito granítico exposto no Relações Estruturais estado, apresentando uma forma extremamente alongada, com ca 140km de comprimento por Apresenta foliação discreta a moderada, discor- 20km de largura média. O batólito é envolvido nas dante da foliação das encaixantes. É intrusivo nos bordas W e S pelos ortognaisses do Complexo Rio ortognaisses do Complexo Rio Negro e apresenta Negro, no qual é intrusivo, e na borda norte pelo contatos ora abruptos, ora gradacionais (fusão in Leucogranito Gnaisse Serra do Paquequer. Na por- situ), com os paragnaisses do Complexo Paraíba ção nordeste é intrusivo nos paragnaisses do Com- do Sul. Os granitóides do Batólito Serra dos Órgãos plexo Paraíba do Sul. mostram localmente contatos intrusivos com o No presente estudo, devido à falta de detalha- mesmo. mento cartográfico suficiente, optou-se por discri-

–35– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

minar da unidade principal (Unidade Serra dos associadas ao magmatismo pré- a sincolisional do Órgãos – Ng2s) uma fácies marginal do batólito tipo cordilheirano, na classificação de Pitcher (Unidade Santo Aleixo – Ng2ss), onde a fácies regi- (1983). onal, de composição granodiorítica, é muito enri- A quarta “faixa”, denominada por Tupinambá quecida em xenólitos das supracrustais encaixan- (1999) de Bom Jardim, é constituída por leucogra- tes (parcialmente fundidos), constituindo um mig- nitos granadíferos, aqui interpretados como do tipo matito de injeção (figura 5). Não são raros, nos S e, conseqüentemente, correlacionada aos leuco- hornblenda granodioritos regionais, porfiroblastos granitos Serra do Paquequer (Ng1p), ligados à evo- pós-tectônicos de granada crescidos às expensas lução do Arco Rio Negro, predecessor do magma- da assimilação dos gnaisses aluminosos. Somente tismo Serra dos Órgãos. através de mapeamento de semidetalhe será pos- Existem apenas três datações geocronológicas sível obter-se uma discriminação cartográfica con- referentes à suíte (tabela 1). Tupinambá (1999), uti- sistente para essas porções do batólito. Injeções lizando metodologia U-Pb convencional, em tonali- de leucogranito S ocorrem com freqüência. tos de duas localidades distintas, obteve duas idades menos precisas, em zircões fortemente discor- Relações Estruturais dantes, de 559±4Ma e 546±15Ma. Portanto, o resultado SHRIMP de ca 570Ma deve corresponder à O batólito apresenta disposição alongada na dire- melhor estimativa para a idade de cristalização da ção NE-SW, paralelamente à foliação interna do plú- suíte. Duas datações pela sistemática Sm-Nd re- ton e concordante com a principal direção tectônica portadas por Tupinambá (1999), revelaram valores impressa regionalmente nas encaixantes, e está rede eNd fracamente negativos (-5,9 a -4,2, para t = lacionado à deformação transpressiva, caraterística 560Ma) e idade-modelo TDM de ca 1.800Ma, suge- da etapa final de implantação do Ciclo Brasiliano. A rindo mistura de magmas juvenis (neoproterozói- foliação interna, de baixo ângulo (thrust-related) cos) e de litosfera paleoproterozóica, típica de gra- mostra vergência para SE, sendo caracterizada pela nitóides de arcos continentais evoluídos. sobreposição de deformação no estado sólido so- Silva (1999) obteve, pelo método U-Pb SHRIMP bre a foliação de fluxo magmático. em zircões da fácies granodiorítica, uma idade precisa de 569±4Ma em um agrupamento concordan- Petrologia, Geocronologia e Evolução te de 17 zircões (figura 7). Tectono-magmática A idade de ca 570Ma é também compatível com a sua natureza pré-colisional, relativamente ao even- São granitóides à hornblenda e biotita, equigra- to sincolisional da Suíte Rio de Janeiro (ver abaixo), nulares, de granulação grossa, foliação descontí- datada precisamente em ca 560Ma (Silva, 1999). nua, dada por aglomerados centimétricos de biotita e hornblenda (figura 5, fotos 03 e 04). 5.3.2 Suíte Desengano (Ng2d) A composição varia de tonalítica a granítica. A primeira tentativa de discriminação química e car- Introdução tográfica das distintas fácies que compõem a suíte é devida a Tupinambá (1999). O autor subdividiu o A Suíte Desengano, como a maior parte dos gra- batólito em quatro “faixas”, as quais, na escala do nitos S do estado cartografados em escala regional presente mapa, não foram discriminadas. Três das no presente estudo, foi cartografada em trabalhos quatro subdivisões: as faixas Pedrinco, Pedra San- anteriores como metassedimentos do Complexo Pa- ta Tereza e Chevrand são constituídas por granitói- raíba do Sul, integrando o denominado Complexo des calcioalcalinos. São Fidélis-Pão de Açúcar (Fonseca et al., 1998). O único enfoque litogeoquímico abrangente da suí- Ocorre na região nordeste do estado, estenden- te é devido a Tupinambá (1999), sendo a mesma cado-se na direção NE por cerca de 200km, desde Nite- racterizada como calcioalcalina de alto-K e interpre- rói até as proximidades de Italva. É composto por cer- tada como de natureza sincolisional. Entretanto, eli- ca de uma dezena de lentes estreitas (1-4km) e alon- minando-se as análise químicas referentes à “Faixa gadas (até 100km) inseridas nos paragnaisses pelíti- Bom Jardim” daquele autor, as demais análises indi- cos e grauvaqueanos do Complexo Paraíba do Sul. cam sua natureza calcioalcalina de médio potássio. Os granitóides formam uma extensa sucessão de Essa classificação confirma sua natureza composi- pães de açúcar no vale do Desengano, destacan- cional expandida, típica das séries calcioalcalinas do-se dos paragnaisses, restritos às porções mais

–36– Geologia do Estado do Rio de Janeiro

0.100 569 ± 6Ma(2s ) 610 n=17 c 2 088,

0.095 580 206 Pb 570 238 U 560

0.090

540

530

0.085 0.50 0.60 0.70 0.80 0.90 207Pb/ 235 U Serra do Órgãos (Granodiorite)

Figura 7 – Granodiorito Pedro do Rio (Suíte Serra dos Órgãos) Diagrama Concórdia (Wetherill) SHRIMP, mostrando a idade de 569 +/-6Ma, obtida em 17 spots analíticos, interpretada como a idade da cristalização sincolisional do plúton. Em destaque um dos zircões datados (Silva, 1999).

Figura 7 – Pedro do Rio Granodiorite (Serra dos Órgãos Suíte). -SHRIMP Wetherill Concordia diagram displaying the age of 569 +/-6 Ma, performed on 17 analytical spots and interpreted as the age of the pre- to syn-collisional crystallisation of the pluton (Silva, 1999)..

–37– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

baixas do vale. No extremo-norte desse domínio, os Janeiro, estendendo-se daí por cerca de 20km na granitóides passam a apresentar freqüentes man- direção NE, com uma largura de cerca de 10km (fi- chas de granada charnockito, passando gradativa- gura 8). mente para corpos charnockíticos isolados e mesmo Os granitos Pão de Açúcar e Corcovado foram para os granada charnockitos da Suíte Bela Joana. originariamente interpretados e mapeados como Na suíte foram englobados os granitos Santa Te- paragnaisses (Gnaisses Facoidais) por Helmbold reza, Quartéis, Carapebus, Serra da Concórdia e et al. (1965), sendo posteriormente relacionados ao Cassarotiba. Complexo São Fidélis-Pão de Açúcar (Fonseca et al., 1998). O caráter magmático dessas unidades Relações Estruturais havia sido previamente reconhecido em trabalhos de detalhe (Silva & Silva, 1987; Silva et al. 1991, He- São plútons sintectônicos associados a um regi- ilbron et al., 1993). A essas fácies foram correlacio- me transpressivo dextral, de direção NE-SW apre- nados o denominado Plúton Niterói, de Machado & sentando discreta a forte foliação milonítica sobre- Demange (1992) e o Granito Cosme Velho, desig- posta à textura magmática. Não existem trabalhos nado de Leptinito por Helmbold et al. (1965). de detalhe nessa unidade. Granitos Pão de Açúcar (pa) e Petrologia, Geocronologia e Evolução Corcovado (co) Tectono-magmática Constituem os principais plútons expostos na re- São granitos à granada e biotita ou a duas micas, gião sudeste do município do Rio de Janeiro, esten- com uma variada gama de texturas, predominando dendo-se daí para Niterói (Figura 8). São plútons fo- variedades grossas a porfiríticas. liados, com forte e contínuo fabric tangencial. A fá- São granitóides relativamente heterogêneos devi- cies dominante é o Granito Corcovado, caracterizado à presença de numerosos restitos de paragnais- do por biotita e granada como acessórios principa- ses. A discriminação cartográfica entre as fácies is. O Granito Pão de Açúcar é uma fácies subordi- granitóides e as encaixantes, via de regra é bastan- nada, tendo biotita, e localmente hornblenda, como te precária em trabalhos em escala regional. Por principais acessórios. Bolsões e manchas irregula- isso são necessários trabalhos em escala de semi- res, portadoras de ortopiroxênio, ocorrem em algu- detalhe para estabelecer mais precisamente os lins domínios mites entre os domínios graníticos (mais de 90% de fusão) e os paragnaisses com distintas taxas de fu- Leucogranito Gnáissico são parcial. Cosme Velho (cv) Não existem dados químicos nem geocronológi- cos; pelas suas características petrológicas e estru- É um biotita e biotita-muscovita leucogranito turais, a unidade foi correlacionada à Suíte Rio de com granulação média a grossa e forte foliação tan- Janeiro, integrante do Batólito Rio de Janeiro. Os gencial. granitóides caracterizam um arco sincolisional de Todas as fácies apresentam restitos paragnáis- dimensões regionais, o Arco Rio de Janeiro, relacio- sicos do Complexo Paraíba do Sul relativamente nado à Orogênese Araçuaí, durante o Episódio Bra- preservados, podendo também mostrar passa- siliano III (Silva et al., no prelo). gens gradativas aos paragnaisses regionais, ou ocorrer como veios ou bolsões de fusão parcial in 5.3.3 Suíte Rio de Janeiro (Ng2r) situ em meio às encaixantes. A figura 9 mostra a distribuição dessas fácies na Introdução região sul do município do Rio de Janeiro, segundo mapa modificado de Helmbold et al. (1965) e Heil- A Suíte Rio de Janeiro, como originariamente de- bron et al. (1993), que apresentaram também um finida por Silva (1999), inclui granitóides foliados e detalhado estudo estrutural da região. ortognaisses, dominantemente peraluminosos, caracterizados pelo autor como de derivação Relações Estruturais crustal (granitos tipo-S): granitos Pão de Açúcar (pa), Corcovado (co) e Cosme Velho (cv). Ocupa a A foliação interna, de baixo ângulo (thrust-related) maior extensão da região metropolitana do Rio de é caracterizada pela sobreposição de deformação

–38– Geologia do Estado do Rio de Janeiro

Figura 8 – Granito Pão de Açúcar. Importante componente da Suíte Rio de Janeiro, na foto com indicação aproximada do local de coleta da amostra datada. O detalhe (abaixo) mostra a textura megaporfirítica (augen) característica da unidade, (Foto de Ary Bassous/TYBA).

Figure 8 – Pão de Açúcar Granite. Important component of Rio de Janeiro Suite showing the approximated location of the collecting site of the dated sample. The inset (bellow) displays the megaporphyritic (augen) texture characteristic of the unit. (Photo by Ary Bassous/TYBA).

–39– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil 5b g g2 e cv Nr Tonalito Grajaú Grajaú Tonalite

o Normal contact o 5t Paraíba do Sul Complex Post-collisional granitoids

b o o g Qhfl e o N 1ra o MNps e Cosme Velho Gabro Tijuca Tijuca Gabbro Rio de Janeiro Suite Suíte Rio de Janeiro Cosme Velho granites Fault Fluvio/lagoonal deposits cv pa Depósitos flúvio-lagunares Granitóides pré-sin-colisional bgn Garnet-biotite gneisses Pre- to syncollisional granitoid bgn Granada-biotita gnaisses MESO/NEOPROTEROZÓICO MESO/NEOPROTEROZOIC Early pre-collisional granitoids 5a NEOPROTEROZOIC (Brasiliano III) Rio Negro Complex (Archer Gneiss) NEOPROTEROZOIC(Brasiliano II) Granitóide pré-colisional precoce g NEOPROTEROZÓICO (Brasiliano III) Dated sample location 1, 2, 3 NEOPROTEROZÓICO (Brasiliano II) Complexo Rio Negro (Gnaisse Archer) Contato normal Contato transicional (litológico) Transitional (lithologic) contact Falha Localização das amostras datadas 1,2, 3 Foliação metamórfica Metamorphic foliation Foliação metamórfica superimposta à foliação magmática (granitóides do co,pa,cv= Corcovado, Pão de Açúcar and e co, pa, cv,= granitos Corcovado, Pão de Açúcar kin Cordierite-sillimanite gneisses (kinzigites) kin Cordierita-sillimanita gnaisses (kinzigitos) Granito Favela Favela Granite NEOPROTEROZOIC/CAMBRIAN (Brasiliano III) Complexo Paraíba do Sul NEOPROTEROZÓICO / CAMBRIANO (Brasiliano III) Granitóide pós-tectônico de Pão Açúcar o 3km kin o

MNps o

1 ATLÂNTICO o o bgn MNps o

o pa

o o 2

I OCEANO o o o o Viúva 43º10

Morro da o pa 1 o

o : 1 - Helmbold R ., Valença J.G., Leonardos Jr.

o o o 0 o o o

o o Copacabana de Praia o o Qhfl

Qhfl o o + g2 o o o Nr cv o o o o o

g2 o o o pa Nr o o o o o o o o Cosme Velho o o o o o o cv o o o o o o Corcovado o o o o o o o o o o Praia de Ipanema o o o Lagoa o Rodrigo de Freitas o o o o o g2 co

o Nr o o Qhfl Qhfl 2

o o Leblon

o o

cv o

Tijuca o o

o o

o o o

o o

o o I o

o oo

o 43º15

kin o

o o

o MNps o

o o

S. Do o o

o o

o o o

Engenho Novo o

o o

bgn o o

o MNps o

o o

o 5a o o g2

a ATLÂNTICO g 5b

o Qhfl

o Nr co g o

Grajaú o e o

g2 o

o o

o o o

Nr o

o o N1ra o

o o

oo o

o o

ooooo

o o

5a o o

5a o g o

Conde

o o

OCEANO g o

e o

e o o o In Atas III Simpósio de Geologia do Sudeste, Rio de Janeiro, SBG. p. 174-179). In Atas III Simpósio de Geologia do Sudeste, Rio de Janeiro, SBG. p. 174-179).

Pedra Bonita o

o o

5a o Qhfl

g o

o o

e o

o o o

o a o o Pico do Elefante o

g o

o N1ra

o N 1ra

o o

o o o 5t

b o 5a

o Furnas o e o

o o

o o 5a g

Jacarepaguá e

o o o o

o o

o 23º00’ 22º55

o 43º20 a 9 – Mapa Geológico Simplificado da Região Sul do Município do Rio de Janeiro (modificado de: 1 - Helmbold R., Valença, J.G., Leonardos Jr.

o o o Bessa M. 1993. Litoestratigrafia, evolução tectono-metamórfica e magmatismo pré-cambriano do setor sudeste do município do Rio de Janeiro. Figur Figure 9 –. Simplified Geological Map of south side of Rio de Janeiro Metropolitan Area (modified after Bessa M. 1993. Litoestratigrafia, evolução tectono-metamórfica e magmatismo pré-cambriano do setor sudeste do município do Rio de Janeiro. O.H. 1965. Mapa Geológico do Estado da Guanabara, Escala 1:50.000. Rio de Janeiro, DNPM / MME; 2 - Heilbron M., Pires F.R.M., Valeriano C., O.H. 1965. Mapa Geológico do Estado da Guanabara, Escala 1:50.000. Rio de Janeiro, DNPM / MME; 2 - Heilbron M., Pires F.R.M., Valeriano C.,

–40– Geologia do Estado do Rio de Janeiro

no estado sólido sobre a foliação de fluxo magmáti- Paraíba do Sul (Silva & Ferrari, 1976), que englobava co. Está relacionada às fases deformacionais D1/D2 a presente unidade e outras rochas da fácies granu- (Heilbron et al. 1993) - figura 5 (foto 01). lito ocorrentes mais a noroeste. Batista et al. (1978) passaram a designá-la como Unidade Bela Joana, e Petrologia, Geocronologia e Evolução Grossi Sad et al. (1980), de Seqüência Charnockíti- Tectono-magmática ca. Fonseca et al. (1998) utilizaram o termo Suíte Enderbítica Bela Joana, correlacionando-a ao Com- Apresentam texturas megaporfiríticas recristali- plexo Juiz de Fora. Porcher (1997) denominou-a de zadas, com augen de K-feldspatos podendo atin- Gnaisses Charnockíticos. gir 5-10cm de comprimento médio (figura 5, Foto Ocorre sob a forma de dois corpos alongados, de 01). O único estudo químico disponível para a suíte direção NE-SW, situados nos quadrantes norte e é devido a Machado & Demange (1992), que clas- nordeste do estado. A faixa mais expressiva alcança sificaram o Plúton Niterói como uma associação 125km de extensão, com desenvolvimento até o limi- calcioalcalina, a qual deve corresponder à fácies te do estado, daí estendendo-se continuamente para Pão de Açúcar. A presença de manchas charnockí- o Estado do Espírito Santo, e tem largura máxima de ticas nesse granito, possivelmente associadas a cerca de 24km, incluindo a intercalação de uma faixa processo de charnockitização in situ (Heilbron et de granitóides tipo-S da Suíte Desengano. Uma série al., 1995), sugere a influência de magmas peralu- de faixas menos expressivas ocorre na região de Ita- minosos tipo-S na gênese desses granitos, uma peruna, que estendem-se para o Espírito Santo. vez que os charnockitos magmáticos da região têm origem S (Silva et al., no prelo). Além disso, a maior Relações Estruturais extensão aflorante da unidade, equivalente aos granitos Corcovado e Cosme Velho, corresponde a Trata-se de granitóides com texturas e estruturas granitóides peraluminosos, do tipo-S, devido à sua magmáticas bem preservadas, porém mostrando composição modal rica em granada e a duas mi- superposição de deformação no estado sólido, re- cas. lacionada a seu posicionamento sintectônico à de- As fácies Pão de Açúcar e Corcovado foram re- formação tangencial regional. Em zonas de alto centemente datadas pelo método U-Pb SHRIMP strain adquirem estruturas microbandadas, gnáis- (Tabela 1), fornecendo idades de cristalização de sicas, motivo pelo qual têm sido confundidos com ca 560Ma (Silva 1999). A Figura 10 mostra um dos os ortognaisses granulíticos do Complexo Juiz de zircões datados, referente ao Granito Pão de Açú- Fora, podendo apresentar contatos transicionais car, e a Figura 11, por sua vez, a respectiva Con- com os granada granitos S da Suíte Desengano. córdia. A Figura 12 mostra a Concórdia obtida Freqüentemente são cortados por uma segunda para o Granito Corcovado, bem como um dos zir- geração de leucogranitos S (leptinitos, de Batista et cões empregados na datação. al. 1978). Por tratar-se de granitóides do regime sincolisional, esse resultado fornece a idade precisa da coli- Petrologia, Geocronologia e Evolução são à qual está vinculada a geração dos granitos. Tectono-magmática Além disto, pela existência de idades similares em uma extensa faixa de granitos crustais estenden- São granitóides de cor cinza-escuro a esverdeado-se do Rio de Janeiro ao sul da Bahia, foi possível do, de granulação média a grossa, freqüentemente a caracterização de uma extensa estrutura designa- porfiríticos, com fenocristais euédricos de feldspa- da Batólito Rio de Janeiro, que caracteriza um arco to de até 2cm. São constituídos de quartzo, felds- sincolisional de dimensões regionais, o Arco Rio de pato esverdeado, orto e clinopiroxênio em peque- Janeiro, relacionado ao Episódio Brasiliano III (Silva nos prismas pretos a esverdeados, granada rósea et al., no prelo). e pouca biotita. São isotrópicos, apresentando, próximo aos contatos, foliação cataclástica que im- 5.3.4 Suíte Bela Joana (Ng2b) prime uma textura gnáissica. Petrograficamente, os termos mais freqüentes são os charnoenderbitos Introdução com variações para charnockitos e noritos. Rêgo (1989) caracterizou a suíte como uma asso- A unidade foi mapeada como pertencente ao ciação charnockítica com gabro-noritos, enderbitos Complexo Charnockítico, integrante da Associação e charnockitos, incluindo também gabro-noritos e

–41– rgaaLvnaetsGoóio áio oBrasil do Básicos Geológicos Levantamentos Programa –42–

Figura 10 – Granito Pão de Açúcar - Imagens de elétrons retro-espalhados (esquerda) e catodoluminescência (direita) em cristal de zircão datado na "Microsonda Iônica de Alta Resolução" (Sensitive High Resolution Ion Microprobe -SHRIMP (círculos brancos). A população datada é constiuída por cristais magmáticos, homogêneos. O cristal mostrado é uma exceção; tem borda magmática, datada em 559± 4 Ma (idade de cristalização do corpo) e núcleo (sub-arredondado) de 1340± 9 Ma. Foi interpretado como detrítico, herdado dos paragnaisses encaixantes (Complexo Paraíba do Sul). Conseqüentemente, fornece uma estimativa aproximada para a idade máxima de abertura da bacia de ca 1340 Ma. (Silva et al., no prelo).

Figure 10 - Pão de Açúcar Granite - Backscattering (left) and cathodoluminescence (right) images on zircons dated by SHRIMP systematics (white circles).The dated population comprises magmatic, homogeneous crystals. The showed crystal is an exception; it has a magmatic rim, dated at 559±± 4 Ma and a subrounded core aged at 1340 9 Ma. It has been interpreted as a detrital grain inherited from the paragnaissic country-rock (Paraíba do Sul Complex). Accordingly, 1340 Ma may be considered the approximated maximum opening age for the basin (Silva et al., in press). 0.11

650 559± 4 Ma( 2s ) n=21 c2 2.24 0.10 600 206 Pb 238 U

0.09 550 –43– .

500 0.08 0 .6 0.7 0.8 0.9 1.0 207Pb/ 235 U elgad saod i eJaneiro de Rio do Estado do Geologia Pão de Açúcar Granite

Figura 11 – Granito Pão de Açúcar. Diagrama Concórdia (Wetherill) SHRIMP, mostrando a idade de 559 +/- Ma, obtida em 21 spots analíticos e interpretada como a idade de cristalização do plúton sob regime sincolisional (Silva 1999).

Figure 11 – Pão de Açúcar Granite. SHRIMP Wetherill Concordia diagram displaying the age of 559 +/-, Performed on 21 analytical spots and interpreted as the age of the syn- collisional crystallisation of the pluton (Silva 1999). Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

0.35 560 ± 7Ma(2s ) 0.30 n=19 c 2 2.04 1600

0.25 0.098 590 206 580 Pb 0.094 238 U 0.20 570 1000 560 0.090 550 0.15 800 540

0 .086 530 0.10 520 0.62 0.70 0.80

0.05 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 207Pb/ 235 U Corcovado Granite

Figura 12 – Granito Corcovado. Diagrama Concórdia (Wetherill) SHRIMP, mostrando a idade de 560±7Ma, obtida em 19 spots analíticos e interpretada como a idade da cristalização sincolisional do plúton. Em destaque um dos zircões datados (Silva 1999).

Figure 12 – Corcovado Granite. SHRIMP Wetherill Concordia diagram displaying the age of 560± 7 Ma, performed on 19 analytical spots and interpreted as the age of the syn-collisional crystallisation of the pluton. The inset exhibits one of the dated zircons (Silva 1999).

–44– Geologia do Estado do Rio de Janeiro

leuconoritos como enclaves, com predominância com 24km de comprimento por 2km de largura in- dos termos intermediários. Foram quimicamente ca- tercalado nos metassedimentos do Complexo Pa- racterizados como tendo afinidades calcioalcalinas, raíba do Sul, e uma ocorrência menor (7kmx2km) cuja origem seria, portanto, mantélica, relacionada à no pontão W da restinga de Marambaia. subducção de crosta oceânica. Não existem datações precisas da unidade, cons- Relações Estruturais tando apenas uma datação Rb-Sr (Siga Jr. & Tassina- ri, 1989), que forneceu a idade de 603 ± 50Ma e razão São granitóides com texturas magmáticas bem inicial de Sr indicativa de formação a partir de proces- preservadas, com sobreposição de foliação no es- sos de fusão parcial de materiais crustais. tado sólido, paralela ao alongamento NE-SW dos Trabalhos litogeoquímicos em outras ocorrências plútons. Essa feições são indicativas da natureza de granada charnockitos do estado (Jord- Evange- sintectônica, sincolisional, dos corpos. lista, 1996; Duarte et al., 1999) confirmaram sua natureza crustal, peraluminosa, enquanto os termos Petrologia, Geocronologia e Evolução máficos gabro-noríticos foram caracterizados como Tectono-magmática xenólitos (Jord-Evangelista, 1996; Duarte et al., 1999). As rochas dessa suíte são composicionalmente As características químicas e anatéticas dessas indistinguíveis da Suíte Bela Joana, a não ser pela rochas levaram Silva et al. (no prelo) a classificá-las presença mais rara de granada. Inclui variações de como uma variedade de granitóides do tipo C (sen- charnockito a enderbito, passando por quartzo su Killpatrick & Ellis, 1992), porém resultante da fu- monzonito. são de paragnaisses aluminosos (do Complexo Pa- Representam variedades de granitos tipo-C raíba do Sul) e não da fusão de ortognaisses, como (sensu Killpatrick & Ellis, 1992), conforme admitido preconizado por Killpatrick & Ellis (1992). para a Suíte Bela Joana por Silva et al. (no prelo), De acordo com Machado & Demange (1998), a com os quais são correlacionados. suíte pertence ao grupo de granitóides neoprotero- Não existem dados petrográficos ou isotópicos zóicos pré-F2, do “Cinturão Paraíba do Sul”, afeta- disponíveis para a suíte. dos pelo metamorfismo e pela foliação regional (F2). Apesar dessas inferências, a integração regional 5.3.6 Suíte Natividade (Ng2n) aqui sintetizada permite correlacionar a unidade aos demais granitóides sincolisionais do Evento Introdução Brasiliano III, e inferir-se uma idade aproximada de 560Ma, a qual deve ser testada em futuros traba- A unidade tem ocorrência restrita ao extremo noro- lhos geocronológicos. este do estado na forma de diversos corpos alongados segundo a direção NE, o maior com cerca de 5.3.5 Suíte Ilha Grande (Ng2i) 28km de extensão e 2-4km de largura. Os plútons es- tão alojados nos metassedimentos do Complexo Pa- Introdução raíba do Sul. Parte da unidade foi anteriormente mapeada como metassedimentos (Barbosa et al., 1981). As primeiras referências a rochas charnockíticas Da mesma forma que a Suíte Angelim, devido à no litoral sudoeste do estado são devidas a Ebert falta de detalhamento cartográfico a Suíte Nativida- (1968) que descreveu uma ocorrência de charno- de engloba fácies metaluminosas à hornblenda ckito em Ubatuba. Essas rochas, como no caso da (granito tipo-I) e fácies granadíferas, peralumino- Suíte Bela Joana, eram interpretadas como gnais- sas, do tipo-S. Não existem controles estruturais ses granulíticos do embasamento, sendo sua natu- precisos nem dados químicos e geocronológicos. reza magmática reconhecida mais recentemente. Na presente integração, a suíte engloba também 5.3.7 Suíte Angelim (Ng2a) o Charnockito Ubatuba (Ng2iu). Sua ocorrência é restrita ao litoral sudoeste do Introdução estado. Na Ilha Grande constitui um plúton com 20km de comprimento por 6km de largura, alterna- Esta suíte foi originariamente designada de do com faixas paralelas de granitóides da Suíte Complexo Diatexítico II / Unidade Angelim por Ba- Serra dos Órgãos. No continente constitui um corpo tista et al. (1978). Parte da suíte foi designada como

–45– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

Unidade Santo Eduardo, do Complexo Paraíba do domínios transicionam para os granitóides da Suíte Sul, por Grossi Sad et al. (1980). Desengano. Tal como os demais granitóides do regime colisional, essa suíte ocorre em lentes alongadas na dire- 5.3.8 Suíte Rio Turvo (Ng2rt) ção NE e encaixadas nas supracrustais do Comple- xo Paraíba do Sul. A faixa principal estende-se das Introdução proximidades de São José do Ribeirão até as proximidades da divisa com o Estado do Espírito Santo, Trata-se de uma suíte peraluminosa do tipo-S, totalizando cerca de 135km, com largura média de descrita como Granito Rio Turvo, que é sintectônico 2-3km. Outra lente menor ocorre a norte da serra de à fase deformacional principal (Machado et al., Santo Eduardo, estendendo-se daí para o norte e ul- 1989). Posteriormente, Almeida et al. (1993) amplia- trapassando o limite com o Estado do Espírito Santo. ram o conceito para abranger todos os granitóides Embora tenha sido mantida a cartografia propos- foliados encaixados nos metassedimentos. Foi obje- ta para a unidade no trabalho de Fonseca et al. to de detalhamento estrutural e cartográfico por Heil- (1998), o presente estudo revelou que parte dessa bron et al., (1993) e do ponto de vista isotópico por unidade não corresponde à série calcioalcalina ca- Valladares (1996). racterizada por Rêgo (1989), mas a uma associa- Ocorre na forma de plútons alongados na dire- ção peraluminosa tipo-S, a qual não pôde ser dis- ção NE-SW, no limite nordeste do estado, entre as criminada na escala de trabalho. cidades de Resende e Barra Mansa, encaixado nos metassedimentos do Complexo Embu/Grupo Relações Estruturais Andrelândia. O plúton principal tem 48km de comprimento, estendendo-se para SW para o Estado A suíte é caracterizada por granitóides com fa- de São Paulo, com uma largura média de 8km. bric planar, marcada pelo alinhamento de pórfiros Além desse ocorre mais um corpo alongado, com esbranquiçados de feldspato e pelos minerais má- 40km de comprimento e cerca de 1km de largura. ficos. Muitas vezes apresentam-se milonitizados, particularmente nos contatos com o Complexo Pa- Relações Estruturais raíba do Sul. Segundo Valladares (1996) os corpos estudados Petrologia, Geocronologia e Evolução apresentam contatos gradacionais com os metasse- Tectono-magmática dimentos encaixantes, dos quais derivam através de fusão parcial. Segundo essa autora, ocorrem tam- São rochas de granulação média a grossa e colo- bém em associação com os ortognaisses da Suíte ração variando de cinza-claro a cinza-escuro, folia- Quirino, com os quais apresentam contatos bruscos. das. A composição dominante é tonalítica, variando São corpos sintectônicos, com forte foliação mi- até termos graníticos e granodioríticos. As fácies mais lonítica. Heilbron (1993) descreveu foliações S-C comuns são biotita tonalitos, hornblenda-biotita tona- entre outros indicadores cinemáticos, o que lhe lito e plagioclásio-hornblenda-granada granodiorito. permitiu hierarquizar a suíte como g2. A granada nunca ultrapassa 5%. A microclina eventualmente ocorre na forma de megacristais pertíticos. Petrologia, Geocronologia e Evolução Xenólitos de rocha calcissilicática e paragnaisses Tectono-magmática aluminosos do Complexo Paraíba do Sul ocorrem localmente. Machado et al. (1989) e Valladares (1996) classi- De acordo com Machado & Demange (1998), a ficaram a suíte como composta por leucogranitos suíte é correlacionável aos granitóides pré-F2. peraluminosos do tipo-S, sintectônicos à fase de- Rêgo (1989; in Machado & Demange, 1998) deta- formacional principal. São muito ricos em restitos lhou essas rochas do ponto de vista litogeoquímico, de paragnaisses encaixantes. caracterizando-as como de afinidade calcioalcalina, São granitóides porfiríticos, com pórfiros recris- relacionada à subducção de crosta oceânica. talizados de feldspatos e matriz a quartzo, plagio- Além dessa fácies calcioalcalina, tonalítica do- clásio, biotita, muscovita, granada e sillimanita (Val- minante, foram caracterizados domínios peralumi- ladares, 1996). nosos granadíferos, de composição potássica e A suíte foi datada através do método U-Pb em classificados como granitos tipo S, que em alguns monazita, em 579 ± 2Ma, a qual foi intepretada pela

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autora como idade de cristalização (Valladares, Serra das Abóboras. Ainda como corpos correlatos 1996). A mesma autora considerou que a sua intru- ocorrem os granitos: Quebra Cangalha, Lagoinha, são representaria também a idade do pico do meta- Serra do Ipiranga, Serra das Abóboras, Serra da morfismo associado à deformação d1/d2 de Heil- Concórdia, Serra das Frecheiras, Ribeirão Laranjei- bron (1993). ra e Parati-Mirim. O Granito Rio Turvo, eventual- No presente trabalho a suíte foi hierarquizada mente correlacionável, foi aqui abordado como Suí- como granitóides sincolisionais, do domínio Juiz de te Rio Turvo (Ng3rt). Fora/Paraíba do Sul (g2), possivelmente associada ao pico termal responsável pela cristalização da Relações Estruturais Suíte Rio de Janeiro, precisamente datada em ca 560Ma (Tabela1). A suíte tem sido posicionada como sin-F2 (Ma- chado, 1997). São corpos com expressão batolíti- ca, estrutura foliada e posicionamento em níveis 5.4 Episódio Orogênico Brasiliano III / Magma- mesozonais, da fácies anfibolito médio e superior. tismo Tardi-colisional (560-545Ma) De um modo geral no centro do batólito são comuns estruturas de fluxo ígneo, enquanto que nas 5.4.1 Suíte Serra das Araras (Ng3a) bordas predominam estruturas deformacionais resultantes de cisalhamento transcorrente, com dire- Introdução ção NE-SW. Em outras palavras, ocorre uma obliteração pro- As rochas dessa unidade têm sua principal área gressiva da textura ígnea magmática original, de- de distribuição ao longo da região norte do estado, nominada pre-full crystallization fabric, para um numa faixa de direção NE-SW com aproximada- tipo extremamente foliado, onde é marcante a pre- mente 300km de extensão, desde a cidade de Ita- sença da foliação gerada em estado sólido (crystal peruna, a nordeste, até o extremo-sudoeste do es- plastic strain fabric). tado, na cidade de Angra dos Reis, passando pela A transição das estruturas magmáticas para tectô- represa do ribeirão dos Lajes. A largura dessa faixa nicas é caracterizada pela presença de megacristais é irregular, tendo maior expressão na porção sudo- de microclina, que evoluem para facóides estirados, este, onde forma a Serra das Araras. Ela prosse- elipsoidais, com recristalização dinâmica incipiente gue, com o nome de granito Parati-Mirim, para oes- em suas bordas e caudas desenvolvidas. te da baía da Ilha Grande, ao sul da cidade de Para- Os limites setentrionais da unidade são marca- ti, até a fronteira com o Estado de São Paulo, com dos por falhas transcorrentes dextrais, enquanto largura em torno de 10km e extensão de aproxima- que nas bordas meridionais ocorrem falhas oblíquas damente 20km. Mais duas faixas acham-se mapea- com mergulhos para NW. Os contatos são com ro- das no Estado do Rio de Janeiro. A primeira, ao nor- chas de idade mesoproterozóica/neoproterozóicas te da cidade de Barra Mansa, com 50km de compri- de alto grau, como é o caso dos paragranulitos e as mento e largura irregular, em torno de 15km, borde- metagrauvacas do Complexo Paraíba do Sul, as últi- ja a fronteira entre os estados do Rio de Janeiro e mas representadas por granada-biotita-sillimanita São Paulo. A segunda localiza-se entre as margens gnaisses, cordierita-sillimanita gnaisses e xistos gra- do rio Paraibuna e a cidade de Rio das Flores; pos- fitosos. Contatos ocorrem também com rochas tona- sui largura menos expressiva, porém com extensão líticas, trondhjemíticas e graníticas do tipo TTG do em torno de 40km. Complexo Rio Negro. Além de Machado et al. (1989) responsáveis pela definição original desse conjunto de granitói- Petrologia, Geocronologia e Evolução des, diversos autores como Heilbron et al. (1994), Tectono-magmática Machado & Demage (1994a, 1998), Porcher (1997) e Corrêa Neto et al. (1993, 1994), vêm con- São granada-biotita granitos foliados do tipo-S, tribuindo para a evolução dos conhecimentos pe- predominantemente leucocráticos, com grã média trográficos, químicos, petrológicos, estruturais, a grossa, exibindo variedades porfiríticas. São mui- geocronológicos e geotectônicos das rochas des- to ricos em restitos de paragnaisses e, localmente, sa unidade. ocorrem blastomilonitos com níveis de calcissilicá- No presente trabalho a Suíte Serra das Araras in- ticas deformadas. Também são freqüentes encla- clui duas fácies: Granito Serra das Araras e Granito ves de possíveis paleodiques anfibolíticos, além de

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injeções tardias de composição granítica. Segundo Paraíba do Sul. Apresentam foliação nos bordos, Corrêa Neto et al. (1993, 1994), as rochas granitói- interpretada por Heilbron (1993), como resultante des da serra das Araras variam de sienogranitos, da combinação de fluxo magmático com efeitos da monzogranitos e chegam até granodioritos, haven- deformação D2, dobrada e cisalhada pela deformado predomínio de granito porfirítico, com fenocris- ção D3 subseqüente. tais de microclina com até 5cm de comprimento. Os domínios de biotita-granada gnaisse com in- Petrologia, Geocronologia e Evolução tercalações de rocha calcissilicática e quartzitos Tectono-magmática são interpretados como remanescentes dos protó- litos da fusão que gerou o granitóide Serra das Ara- Heilbron (1993) descreveu os granitos Pedra Se- ras. lada e Serra do Lagarto como granitos porfiróides, Embora pareça mais consensual a classificação contendo megacristais subédricos de K-feldspato de granito do tipo-S para essa unidade, adotada in- de até 12cm de comprimento. A matriz é rica em bio- clusive no presente trabalho, Heilbron et al. (1994), tita, com proporções menores de quartzo, plagioclá- Heilbron (1995) e Machado & Demange (1994) ad- sio e K-feldspato. Apresentam enclaves máficos ri- vogaram uma classificação de granito do tipo I para cos em anfibólio e lentes quartzo dioríticas. Os con- as rochas da unidade em questão. tatos são gradacionais e bruscos com um leucogra- Machado (1997), ao analisar os granitóides da nito gnáissico, que ocorre como sills ou bolsões no Faixa Ribeira no Estado do Rio de Janeiro, denomi- interior dos granitos. nou de Batólito Serra das Araras o que no presente Heilbron (1993) apresentou ainda, dados quími- trabalho é considerado Suíte Serra das Araras, cos para o granito Serra do Lagarto que indicaram além de que também os caracterizou como grani- uma classificação como granito do tipo-I, tardi a tóide sin-F2 e com idade entre 630 e 570Ma. Ma- pós-colisional, da série calcioalcalina de alto-K. Os chado & Demange (1994) consideraram as rochas padrões de terras-raras sugerem que plagioclásio dessa unidade como sin-F2, tipo-S, com emplace- e anfibólio são minerais residuais na área-fonte. Os ment em ambiente catazonal e compatível com a dados indicaram uma fonte mantélica (com conta- fácies anfibolito. minação crustal durante sua ascensão) ou fonte Heilbron et al. (1994) e Heilbron (1995) não só crustal. consideraram os granitóides da Serra das Araras Dados geoquímicos obtidos para o granito Serra como leucogranitos do tipo-I, como também pós- do Lagarto (Junho et al. 1999) indicam magmatismo colisionais e tardi-D3, com idades entre 540 e calcioalcalino de alto-K, do tipo-I, fracamente pera- 520Ma. luminoso a metaluminoso. Junho et al. (1995) e Ju- nho & Abreu (1996) sugeriram um modelo evolutivo 5.4.2 Suíte Pedra Selada (Ng3p) de mistura de magma máfico derivado na crosta inferior (lentes de quartzo diorito fino) e magma ácido, Introdução anatético, peraluminoso (leucogranito gnaisse). Uma datação U/Pb, obtida por Valladares (1996) As rochas dessa suíte foram primeiramente des- no Granito Taquaral (em titanita), forneceu idade de critas por Heilbron (1993) nos arredores de Pedra ca 553Ma. Selada, a norte de Resende. Os granitos Serra do Lagarto, este situado a leste da localidade de Car- 5.4.3 Suíte Varre-Sai (Ng3v) los Euler e forma a serra do Lagarto (Heilbron, 1993), Paiol Velho e Taquaral (Valladares, 1996), fo- Introdução ram neste trabalho agrupados nessa suíte. Excetu- ando o granito Taquaral, que é intrusivo em rochas Esta suíte é representada por quatro corpos situado Complexo Paraíba do Sul, os demais granitos dos na porção NE do estado, aflorantes nas proximi- são intrusivos em rochas do Grupo Andrelândia. dades das localidades de Varre-Sai, Porciúncula e norte de Miracema, estendendo-se para os estados Relações Estruturais de Minas Gerais e Espírito Santo. São encaixados no Complexo Paraíba do Sul, onde ocorrem na forma Ocorrem na forma de corpos alongados na dire- de corpos alongados com até 16km de comprimen- ção NE-SW ou como lentes paralelas à foliação to. A suíte foi originariamente designada como Gra- principal do Grupo Andrelândia ou do Complexo nitóide Varre-Sai por Barbosa et al., (1981). Posteri-

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ormente no Estado do Espírito Santo foi cartografa- ções de alto strain imprimindo regionalmente à ro- da como Suíte Intrusiva Espírito Santo (Machado Fi- cha um fabric de tectonito ultramilonítico LS, fina- lho et al. 1983) e Intrusivas Ácidas Sin- a Tardi-Tan- mente foliado. genciais (Vieira, 1997). A principal ocorrência da fácies Itajara (Ng3sai) está exposta continuamente desde a localidade de Relações Estruturais Além Paraíba até as proximidades de Itajara. Este corpo possui cerca de 80km de comprimento por Constituem maciços alongados, foliados, apre- menos de 100m de largura. sentando deformação nas bordas, enquanto nas Marcadores cinemáticos como sigmóides de porções centrais são observadas estruturas de flu- quartzo, indicam movimento dextral. Também foi ob- xo ígneo. Correspondem a granitóide tardi-colisio- servada boudinage da foliação milonítica. As encai- nais ligados a movimentos transpressivos. xantes são paragranulitos terrígenos e carbonáticos De acordo com Machado & Demange (1998), da Unidade Itaperuna, Complexo Paraíba do Sul. pertencem ao grupo dos granitóides sin-F3, do Cin- turão Paraíba do Sul, associados a zonas de cisa- Petrologia, Geocronologia e Evolução lhamento transcorrente Tectono-magmática

Petrologia, Geocronologia e Evolução Apresentam composição monzonítica a quartzo Tectono-magmática monzonítica, contendo (quartzo), mesopertita, cli- nopiroxênio e anfibólio. Pode tratar-se de rocha al- São biotita-hornblenda granitos, foliados, even- calina, porém não existem dados químicos que tualmente bandados, porfiríticos (porfiroclásticos), permitam a comprovação da origem. A textura ul- apresentando domínios isotrópicos em zonas de tramilonítica, totalmente recristalizada sob a forma baixo strain. Não existem dados petrológicos dis- de agregados poligonais com tamanho de grão mi- poníveis. limétrico (blastomilonito), indica recristalização em níveis crustais profundos. A presença de manchas 5.4.4 Suíte Santo Antônio de Pádua (Ng3 sa) portadoras de ortopiroxênio, cortando a estrutura milonítica, é localmente observada. Introdução A fácies Itajara é composta por uma matriz de quartzo, microclina, plagioclásio, hornblenda, e bioti- Nesta suíte foram englobados os anfibólio grani- ta. Apresenta o mesmo grau de deformação que o tóides miloníticos a ultramiloníticos, com texturas granito Santo Antônio de Pádua, porém preserva por- granoblásticas, blastomiloníticas e augen, inicial- firoclastos remanescentes de microclina e plagioclá- mente designados como Granito Miracema (Caniné, sio. Trata-se de um granito do tipo-I. 1992). Engloba também o Granito Itajara (Ng3sai). Ocorrem no noroeste do estado, entre as localidades de Santo Antônio de Pádua e Baltazar, na 5.5 Episódio Orogênico Brasiliano III/Magma- forma de cristas extremamente alongadas que se tismo Tardi a Pós-tectônico (545-500Ma) destacam no interior do Complexo Paraíba do Sul no qual são intrusivos. 5.5.1 Suíte Getulândia (eg4g) Esses granitos são intensivamente explotados como pedra-de-corte, sendo suas diversas fácies Introdução comercialmente conhecidas como Olho de Pombo, Pedra Madeira, Ouro Velho e Pedra Preta. São aqui agrupados os granitóides do tipo I, intrusivos no Complexo Paraíba do Sul, intimamente Relações Estruturais relacionados às zonas de cisalhamento transcorrente. Na literatura têm sido classificados como tar- Ocorre na forma de estreitas cristas em zonas de di-colisionais, sin-D3 (Valladares et al., 1995) e cisalhamento transcorrente que cortam o Comple- sin-F3 (Machado, 1997). xo Paraíba do Sul. São extremamente alongadas, A suíte engloba os corpos de Arrozal, Getulândia com comprimento de até 45km e menos de 100m e Vassouras (Machado, 1984) e o Maciço de Parati de largura, dispostas segundo a direção NE-SW. A (CPRM/DRM, 1983). O granito Getulândia ocorre cristalização desses corpos ocorreu sob condi- entre as cidades de Barra Mansa e Rio Claro, for-

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mando um corpo lenticular alongado que mede 5.5.2 Plútons Toleiíticos Máficos/ Complexo aproximadamente 10km de comprimento por 2km Básico Gleba Ribeira (eb5g) de largura. O granito Vassouras, situado a SE da cidade homônima, é um corpo alongado, medindo Introdução aproximadamente 40km de comprimento por 4km de largura. O granito Arrozal, situa-se a 12km a NW Originalmente definido pela GEOMITEC (1981), do granito Getulândia e mede aproximadamente o plúton de Gleba Ribeira apresenta forma meio 15km de comprimento. elíptica, segundo NE-SW, aqui foi renomeado de O granitóide Serra da Bocaina (Almeida et al., Complexo, agrupando numerosos plútons crono- 1993), também pertencente a esta suíte, localiza-se correlatos. Em especial: a sudeste da cidade de Bananal e foi classificado i) a Intrusão Ultrabásica de Areal, descrita em pelos autores como granitóide do tipo-S (pré/sinco- detalhe por Leonardos (in: Moraes et al., 1935); ii) o lisional), foliado, apresentando enclaves de rochas peridotito da fazenda Laranjeiras, entre Areal e Por- calcissilicáticas. tões; iii) o Maciço Gábrico de Amparo (Matos et al., 1980); iv) o corpo intrusivo de 2,5x1km exposto a W Relações Estruturais da Vila de Amparo, entre Nova Friburgo e São José do Ribeirão; v) o Metagabro da Tijuca (Heilbron et Os plútons têm dimensões variáveis, constiuindo al., 1993) no município do Rio de Janeiro. Esse últi- desde stocks até pequenos batólitos, alongados mo foi detalhado, entre outros autores, por Lamego segundo a direção NE-SW. (1938, 1948), Helmbold et al., (1965), Andrade Ra- Apresentam comumente estruturas de fluxo íg- mos & Barbosa (1965) e Leonardos Jr. (1973). neo na parte central dos corpos, passando para estruturas deformacionais nas bordas, onde mostram Relações Estruturais, Petrologia freqüentes texturas miloníticas e protomiloníticas. e Geocronologia Os contatos destas rochas são freqüentemente tectonizados e concordantes com as encaixantes. O trabalho da GEOSOL (1981) demonstrou o ca- Nos maciços Parati e Vassouras são descritos con- ráter não deformado do corpo ultrabásico de Areal tatos transicionais (Machado, 1997). e sua natureza intrusiva nos paragnaisses migmatí- ticos do Complexo Paraíba do Sul. Petrologia, Geocronologia e Evolução Levantamentos da GEOMITEC (1981) descre- Tectono-magmática vem esse Complexo como formado por noritos, olivina gabros e melanoritos grossos, injetados por Machado (1997) descreveu as rocha pertencen- micronoritos e micromelanodioritos, configurando tes a esta suíte como biotita-anfibólio granitos e bio- uma trama agmática. Termos protoclásticos de tita granitos, de composição monzogranítica a gra- borda imprimem às rochas uma estrutura gnáissi- nodirítica, com texturas ineqüigranulares e porfiríti- ca. A intrusão é cortada por veios e diques pegma- cas, de granulação média a grossa, meso e leuco- títicos e aplíticos. cráticos, com coloração cinza e rósea. São comuns Segundo Leonardos (in: Moraes et al., 1935) aflo- cristais centimétricos de feldspato branco e róseo ram as seguintes fácies: diopsídio peridotito lherzo- em uma matriz foliada rica em biotita, que às vezes lítico, lherzolito augítico e serpentinito com rema- pode ocorrer como segregações e/ou agregados nescentes de olivina. Porta veios garnieríticos, que de máficos (schieren), realçando a orientação da constituem o protominério do níquel, única ocorrên- rocha. A suíte apresenta enclaves de microgranitói- cia desse metal conhecida no estado. des máficos. O Maciço Gábrico de Amparo é um olivina ga- Os dados geoquímicos disponíveis sobre estes bro, ocorrendo fácies félsicas de composições gra- granitos foram obtidos por Valladares (1996) e Val- nodiorítica e tonalítica associadas (Matos et al. ladares et al. (1995, 2000), para o granito Getulân- 1980). dia. Os autores caracterizaram esse granito como Ludka et al. (1997) detalharam petrográfica e do tipo-I, de tendência subalcalina monzonítica, quimicamente o magmatismo do plúton Amparo tardi- a pós-colisional. como sendo constituído de gabro-norito toleiítico, Os dados isotópicos Rb/Sr e U/Pb obtidos por subalcalino de baixo K, com assinatura química Valladares (1996) em rochas do plúton Getulândia mostrando enriquecimentos relativos a Ba, Sr e (em monazita), forneceram idade de 535Ma. ETRL.

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O metagabro da Tijuca foi cartografado como um Relações Estruturais corpo de diorito intrusivo (Lamego, 1948). Helm- bold et al. (1965) definiram esta unidade como in- Os granitos em pauta apresentam, em geral, for- trusões básicas e intermediárias, interpretadas mas circulares discordantes das estruturas regionais como “metamorfizadas” e gnaissificadas, à seme- NE-SW das encaixantes, com as quais mostram lhança dos que ocorrem no maciço Pedra Branca. contatos abruptos e térmicos. As estruturas internas Heilbron et al. (1993) preconizaram a inserção são homogêneas, isotrópicas, ou podem ser aniso- do corpo gábrico da Tijuca no granito Favela, dis- trópicas, quando apresentam estruturas de fluxo tinguindo-se, entre ambas as fácies, uma gradação magmático ou deformações em suas bordas. Veios do gabro para rocha quartzo diorítica e daí para o e diques aplíticos são constantes, o mesmo aconte- granito Favela. cendo com bolsões pegmatíticos de formato irregu- Os gabros de Amparo e da Tijuca podem repre- lar. Os granitos Favela e Utinga, embora ocorram sentar, também, uma variação faciológica básica também sob a forma de pequenos plutonitos, têm dos plutonitos São José do Ribeirão e granito Fave- tido maior destaque sob a forma de soleiras e cama- la, respectivamente. das, com contatos concordantes com as direções Andrade Ramos & Barbosa (1965) também reco- das encaixantes ou cortando as suas foliações. Pi- nheceram um piroxênio tonalito, citando que al- res et al. (1982), responsáveis pela descrição origi- guns petrógrafos da época classificaram-no tam- nal do granito Utinga, consideraram que esse corpo bém como quartzo diorito ou quartzo gabro. representa um diápiro alóctone, em forma de funil ou de cogumelo. Também o granito Cassorotiba tem forma alongada na direção NE-SW e apresenta indí- 5.5.3 Granitóides Pós-tectônicos Cambrianos (eg5) cios de deformação (rúpteis?), além de fraturas N°70-80°E e N30°W (Penha, 1997). Introdução Petrologia, Geoquímica e Geocronologia Como produtos finais da granitogênese brasiliana têm sido cartografados numerorosos corpos de Embora a maioria desses plútons esteja repre- granitos pós-tectônicos que se distribuem especi- sentada por (hornblenda)-biotita granitos s.s., tam- almente no Domínio Serra do Mar (figura 4). bém ocorrre uma ampla variedade de rochas com No presente trabalho acham-se cartografados composições variadas: sienogranítica, monzogra- vinte e três (23) desses granitóides, merecendo nítica (adamelítica), granodiorítica, tonalítica e destaque, pela sua expressão aflorante, aqueles quartzo diorítica. Allanita, titanita, apatita, opacos e denominados: Silva Jardim (17), Sana (11), Pedra zircão são minerais acessórios comuns. Nos ter- Branca (5), Suruí (12), Mangaratiba (18) e Nova Fri- mos mais graníticos, além do plagioclásio oligoclá- burgo (9). O granito São Pedro (1) é expressivo no sico, a microclina, em formato euedral tabular, é um mapa por formar um enxame de pequenos corpos, mineral importante, desenvolvendo-se em cristais estando o conjunto ocupando uma área de formato que chegam a ter 5cm de comprimento, imprimin- circular. Os demais corpos distribuídos na área re- do à rocha uma textura porfirítica ou porfiróide. Ou- cebem as seguintes denominações: Mambucaba tro aspecto bastante freqüente nesses granitóides (19), Angra (20), Carrasquinho (21), Morro do Côco é a presença de enclaves tanto das rochas encai- (23), Itaoca (22), São José do Ribeirão (2), Cassoro- xantes, de natureza gnáissica e com formato angu- tiba (6), Caju (3), Anta (4), Teresópolis (7), Frades loso ou parcialmente assimilados, como de máficos (10), Andorinha (13), Ipiranga (14), Cesário Alvim microgranulares, com formatos variados. Como (15), Utinga (16) e Favela (8). elementos ligados à fase de cristalização e resfria- Esses corpos vêm sendo estudados há mais de mento final desses granitóides aparecem, cortan- meio século, como é o caso do Maciço da Pedra do-os nas mais variadas direções, diques e veios Branca (Backheuser, 1926; Lamego, 1948). Porém, aplíticos e pegmatíticos. só na década de 70 foram objeto de estudos mais Os estudos levados a efeito em alguns dos corpos detalhados (Leonardos Jr., 1973). A partir da déca- aqui cartografados, têm sugerido a participação de da de 80, o Projeto Carta Geológica desenvolvido processos de mistura de magma, cristalização fraci- pelo DRM/RJ, motivou o desenvolvimento de várias onada e assimilação/digestão de encaixantes na teses nesses granitos, elaboradas por diversas uni- formação desses corpos, dando surgimento a cor- versidades. pos identificados como de caráter híbrido.

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Estudos geoquímicos e petrológicos disponíveis os gnaisses e migmatitos encaixantes. Esse maciço relacionam-se especialmente aos seguintes plú- foi objeto de diversos estudos: Helmbold (1975), tons: Suruí (Puget & Penha, 1980), Andorinha, (Zori- Ulbrich & Gomes (1981), GEOSOL/DRM (1981), ta & Penha 1980), Teresópolis (Junho & Penha, Zimbres (1982, 1987, 1992), Zimbres & Kawashita 1985), maciços graníticos de Pedra Branca, Nova (1996), Zimbres & Motoki (1997) e Fonseca (1998). Friburgo e Frades (Junho, 1991, 1992, 1993, que também contêm correlações com outros granitói- Relações Estruturais, Petrologia des brasilianos dos estados do Rio de Janeiro e e Geocronologia Espírito Santo), maciços graníticos Pedra Branca e Misericórdia (Porto Jr., 1993) e Granito Mangarati- A fácies dominante é um lichtfieldito com estrutu- ba (Guimarães, 1999). Machado (1997) apresentou ra bandada e conspícua foliação de fluxo (Lima, uma síntese tectono-química dos granitóides do 1976). As exposições em geral são restritas a cam- estado, incluindo os termos pós-tectônicos. pos de matacões. Apresenta textura porfirítica e A assinatura litogeoquímica desses granitos em grã grossa. Ocorrem também fácies similares ao questão é essencialmente calcioalcalina de alto-K, monzonito do maciço de Soarinho. predominantemente do tipo I Caledoniano (Pitcher, Helmbold (1975) caracterizou a rocha como um 1983), com variações nos termos mais evoluídos biotita lichtfieldito, em parte gnaissificado, que ocor- para álcali-cálcicos, em geral muito ricos em potás- re em “banco” concordante de 5-15m, no interior de sio. São metaluminosos a levemente peralumino- gnaisses pré-cambrianos. Diques de traquito silicifi- sos. Magmatismo máfico de natureza toleiítica cado e às vezes brechado cortam tanto as rochas ocorre associado a alguns corpos, que podem do maciço quanto as encaixantes migmatíticas. O mostrar zonação. autor cita a ocorrência de coríndon nas faixas peg- Os dados geocronológicos disponíveis para al- matíticas ou disseminado na zona de contato entre a guns plútons situam-se no Período Cambriano, va- intrusão e os migmatitos encaixantes. riando de ca 540 a 590Ma: Granito Sana, isócronas Ulbrich & Gomes (1971) individualizaram dentro Rb/Sr de 491 ± 12Ma e 488 ± 3,6Ma (Machado, do corpo de lichtfieldito um tipo de álcali-sienito de 1997); Pedra Branca, isócrona Rb/Sr de 537 pequena expressão superficial, provavelmente re- ±12Ma; Favela e Utinga, idade Rb/Sr de 482 ± ferível ao tipo similar ao monzonito do maciço de 31Ma (Fonseca, 1986); Mangaratiba, idade U-Pb Soarinho. de 492 ± 11Ma (Valladares, 1996); Nova Friburgo, GEOSOL/DRM (1981) reuniram sob a designa- idades U/Pb de 540 ± 60Ma (Ledent & Pasteis, ção de Maciço de Canaã todas as rochas alcalinas 1968) e 501 ±19Ma (Tupinambá, 1996). Os corpos expostas em torno da vila de Canaã e as classifica- datados pelo método U-Pb constam da tabela 1. ram como: sienito nefelínico, traquito, essexito, Os demais corpos, para os quais não há dados nordmarkito, hornblenda sienito, piroxênio sienito, geocronológicos disponíveis, foram a esses corre- álcali-sienito. Reportaram uma foliação protoclásti- lacionados em função de relações estratigráficas, ca de borda, concordante com a orientação prefe- estruturais e petrológicas, além das assinaturas rencial da encaixante pré-cambriana. Descreve- químicas. ram a associação dessas rochas a produtos metas- A granitogênese cambriana do estado está rela- somáticos e correlacionaram a rocha granítica fina cionada aos estágios pós-tectônicos do Orógeno associada, previamente descrita por Lima (1976), Brasiliano, marcando a fase de soerguimento e co- aos termos graníticos pós-tectônicos do tipo Ando- lapso pós-colisional do orógeno que se seguiu ao rinha ou Nova Friburgo. Caracterizaram albitização episódio orogênico Brasiliano III. como pertosito e sienito nefelínico. As evidências de fenitização, verificadas na zona de contato entre o maciço alcalino e o granito pós-tectônico, leva- 5.5.4 Maciço Alcalino de Canaã (elc) ram os autores a atribuir uma provável idade cretá- cea a esse maciço, apesar de Leonardos Jr. (1973) Introdução ter atribuído ao mesmo uma idade de 600Ma. Zimbres (1982, 1987, 1988) através de prospec- Definido por Lima (1976), esse maciço locali- ção por concentrados de bateia, defininiu uma as- za-se a nordeste de Duque de Caxias, nos contrafor- sociação de minerais pesados incluindo coríndon, tes da serra dos Órgãos, apresentando uma área espinélio e zircão. Reportou também a descoberta exposta aproximada de 20km2, incluindo também de três ocorrências de safira, associadas a pegma-

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titos alcalinos. Apresentou um mapa geológico, na ± 14Ma (K/Ar), e 543 ± 14Ma, com razão inicial de escala de 1:50.000, similar ao apresentado por 0,7155, pelo método Rb/Sr em rocha total. A eleva- GEOSOL/DRM (1981). Dividiu o maciço em duas da razão inicial, segundo os autores, indicaria con- faixas paralelas, designadas de Taquara e Xerém. taminação com material crustal. Concluem que a A primeira, mais expressiva, de cor escura, com idade K/Ar em biotita é coerente com o mapa de dominância de rochas alcalinas saturadas e sub- curvas termocrônicas de biotita das rochas pré- saturadas, enquanto que a segunda, de cor clara, é cambrianas desta parte da Faixa Ribeira (Zimbres mais rica em magnetita, mostrando predominância et al., 1990b). de rochas álcali-sieníticas. Petrograficamente des- Zimbres & Motoki (1997) apresentaram dados li- creveu sienitos subsaturados em sílica, com nefeli- togeoquímicos considerando que as rochas são de na, lichtfielditos, sienitos levemente subsaturados a origem ígnea, metamorfizadas no Evento Brasilia- supersaturados, álcali-sienitos e pegmatitos alcalino. Também apresentaram um modelo sobre a ori- nos. Descreveu o caráter circular do maciço, com gem do zoneamento químico desses corpos. expressivo resto-de-teto de gnaisse granítico, tipo Zimbres et al. (1998) confirmaram a ocorrência de Serra dos Órgãos, bem como um megaxenólito do corpos lenticulares encaixados em gnaisses regionais granito pós-tectônico encaixante. Apresentou tam- de composição granítica, todos de idade metamórfica bém os mapas de distribuição do espinélio, do co- pré-cambriana. Em face da concordância NE-SW das ríndon, do zircão e da ilmenita. Considerou a rocha rochas do maciço com as rochas regionais, esses au- do maciço, tal como Helmbold (1975) e Penha et al. tores concluíram que o maciço alcalino foi metamorfi- (1979), um nefelina sienito gnáissico do Pré-Cam- zado juntamente com as rochas encaixantes. briano, e não do Cretáceo, conforme preconizado Fonseca et al. (1998) discutem a origem e idade por GEOSOL/DRM (1981). de cristalização do maciço no contexto do Ciclo Zimbres & Kawashita (1996), dataram os gnais- Brasiliano, com base na idade Rb/Sr obtida por ses alcalinos a nefelina obtendo uma idade de 425 Zimbres & Kawashita (1996).

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EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA NEOPROTEROZÓICA/CAMBRIANA

6.1 A Geometria da Deformação Brasiliana tido de mergulho muito variados. Entretanto, existem diferenças aparentes, principalmente com re- Os estudos estruturais de detalhe efetuados por lação à intensidade da deformação, entre a trama Dehler (1999) na extremidade W do estado (folhas dos ortognaisses Quirino e no Domínio Serra do Volta Redonda e Ilha Grande) fornecem subsídios Mar. Nos ortognaisses Quirino, a presença de do- fundamentais ao esclarecimento da complexa evo- bras intrafoliais, por vezes desenraizadas, denota lução estrutural neoproterozóica do estado, e por que sofreram a ação de intenso processo deforma- essa razão são abaixo transcritos. cional, localmente mascarado pela recristalização A característica estrutural mais proeminente da estática de biotita e quartzo, aparente até mesmo deformação brasiliana nos domínios Juiz de na escala de afloramento (figura 5). Já as rochas or- Fora/Paraíba do Sul e Mantiqueira/Andrelândia toderivadas do Domínio Serra do Mar apresentam (figura 4) é a extrema linearidade dos litótipos. feições de deformação intensa (por exemplo, de- Apresentam franca orientação NE, em concordân- senvolvimento de foliação milonítica) somente em cia com as principais zonas de cisalhamento regio- zonas estreitas, notadamente no contato com o Do- nais. As foliações miloníticas mapeadas tanto em mínio Juiz de Fora/Paraíba do Sul. Predomina uma rochas supracrustais quanto em ortognaisses e trama planar discreta, caracterizada por uma orien- granitos mostram, no geral, direção nordeste e tação preferencial dos minerais constituintes, sem mergulhos muito variados para sudeste e noroeste. a formação de bandamento deformacional intenso. Exceção a essa regra é observada nos ortognais- O Domínio Mantiqueira/Andrelândia é balizado, ses da Suíte Quirino. Nessa unidade, bem como a sul, pela Zona de Cisalhamento de Rio Preto, que nos ortognaisses do Domínio Serra do Mar, as folia- mergulha em média 35° para sul. O Domínio Serra ções são predominantemente suborizontais quando Mar é limitado, a norte, pela Zona de Cisalha- do não afetadas por zonas de cisalhamento direci- mento de Paracambi, com mergulho variável para onais e, por isso, podem apresentar direções e sen- noroeste, geralmente de médio ângulo. Estas duas

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estruturas limitam um “corredor” estrutural de orien- formação direcional são compatíveis com uma mo- tação nordeste que materializa a estrutura diver- vimentação dextral, conforme já discutido na litera- gente do rio Paraíba do Sul, caracterizada desde os tura por inúmeros autores que trabalharam na re- trabalhos pioneiros do geólogo Rosier, no Rio de gião. Janeiro (figura 5). No domínio meridional, as foliações miloníticas Na extremidade W do estado, onde foi melhor es- mergulham consistentemente para noroeste, em- tudada (Dehler 1999), esta estrutura divergente bora em proporção variável. As lineações minerais pode também ser dividida em três grandes domí- contidas no plano de foliação milonítica podem ser, nios, tendo como referência a Zona de Cisalhamen- qualitativamente, agrupadas em três grupos: um to Paraíba do Sul: a) o domínio norte, onde as folia- grupo com caimento geral para noroeste-oeste; ou- ções miloníticas mergulham quase que invariavel- tro com caimento geral para norte-nordeste, po- mente para S-SE; b) o domínio central, coincidente dendo apresentar variações em torno desta dire- com o eixo da zona de cisalhamento, onde as folia- ção; e um terceiro grupo com caimento predomi- ções miloníticas são de alto ângulo; c) o domínio sul, nante para nordeste, paralelo ao strike regional do onde as foliações miloníticas mergulham para cinturão de cisalhamento. Os indicadores cinemáti- N-NW. cos observados sugerem que, com relação às line- ações do primeiro grupo, a movimentação tenha sido de caráter compressivo com topo para les- 6.2 A Cinemática Brasiliana te-sudeste. Por outro lado, os indicadores cinemáti- cos associados às lineações nordeste sugerem Os dados levantados na extremidade W do esta- movimentação direcional dextral e, por vezes, com do sobre a orientação das lineações de estiramento componente distensiva, quando a lineação é oblí- nos domínios Mantiqueira/Andrelândia e Serra do qua à direção da foliação milonítica. Também ob- Mar são insuficientes para uma caracterização ci- servam-se indicadores cinemáticos sugerindo mo- nemática destes domínios. Inversamente, os dados vimentação sinistral para o último grupo de linea- de lineações, coletados na estrutura divergente, ções. O significado cinemático e tectônico do gru- são suficientes para uma discussão inicial sobre a po de lineações minerais com caimento para norte cinemática da deformação brasiliana característica é, ainda, assunto aberto à discussão. neste segmento. O domínio setentrional é caracterizado por folia- ções miloníticas de baixo a alto ângulo, com mergu- 6.3 Interpretação Tectônica e Discussão da lho predominantemente para S. A lineação de esti- Estruturação Regional ramento contida nestes planos, na grande maioria dos afloramentos visitados, é oblíqua, com caimento Os dados estruturais coletados durante a inte- geralmente suave para E-SE. Não raro ocorrem ain- gração regional permitem tecer algumas conside- da lineações direcionais, mesmo em planos de cisa- rações sobre a estruturação regional da Folha Volta lhamento suborizontais e, mais raramente, linea- Redonda. O domínio norte da estrutura divergente, ções de alto rake com caimento para sudeste. Os a sul da zona de cisalhamento Rio Preto, é caracte- indicadores cinemáticos associados a esta defor- rizado por uma tectônica compressiva, com empur- mação são compatíveis com movimentação oblí- rões oblíquos com vergência de topo para noroeste qua de topo para noroeste, com importante compo- e importante componente direcional lateral direita. nente direcional dextral. Adicionalmente, em aflora- Ocorrem também zonas de cisalhamento direcio- mentos onde o cisalhamento é direcional ou de em- nais e de empurrão que, além de não apresentarem purrão, a movimentação sugerida pelas estruturas uma relação de superposição clara, são cinemati- assimétricas é dextral e de empurrão para noroes- camente compatíveis com uma compressão regio- te, respectivamente. nal oeste-noroeste/leste-sudeste. Embora os da- No domínio central, as foliações miloníticas têm dos estruturais coletados no domínios Mantiquei- uma direção nordeste bem marcada, paralelas ao ra/Andrelândia não permitam uma discussão con- trend regional das zonas de cisalhamento de alto junta, é provável que esta estruturação regional re- ângulo. As lineações são predominantemente de presente a estruturação da borda sudeste da Placa baixo rake, embora possam apresentar caimento São Franciscana, definida por Alkmim et al. (1993). ora para o quadrante nordeste ora para o sudoeste. Neste sentido, o quadro tectônico regional ob- Os indicadores cinemáticos associados a esta de- servado sugere uma estruturação em que a Placa

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São Franciscana mergulha para sudeste, sendo imento das lineações de estiramento para nordeste fragmentada por importantes zonas de cisalhamen- e para sudoeste. Esta variação é sistemática, tendo to oblíquas de extensão regional, responsáveis por sido individualizados domínios geográficos onde a uma intensa intercalação tectônica vertical e hori- lineação e os indicadores cinemáticos sugerem zontal entre rochas mais antigas, de idade paleo- movimentação transpressiva e transtrativa, tendo proterozóica, como a Suíte Quirino (Valladares em vista a relação plano de cisalhamento versus li- 1996) e os granulitos do Complexo Juiz de Fora neação de estiramento. A delimitação de domínios (Heilbron et al. 1994a), com as rochas supracrusta- geográficos bem definidos é incompatível com a in- is agrupadas neste projeto no Domínio Juiz de terpretação de que, quando a lineação tem uma ati- Fora/Paraíba do Sul, mas que podem representar tude predominantemente direcional, é comum que também rochas do Domínio Mantiqueira/Andrelân- este elemento estrutural tenha caimento suave para dia. A presença de mármores no sítio paleogeográ- ambos os quadrantes. Contrariamente, sugere-se fico do Domínio Juiz de Fora/Paraíba do Sul, ausen- que esta variação seja devida à própria evolução tes ou muito escassos entre as rochas do Domínio cinemática das zonas de cisalhamento com o tem- Mantiqueira/Andrelândia, sugere que tenham sido po. depositados em bacias distintas (no tempo ou no O domínio meridional, pelos dados cinemáticos espaço). coletados, provavelmente têm estrutura mais com- Os dados estruturais e cinemáticos, no domínio plexa. Na Folha Volta Redonda e em alguns locais representado pelo Corredor de Cisalhamento Para- da Folha Rio de Janeiro, mais precisamente no perfil íba do Sul, sugerem que as rochas sofreram intenso Rio de Janeiro - Juiz de Fora (figura 5), as lineações cisalhamento direcional dextral em condições mede estiramento têm caimento para noroeste, com es- tamórficas do grau alto (figura 5). Este corredor re- truturas assimétricas indicando movimentação com- presenta também uma descontinuidade estrutural pressiva de topo para sudeste. Adicionalmente, são regional, visto que as rochas têm atitude subverti- observadas também lineações suborizontais (orien- cal, em contraste com a estruturação em ambos os tadas para nordeste) às quais associam- se indica- flancos da zona de cisalhamento. A movimentação dores cinemáticos dextrais e sinistrais. Esta varia- dextral desta zona de orientação nordeste, junta- ção merece estudos estruturais mais detalhados, mente com seu caráter transpressivo (Dayan & Kel- uma vez que promove a adição de dados tectôni- ler, 1989; Ebert et al., 1993a e b; Machado & Endo, cos que têm de ser examinados à luz do modelo 1993a e b; Ebert & Hasui, 1998), com encurtamento transpressivo regional (Machado & Endo, 1993a e perpendicular ao plano de cisalhamento (Sander- b; Ebert et al., 1993a e b; Ebert & Hasui 1998) e de son & Marchini, 1980), sugerem uma compatibilida- superposição cinemática (Machado & Endo 1994). de cinemática com a estruturação identificada no Os dados cinemáticos disponíveis sugerem que flanco norte da estrutura. uma importante componente de cisalhamento Por estas razões, não é necessariamente verda- puro, comum em ambientes transpressivos, pode- deira a hipótese de que estas zonas de cisalhamen- ria explicar movimentações opostas num mesmo to sejam estruturas tardias no desenvolvimento tec- evento deformacional, sem a necessidade de tônico de todo o Cinturão, como resultado de uma eventos distintos para explicar este padrão (Ribei- rotação regional dos vetores compressivos (Heil- ro, com. verb.). Entretanto, estudos específicos de- bron, 1993; Heilbron et al. 1994a). Os dados coleta- talhados são necessários para responder esta dos, por sua vez sugerem que ambas as estrutura- questão. ções se instalaram num mesmo regime de esforços Confrontando os dados estruturais e cinemáti- regionais, e provavelmente são resultado de uma cos levantados nessa integração com os dois mo- deformação transpressiva de natureza colisional delos antagônicos de evolução estrutural da Faixa oblíqua (figura 5). Entretanto, não se pode descartar Ribeira, conclui-se pela existência de problemas a possibilidade de que estas zonas de cisalhamento específicos para cada modelo. de alto ângulo, por suas próprias características Com relação ao modelo proposto por Heilbron geométricas e mecânicas, tenham permanecido (1993) e Heilbron et al. (1994), de evolução estrutu- ativas por muito mais tempo, absorvendo a defor- ral polifásica, com empurrões com vergência de mação de forma mais efetiva, principalmente nos es- topo para noroeste, seguidos por transpressão tágios finais da deformação colisional. dextral na fase colisional, os dados ora levantados Outro aspecto interessante da estruturação regio- sugerem que várias zonas de cisalhamento anteri- nal deste domínio de alto ângulo é a variação no ca- ormente mapeadas como empurrões são na reali-

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dade zonas oblíquas ou até mesmo direcionais, ci- a Zona de Cisalhamento do rio Paraíba do Sul seria nematicamente compatíveis com as transcorrên- o front das grandes nappes, sendo caracterizadas cias. Não haveria, necessariamente, lapso de tem- por Rosier (1957) por intenso encurtamento oriun- po geologicamente representativo no desenvolvido do movimento destas grandes massas rocho- mento destas estruturas, nem rotação dos esfor- sas. ços regionais para explicar a instalação das mes- Coube a Ebert (1968, 1971, 1984), sintetizando mas de forma anacrônica. estudos sistemáticos, a proposição do primeiro Relativamente ao modelo transpressivo regional modelo tectônico abrangente, envolvendo tanto o proposto por Machado & Endo (1993a e b) e Ebert estado do Rio de Janeiro como o sul de Minas Ge- et al. (1993a e b), a movimentação variável ao longo rais. Esses estudos levaram o autor a interpretar a da Zona de Cisalhamento de Paracambi apresen- geologia fluminense como relacionada às porções ta-se como uma peculiaridade que requer estudos internas de um geossinclinal de idade Assíntica. mais detalhados. Esta variação cinemática poderia Para Ebert (1955, 1956a e b), os metassedimentos ter resultado de uma série de fatores que atuaram da “Série” Andrelândia, na região sul do Estado de isolada ou combinadamente. Entre eles pode-se ci- Minas Gerais, seriam os correspondentes menos tar: a) heterogeneidade na deformação transpres- metamórficos dos gnaisses da então denominada siva regional, notadamente uma importante com- Série Paraíba. ponente de encurtamento perpendicular às pare- Ebert correlacionou pelo menos parte das cober- des das zonas de cisalhamento regionais, devida à turas metassedimentares estudadas no sul do Es- presença imediatamente a sul do Domínio Serra do tado de Minas Gerais com os gnaisses aflorantes Mar; b) partição/repartição da deformação associ- no Estado do Rio de Janeiro. O mesmo autor deno- ada à própria evolução cinemática da estrutura no minou de Paraibides (posteriormente Faixa Ribeira) tempo. Nos casos a e b estariam intimamente interli- esta unidade geotectônica, e considerou-a mais jo- gados; c) superposição cinemática. As alternativas vem que os então denominados Araxaídes (hoje a a e b são, no momento, as mais adequadas para ex- Faixa Brasília). plicar esta característica estrutural, porque as rela- Segundo Ebert (1968), a vergência tectônica era ções de superposição e a identificação de um gap para noroeste até o rio Paraíba do Sul, onde a estru- metamórfico entre as diversas foliações não pude- tura descrita como “divergência em forma de le- ram ser seguramente estabelecidas. Seria oportu- que” interrompia essa homogeneidade estrutural. no, entretanto, o desenvolvimento de estudos es- O mesmo autor ainda reconheceu a grande estrutu- truturais e geocronológicos neste domínio, objeti- ra antiformal observada na serra dos Órgãos. A es- vando uma interpretação mais segura do significado trutura divergente do rio Paraíba do Sul foi posteri- dessa estruturação. ormente descrita por Machado (1983), Heilbron et al. (1991), Machado & Endo (1993a), Corrêa Neto et al. (1993) e Dayan et al. (1993), e sua interpretação 6. 4 Evolução Geotectônica Brasiliana tectônica constitui-se ainda numa importante ques- tão na evolução do Orógeno Brasiliano neste seg- Introdução mento.

O primeiro modelo de evolução tectônica para o Estado do Rio de Janeiro foi proposto por Rosier Modelos de Evolução Atualísticos (1957, 1965). Este autor estudou o Domínio Serra do Mar (figura 4) e do rio Paraíba do Sul, propondo Somente no início da década de 80 foram pro- um modelo tectônico alpino para explicar o pa- postos modelos baseados nos conceitos de tectô- drão estrutural, estratigráfico e metamórfico ob- nica global, para explicar as feições geológicas servado. Segundo Rosier (1957), as dobras re- observadas neste estado. Dentre estas pode-se cumbentes, o padrão estrutural regional,eopa- citar Machado (1984), Machado (1997), Grossi drão metamórfico inverso eram evidências de uma Sad & Dutra (1988), Heilbron (1993, 1995), Heil- tectônica de grandes nappes, transportadas de bron et al. (1999), Campos Neto & Figueiredo sudeste para noroeste. Esta estruturação, para o (1995), Ebert et al. (1993a e b), Machado & Endo autor, de idade Assíntica, seria também responsá- (1993a e b), Ebert & Hasui (1998), Tupinambá vel pela colocação de rochas supostamente ar- (1999), Silva (1999), Silva et al. (no prelo), dentre queanas sobre rochas mais jovens. Neste modelo, outros.

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Estes trabalhos enfocam diferentes aspectos da numa fase tardia da evolução tectônica do Cintu- geologia do estado, tais como estrutura, geoquími- rão. Essa fase tardia foi denominada de D3 por Heil- ca, geocronologia e caráter do magmatismo graní- bron (1993) e Heilbron et al. (1994a). Foi responsá- tico, e propõem modelos regionais de caráter mais vel pela implantação das zonas de cisalhamento di- abrangente. recionais e pela “megassinforma do rio Paraíba do Machado (1984), estudando o segmento central Sul” (Heilbron et al., 1991) e seria acompanhada de da Faixa Brasiliana no Estado do Rio de Janeiro, su- metamorfismo M2. Este processo evolutivo seria re- geriu que a colisão entre massas cratônicas a sultado de convergência e colisão entre massas no noroeste e sudeste deste estado seria responsável Neoproterozóico (Machado, 1997), com subduc- pelo complexo padrão tectono-metamórfico da re- ção tipo-A mergulhante para sudeste (Heilbron, gião. Segundo esse autor, a estrutura divergente 1993). A sutura, segundo Heilbron (1993), prova- do rio Paraíba do Sul seria também explicada pela velmente se localizaria no denominado Domínio colisão entre essas massas cratônicas. Tectônico Juiz de Fora/Paraíba do Sul, caracteriza- Grossi Sad & Dutra (1988) utilizando análises lito- do por intensa intercalação tectônica entre rochas geoquímicas em unidades deformadas e metamor- metassedimentares da cobertura com rochas gra- fizadas do Complexo Paraíba do Sul, sugeriram nulíticas e ortognáissicas do embasamento. Este que este teria sido depositado em um ambiente co- processo seria o resultado de encurtamento crustal lisional arco-continente. Estes autores analisaram inicial noroeste-sudeste, seguido de giro paulatino geoquimicamente rochas gnáissicas cujos protóli- dos vetores regionais para a direção leste-oeste tos foram interpretados como vulcânicos, extrava- (Heilbron et al., 1995). sados num ambiente tectônico de margem ativa. Paralelamente, com base nos dados regionais Essa interpretação, até o momento, não encontra de lineações de estiramento e geofísicos disponí- paralelo na literatura geológica do estado, já que as veis, assim como no caráter transpressivo das zo- rochas supracrustais do Complexo Paraíba do Sul nas de cisalhamento direcionais (Dayan & Keller, têm sido sistematicamente interpretadas como de 1989; Ebert et al., 1991; Corrêa Neto et al. 1993), di- protólito sedimentar. versos autores têm proposto interpretações alter- Esses trabalhos marcam o início de uma aborda- nativas para a estruturação da Faixa Ribeira neste gem atualística na interpretação da articulação e segmento (Machado & Endo, 1993a e b; Ebert et evolução tectônica dos diferentes terrenos que al., 1993a e b; Ebert & Hasui, 1998). compõem a geologia do Estado do Rio de Janeiro. Para Machado & Endo (1993a e b), a estrutura di- A partir da década de noventa, com o desenvolvi- vergente do rio Paraíba do Sul representaria uma mento de trabalhos de mapeamento sistemático e a megaestrutura-em-flor positiva, com importante geração de novos dados cinemáticos, litoquímicos papel na estruturação de toda a faixa que, junta- e principalmente geocronológicos, surgiram diver- mente com o denominado Cinturão Dom Feliciano sas interpretações tectônicas regionais que serão (Fragoso César, 1980), foi redenominada de Cintu- descritas a seguir. rão de Cisalhamento Atlântico. Segundo os mes- Após os trabalhos sistemáticos e pioneiros de mos autores, as feições contracionais nas partes Ebert, que culminaram com a elaboração do mode- externas do orógeno seriam concomitantes aos lo tectônico regional anteriormente descrito, coube movimentos transpressivos das porções internas a Heilbron (1993) propor, com base em estudos es- do mesmo. Ebert et al. (1993a e b) e Ebert & Hasui truturais e metamórficos resultantes de mapeamen- (1998) sugeriram que o arcabouço tectônico de to sistemático, nova proposta de evolução tectôni- toda a Região Sudeste do Brasil seria resultado da ca para o segmento central da Faixa Ribeira no Es- colisão e articulação final de três blocos crustais no tado do Rio de Janeiro. Para a referida autora, a es- Neoproterozóico. No caso particular da “Faixa” Ri- truturação principal desse segmento seria dada beira, a deformação transpressiva seria conse- por importantes zonas de cisalhamento de empur- qüência da colisão do Bloco Brasília com o Bloco rão com vergência de topo para noroeste, num es- Vitória, com subducção para SE. quema de grandes duplexes crustais. Esses movi- Os dois modelos cinemáticos regionais descri- mentos estariam associados às fases de deforma- tos acima demonstram a visão antagônica dos pro- ção contínuas D1+D2, concomitantes ao metamor- cessos geodinâmicos responsáveis pela estrutura- fismo regional M1. A cinemática evoluiria no tempo ção final dos terrenos no Estado do Rio de Janeiro. para oblíqua, com componente direcional dextral e No modelo proposto por Heilbron (1993), a conver- de empurrão para noroeste, e direcional dextral, já gência e direção da colagem neoproterozóica seria

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sudeste-noroeste, com movimentos tardios pouco desta região são antigas, com idades paleoprote- expressivos, representando a mudança regional rozóicas (Zimbres et al., 1990), mas teriam sofrido dos vetores para E-W e instalação de zonas de ci- deformação e metamorfismo há ca 520Ma. A tectô- salhamento direcionais dextrais (Heilbron et al., nica de baixo ângulo, segundo estes autores, teria 1994a). No modelo transpressivo, a colagem neo- vergência de topo para noroeste, o que coloca os proterozóica teria ocorrido na direção leste-oeste, ortognaisses estruturalmente por cima dos metas- num modelo de colisão oblíqua. Neste modelo o sedimentos do Complexo Paraíba do Sul nessa vetor de encurtamento regional seria o mesmo para região. O metamorfismo que acompanhou essa o período orogênico considerado, em que se de- deformação foi caracterizado por pressões relati- senvolveram as estruturas regionais, tanto zonas vamente maiores que as observadas nos domínios de cisalhamento contracionais de baixo ângulo, Serra do Mar e Juiz de Fora/Paraíba do Sul (“Faixa” quanto zonas direcionais dextrais de caráter trans- Ribeira), conforme indicado pela estabilidade da pressivo. paragênese sillimanita-cianita (Schmitt et al. 1999a e b). Essa relação, embora careça de estudos mais regionalizados, é compatível com o Considerações Finais overthrusting deste terreno (Domínio Região dos Lagos) sobre a “Faixa” Ribeira, ou Domínio Serra Apesar das aparentes controvérsias entre os do Mar (figura 4), com subducção para SE no modelos de evolução tectônica para a geologia do Cambriano. Estado do Rio de Janeiro, grandes avanços foram Pela inconveniência do emprego de terminologia alcançados, principalmente nesta última década. pré-tectônica global (“faixa”, “cinturão”, “cinturão Ainda são escassos os dados geocronológicos de móvel ” etc) e pela introdução de distintas designa- alta precisão e, com o incremento de metodologias ções geográficas para um mesmo domínio tectôni- modernas de pesquisa e de trabalhos de campo co (Cinturão “Ribeira”, Cinturão “Atlântico”, Cintu- sistemáticos, a tendência é um diagnóstico mais rão “Costeiro”), nota-se na literatura mais recente claro do complexo quadro tectônico responsável uma tendência ao abandono desses termos. pela evolução geológica dos terrenos do Rio de Ja- Brito Neves et al. (1999), Silva (1999), Campos neiro. Neto (2000) demonstraram a natureza diacrônica Os modelos de evolução tectônica, apesar de para o “Ciclo” Brasiliano, na verdade representado demonstrarem a pluralidade do pensamento dos por um complexo sistema de orógenos sobrepos- pesquisadores que trabalham neste estado, mos- tos espacial e temporalmente: a colagem neoprote- tram algumas características e particularidades rozóica. que merecem ser discutidas. Há uma tendência Posteriormente, Silva et al. (no prelo) delimitaram geral a explicar a evolução neoproterozóica em ter- temporalmente a sucessão colisional Brasilia- mos de um sistema de orógenos superpostos cuja na/Pan-Africana em quatro episódios orogênicos. O evolução teria passado por distintos estágios de evento mais antigo, registrado no estado, corres- subducção de crosta oceânica com polaridade ponde ao Brasiliano II. Esse é representado pela precariamente definida, seguidos de três colisões fase pré-colisional (630-600? Ma) da “Orogênese (Silva, 1999; Silva et al., no prelo; Brito Neves et al., Rio Negro” de Campos Neto (2000) . Essa é caracte- 1999, Campos Neto, 2000). rizada pela colagem do Arco Magmático Rio Negro Curiosamente, a maioria dos autores que cons- no Terreno Juiz de Fora, há ca 630Ma (Tupinambá, truíram modelos geotectônicos baseados princi- 1999). O Episódio Brasiliano III (570-560Ma) relacio- palmente em litogeoquímica dos granitóides, suge- na-se à colagem dos arcos Serra dos Órgãos e Rio re subducção de crosta oceânica para NW, contrá- de Janeiro no Terreno Juiz de Fora. Esse evento ria ao sentido proposto por trabalhos que explora- corresponde à Orogênese Rio Doce, de Figueiredo ram mais aspectos estruturais, cinemáticos e geofí- & Campos Neto (1993) e Campos Neto (2000) ou sicos. Tupinambá (1999), por exemplo, sugere uma extensão SE da Orogênese Araçuaí (Silva et al., subducção para os dois sentidos, sendo a mergu- no prelo). Esse sistema engloba também a colagem lhante para sudeste mais antiga. final neoproterozóica há ca 520Ma, relacionado à Recentes dados estruturais e geocronológicos assim chamada Orogênese Búzios, de Schmitt et al. obtidos por Schmitt et al. (1999 a e b) na região de (1999). Cabo Frio e Búzios, no litoral do Estado do Rio de O Episódio Brasiliano I (750-700Ma) não apre- Janeiro, confirmam que as rochas ortognáissicas senta registro geocronológico no estado.

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Finalmente, cabe destacar que a caracteriza- Assim, os modelos que preconizam uma correla- ção precisa do pico colisional no Brasiliano III, ção direta entre o Batólito Pelotas “cinturões” Ri- datado em ca 560Ma na Suíte Rio de Janeiro, tem beira e Dom Feliciano (Episódio Brasiliano II - interessantes conseqüências para os modelos 640-620Ma) e os orógenos da África Ocidental de correlação dos orógenos brasilianos e pan- (Kaoko, Damara, Gariep e Saldania) devem ser africanos. O mesmo episódio orogênico (Pan- revistos. Conseqüentemente, uma provável ex- Africano III) também foi datado em 550Ma (U-Pb tensão para sudoeste do Arco Rio de Janeiro (re- SHRIMP) no lado africano em granitóidesIeSsin- coberto pela sedimentação em ambas as mar- tectônicos do Orógeno Saldania (Silva et al., gens continentais) passaria a ser o melhor candi- 2000). Da mesmam forma no Orógeno Kaoko dato a representar o arco magmático desenvolvi- (Seth et al., 1998) a idade de ca 560Ma foi obtida do durante a amalgamação final dos dois conti- nos granitóides sincolisionais costeiros do tipo-S. nentes, há 560Ma (Silva et al., no prelo).

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MESO-CENOZÓICO

7.1 Intrusivas Alcalinas Meso-Cenozóicas Os últimos autores (Ulbrich & Gomes 1981) apre- (KTl) sentaram mapas litológicos sintéticos dos maci- ços de Rio Bonito, Itaúna e Ilha do Cabo Frio, entre 7.1.1 Introdução outros. O maciço do Morro dos Gatos (KTlmo) é um pe- O plutonismo alcalino (pipes, stocks e plugs) con- queno corpo com cerca de 5km2 intrusivo no grani- centra-se preferencialmente na região litorânea cen- to Cesário Alvim, situado a sul de Imbaú e a norte tro-sudeste do estado, com destaque para a região de Cesário Alvim. É provavelmente correlacionável de Rio Bonito. Esse evento magmático está relacio- aos maciços de Soarinho e Rio Bonito. nado à Reativação Wealdeniana (Almeida, 1967, Martins & Borghi (1982) referiram pela primeira 1969) na Província Serra do Mar (Almeida, 1983). vez a ocorrência da rocha alcalina do Morro do Foram discriminados cartograficamente os se- Gato, associando-a ao alinhamento de outros cor- guintes plútons: Maciço Alcalino da Serra do Men- pos segundo a direção ENE-WSW, que designa- danha – KTls, Maciço Alcalino Morro dos Gatos – ram de “falha Rio Bonito”, a qual deve corresponder KTlmo, Maciço Alcalino de Rio Bonito – KTlrb, ao limite setentrional da Zona de Cisalhamento Maciço Alcalino Soarinho – KTlso, Complexo Alca- Dúctil de Niterói (ZCDN), de Hippertt (1990). Admi- lino Itaúna – Tli Maciço Alcalino do Morro São João tem que a intrusão desses corpos ao longo da refe- –KTlsj; Intrusão Alcalina da Ilha de Cabo Frio – rida falha, a partir de uma mesma câmara magmáti- KTlc, Maciço Serra dos Tomazes – KTlst, Intrusão ca, estaria associada ao sistema de falhas normais Alcalina Marapicu – KTlm, Maciço Alcalino de Itati- de blocos basculados e justapostos, estabelecidas aia–KTlit, Maciço Alcalino de Tanguá – KTlt, Ma- à época da abertura do Atlântico Sul, durante a ciço Alcalino Passa Quatro – KTlp e Suíte Alcalina Reativação Wealdeniana. Apesar da escassez de de Tinguá – KTlt. evidências diretas, sugerem uma incipiente zona- Diversos trabalhos de cunho regional e específi- ção dos litótipos observados. Na região oeste do cos abordaram essas associações, como Valença estado, sete plútons formam um alinhamento orien- (1969, 1975, 1976), Lima (1976), Klein & Vieira tado segundo WNW-ESE, provavelmente associa- (1980) e Ulbrich & Gomes (1981), dentre outros. do à colocação dos corpos de Cabo Frio, no Estado

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do Rio de Janeiro, e Poços de Caldas, em Minas 7.1.2 Relações Estruturais, Petrologia e Gerais. Os maiores maciços são os de Passa Qua- Geocronologia tro e Itatiaia. Em direção a leste-sudeste afloram os corpos de Morro Redondo, Serra dos Tomazes, Tin- A maior parte das intrusões ocorre sob a forma guá, Mendanha e Marapicu. de plútons circunscritos ou também na forma de di- O Maciço Alcalino de Rio Bonito (KTlrb) está locali- ques. zado imediatamente a norte da cidade homônima, Valença (1975) descreveu rochas de composi- abrangendo a serra do Sambé, com área em torno ção básica, associadas aos maciços do Morro de de 29km2. São João e da Ilha do Cabo Frio. Dentre as rochas O Maciço Alcalino da Serra do Mendanha (KTls) alcalinas sieníticas, destacou sienitos nefelíni- aflora no extremo-sudoeste da Folha Rio de Janeiro cos, pulaskitos ou umptekitos ligeiramente sub- e correlaciona-se ao Maciço de Marapicu, situado saturados ou saturados e foiaítos. Os maciços de logo a oeste, na folha Volta Redonda. Abrange o Passa Quatro e Itatiaia, por outro lado, são forma- segmento oriental da serra de Madureira, no muni- dos por sienitos, nefelina sienitos, pulaskitos, cípio de Nova Iguaçu, e toda a serra do Mendanha, nordmarkitos e apresentam granitos alcalinos as- no município do Rio de Janeiro. sociados. O Maciço Alcalino de Tanguá (KTlta) faz parte do Os trabalhos geocronológicos disponíveis complexo alcalino da região de Rio Bonito, sendo o (Herz, 1966, 1977; Amaral et al., 1967; Riccomi- mais jovem dos três corpos (Neocretáceo-Terciário), ni et al.,1983, 1991; Riccomini & Rodrigues Fran- com 50km2 de área. Localiza-se próximo à cidade de cisco,1992) forneceram idades entre 72 e 42Ma. Rio Bonito, à margem da rodovia BR-101. A idade mais jovem (ca 42Ma) refere-se à lava O Complexo Alcalino de Itaúna (KTli) é um corpo ankaramítica (ultrabásica) da bacia de Volta Re- elíptico situado no município de São Gonçalo, à donda (Riccomini et al. 1983). Essa ocorrência é margem oriental da Baía de Guanabara, abrangen- em parte correlacionável ao derrame de ankarami- do uma área de cerca de 6km2. to (olivina basalto) descrito por Klein & Valença O Maciço de Tinguá (KTlt) está localizado nos (1984) e Rodrigues Francisco & González (1992), contrafortes da Serra do Mar, a norte do município na borda setentrional da bacia carbonática de São de Nova Iguaçu, nas cabeceiras dos rios Douro, José do Itaboraí. Esse último foi datado em 52,6 ± Iguaçu e Santo Antônio. O maciço atinge cotas de 2 2,4Ma, pelo método K/Ar (Riccomini & Rodrigues até 1.600m, com cerca de 50km de área. Francisco, 1992). O Maciço do Morro de São João (KTlsj) ocorre a O conjunto dos plútons faz parte do Alinhamento 5km a NW da cidade de Barra de São João. Oliveira Magmático de Cabo Frio (Almeida, 1967), que (1953) caracterizou sienitos nefelínicos no sopé do abrange o maciço de Poços de Caldas, com idade morro homônimo, com notável expressão topográ- em torno de 89Ma. fica cônica (806m de altitude), em meio a terrenos Foi evidenciado um aumento de idade, do litoral pré-cambrianos com relevo arrasado. para o interior segundo um alinhamento de direção A Intrusão Alcalina da Ilha do Cabo Frio (KTlc) WNW-ESE, o qual, segundo Marsh (1973) estaria localiza-se em Arraial do Cabo e abrange toda a relacionado à evolução das falhas transformantes, ilha oceânica em frente ao cabo Frio (pontal do Ata- à época, do segundo estágio de abertura do Atlân- laia), designada de ilha do Cabo Frio. tico Sul, há 80Ma.

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CENOZÓICO/TERCIÁRIO

8.1 Bacias Continentais Terciárias O Sistema de Riftes Continentais do Sudeste do Brasil (SRCSB) é uma depressão alongada na dire- Arcabouço Tectono-Estrutural das Bacias ção ENE e composta por dois segmentos: a zona de riftes do Vale do Paraíba, entre as cidades de No Cenozóico, a margem leste da Plataforma São Paulo e Resende (Valeriano & Heilbron, 1993, Sul-Americana foi afetada por eventos tecto- Melo et al., 1985) e o graben da Guanabara, entre a no-magmáticos agrupados sob as denominações baía de Sepetiba e a cidade de Rio das Ostras “Evento Sul-Atlantiano” (Schobbenhaus et al., (Almeida, 1976; Ferrari, 1990; Ferrari & Silva, 1997). 1984) e “Reativação Wealdeniana” (Almeida, Esse sistema de riftes está implantado sobre a Fai- 1967). Esses eventos são relacionados à evolução xa Móvel Ribeira (Almeida, 1973; Hasui et al., do Oceano Atlântico Sul, implantado após a quebra 1975), de idade brasiliana, constituída de uma in- do supercontinente Pangea, no período Cretáceo. tercalação tectônica de metassedimentos, ortog- Na porção oriental do estado, as principais mani- naisses do embasamento transamazônico e grani- festações magmáticas de idade cenozóica são as tos tipo-S e I. intrusões e, subordinadamente extrusões, de ro- A parte centro-sul do domínio oriental constitui o chas alcalinas de Tinguá, Mendanha, São José do segmento nordeste do já citado SRCSB, ou Gra- Itaboraí, Itaúna, Tanguá, Soarinho, Rio Bonito, Mor- ben da Guanabara. Esse compartimento é um se- ro de São João, Ilha de Cabo Frio e outras ocorrên- migraben com blocos adernados para NW, limita- cias menores, com idades entre ~72 e 50Ma do por falhas de direção NNE, onde se instalaram (Thompson et al., 1998; Riccomini et al., 1991). Já a a Bacia de Itaboraí, de idade paleocênica (Couto, tectônica Cenozóica levou à formação de um siste- 1953, Rodrigues Francisco & Cunha, 1978), e a ma de pequenas bacias sedimentares continentais Bacia de Macacu, datada do Eoceno/Oligoceno tafrogenéticas: “Rifte Continental do Sudeste do (Ferrari & Silva, 1997). Seções sísmicas interpreta- Brasil” (Riccomini, 1989, Ferrari & Silva 1997); “Sis- das por Mohriak et al. (1990) sugerem a continui- tema de Riftes Continentais da Serra do Mar” dade desse graben na área submersa adjacente à (Almeida, 1976; Melo et al., 1985). foz do rio São João.

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Finalizando o registro sedimentar terciário, indica que a deposição se deu em condições conti- tem-se os sedimentos continentais do Grupo Barre- nentais, com clima quente e úmido. iras (Mabesoone, 1972) datado do Mioceno/Pleis- toceno (Silva & Ferrari, 1997, e outros). 8.1.2 Bacia de Macacu

A Bacia de Macacu aflora a nordeste da Baía de 8.1.1 Bacias da Região Oriental do Estado Guanabara, estendendo-se na direção ENE por aproximadamente 25km, com 15km de largura, nas Bacia de São José do Itaboraí imediações das cidades de Itaboraí e Magé, e da Ilha do Governador. A espessura conhecida da ba- A Bacia de São José do Itaboraí é uma depres- cia é de aproximadamente 200m (Ferrari & Silva, são elíptica de orientação geral ENE, com dimen- 1997). sões máximas de 1.400m x 500m e espessura de O embasamento da bacia é constituído de pa- sedimentos máxima em torno de 100m, situada cer- ragnaisses e rochas alcalinas. A Bacia de Macacu ca de 25km a leste da cidade de Niterói (Rodrigues é constituída por duas unidades sedimentares: a Francisco & Cunha, 1978; Riccomini & Rodrigues Formação Macacu (Tm) de Meis & Amador (1977), Francisco, 1992). uma sucessão de lentes e camadas pouco espes- Essa bacia foi implantada sobre os granitóides sas de sedimentos predominantemente arenosos, neoproterozóicos da Unidade Cassorotiba, e arredondados e pouco consolidados, de idade compreende três unidades sedimentares: a For- plio-pleistocênica; e a unidade “pré-Macacu”, defi- mação Itaboraí (Oliveira, 1956), de natureza car- nida pelos mesmos autores como “produto da col- bonática e constituída por calcários travertinos matação de blocos tectonicamente rebaixados no intercalados com calcários clástico-argilosos Terciário Médio”. Para esses autores o contexto (Ferrari, 1990), contendo fósseis de gastrópodes, evolutivo desses sedimentos é relacionado ao do ostracodes, vegetais e vertebrados, atribuída ao Grupo Barreiras (Bigarella & Andrade, 1964). Paleoceno Inferior (Rodrigues Francisco & Cunha Essa correlação com o Grupo Barreiras foi revis- 1978), a Unidade Intermediária, composta por ta, e dados estratigráficos (Cabral Jr., 1992), pali- sedimentos rudáceo-psamíticos contendo fós- nológicos e geocronológicos (Lima, 1996) e estru- seis de mamíferos e répteis com idades atribuí- turais (Silva & Ferrari, 1997) permitiram dissociar os das ao Paleoceno Superior (Rodrigues Francisco sedimentos Macacu e pré-Macacu desse contexto & Cunha, 1978). Esta unidade está em desconfor- e considerá-los como parte de uma bacia tafrogêni- midade com a unidade subjacente, preenchendo ca relacionada ao Sistema de Riftes Continentais as cavidades originadas pela dissolução dos cal- do Sudeste do Brasil (Riccomini, 1989). cários da Formação Itaboraí (Riccomini & Rodri- Para Ferrari & Silva (1997), a Bacia de Macacu foi gues Francisco 1992). Em discordância angular preenchida por um pacote sedimentar eocêni- ocorre a Unidade Superior, também rudá- co-oligocênico, depositado em ambiente de leques ceo-psamítica com restos fósseis de vertebrados aluviais, intercalado com fácies de natureza prova- e idade pleistocênica (Rodrigues Francisco & Cu- velmente lacustre. Para Lima (1996), a abundância nha, 1978; Riccomini & Rodrigues Francisco e diversidade de esporos sugerem clima quente e 1992). úmido, embora a relativa variedade de coníferas Um dique de rocha ultrabásica de aproximada- possa indicar um contexto mais ameno, possivelmente 150m e direção N45°E corta rochas do em- mente subtropical. basamento e sedimentos carbonáticos e conglo- meráticos, terminando sob a forma de um derrame 8.1.3 Grupo Barreiras (Tb) de lava (Klein & Valença, 1984). Segundo estes autores essa rocha é um ankaramito, melanocrático, As flutuações do nível do mar e as alterações pa- composto por fenocristais de titano-augita, analci- leoclimáticas foram as principais causas da forma- ta, opacos, plagioclásio e apatita, com amígdalas ção das planícies litorâneas brasileiras (Martin et preenchidas por zeólitas e clorita. Uma idade K/Ar al., 1997). Uma das unidades mais expressivas da em rocha total de 52 ± 2,4Ma foi obtida por Ricco- faixa litorânea é o Grupo Barreiras, que se estende mini & Rodrigues Francisco (1992). desde o Amapá até o Rio de Janeiro (Batista et al., Para Lima & Cunha (1986), a análise palinológica 1984), aflorando sob a forma de extensos tabulei- dos sedimentos da Bacia de São José do Itaboraí ros ou falésias de vários metros de altura.

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O Grupo Barreiras aflora na região de Carape- bacias, o autor enfatizou a importância da interação bus-Quiçamã e, mais restritamente, próximo às cidas placas de Nazca e Sul-Americana. dades de Búzios e Macaé, sendo a área de maior As unidades litoestratigráficas que afloram no expressão na região do delta do rio Paraíba do Sul. estado são as formações Resende e São Paulo. A Esse pacote sedimentar é constituído de três uni- Formação Resende (Tr) é composta por conglome- dades: areias grossas a conglomeráticas, com ma- rados, arenitos e argilitos (Tra); sedimentos rudíti- triz caulínica e estruturas de estratificação cruzada cos, conglomerados e arenitos grossos (Trb) e por- planar na base do pacote; uma unidade interme- ções fluviais localmente individualizáveis (Trc). A diária composta de interlaminações de areias gros- Formação São Paulo (Trsp) é formada por arenitos sas quartzosas com matriz areno-argilosa e argilas e argilitos. arroxeadas levemente arenosas; e, no topo do pacote, um nível de argilas de cores vermelha e bran- 8.1.4 Bacia de Volta Redonda ca (Ferrari et al., 1981). No modelo de evolução paleogeográfica e pa- Dentre as três bacias orientais, é aquela de me- leoclimática proposto por Martin et al. (1997), para nor expressão em área de exposição. Está encaixa- o litoral norte do Estado do Rio de Janeiro, a sedi- da em falhas normais, com orientação similar às mentação Barreiras ocorreu provavelmente duran- das outras duas bacias, embora ocorra deslocada te o Plioceno, quando o clima era semi-árido, sujei- para SE com relação ao trend estrutural. Segundo to a chuvas esporádicas torrenciais. Dessa forma, Riccomini (1989) a sedimentação caracteriza am- teriam formado-se amplas faixas de leques aluviais bientes continentais, com registros de sedimenta- no sopé das encostas constituídas pelas rochas do ção rudácea associada a leques aluviais proximais. embasamento (Ghignone, 1979). Nessa época o Estes gradam lateralmente para fácies distais mais nível do mar era mais baixo que o atual, e os sedi- finas (Formação Resende) e para ambientes fluviais mentos do Grupo Barreiras entulharam a platafor- de rios anastomosados (Formação São Paulo) daí ma continental (Bigarella & Andrade, 1964). A sedi- passando para uma sedimentação muito fina, de mentação Barreiras foi interrompida quando o cli- ambiente lacustre (Formação Tremembé). Esta últi- ma passou a ser mais úmido (Vilas-Boas et al., ma unidade litoestratigráfica não aflora no Estado 1979), e, no Pleistoceno, uma transgressão mari- do Rio de Janeiro. A sedimentação teria sido con- nha começou a erodir a porção mais externa do trolada, segundo o mesmo autor, pela implantação Grupo Barreiras, formando as falésias que ocorrem de um amplo sistema de riftes terciários, no Sudes- no Nordeste do Brasil. te do Brasil.

Bacias da Região Ocidental do Estado 8.1.5 Bacia de Resende

Nessa região a sedimentação terciária continen- Tem forma alongada na direção NE-SW com tal está representada por três pequenas bacias ex- aproximadamente 50km de eixo maior. Está expostas na extremidade nordeste do estado: Tauba- posta no mesmo trend estrutural da Bacia de Tau- té, Resende e Volta Redonda. Embora não tenham baté. continuidade física, provavelmente representam registros de uma única estrutura pretérita, confor- 8.1.6 Bacia de Taubaté me sugerem suas características sedimentares e evolução estrutural (Riccomini 1989). Relativamen- A Bacia de Taubaté aflora numa área restrita, site aos processos de abertura e implantação dessas tuada a oeste da cidade de Itatiaia.

–67– Geologia do Estado do Rio de Janeiro

CENOZÓICO/QUATERNÁRIO

9.1 Introdução fluviais grosseiros, que se intercalam com depósi- tos coluvionares de encosta, acumulados no pie- Na região costeira do Estado do Rio de Janeiro monte, compondo um amplo sistema de leques alu- ocorre uma série de ambientes de sedimentação viais coalescentes que nas suas porções distais se quaternária, associados a sistemas deposicionais interdigitam com sedimentos deltaicos, lagunares de origem continental e transicional/marinho. Este e marinhos. conjunto faz contato, para o lado continental, com Instalados parcialmente sobre os depósitos con- rochas do embasamento de diferentes litologias e tinentais ocorre um complexo de ambientes resul- idades, e para o lado oceânico com uma ampla pla- tantes de processos costeiros afetados pelas varia- taforma continental constituída por uma sedimenta- ções que o nível relativo do mar sofreu no Quaterná- ção marinha quaternária, onde ocorrem depósitos rio, controladas pela glácio-eustasia, que fizeram relictos e modernos que repousam discordante- com que a planície costeira evoluísse para leste. mente sobre as unidades estratigráficas terciárias da Bacia de Campos. Os depósitos sedimentares quaternários ocorrentes na região costeira do esta- 9.2 Ambientes de Sedimentação Continental do do Rio de Janeiro são mais bem desenvolvidos no porção que vai de Niterói até o limite com o Esta- 9.2.1 Depósitos Colúvio-Aluvionares (Qc) do do Espírito Santo, do que no setor de Parati até Mangaratiba. A deposição dos sedimentos colúvio-aluviona- O desenvolvimento desta planície costeira foi, res niciou-se provavelmente no Terciário, e os pro- em grande parte, guiado pelas direções estruturais cessos responsáveis por sua gênese perduraram do embasamento, que exerceram controle sobre a por todo Quaternário, podendo ser constatados até formação de baías e sobre a disposição dos rema- nos dias atuais. As fácies proximais envolvem cas- nescentes rochosos interiores às antigas baías que calhos, areias e lamas resultantes da ação de pro- passaram a receber sedimentos provenientes das cessos de fluxos gravitacionais e aluviais de trans- terras altas. porte de material de alteração das vertentes. O A parte interna da planície é marcada pelos va- acúmulo de material detrítico originou rampas de les de fundo plano, preenchidos por sedimentos colúvio (predomínio de material fino) e depósitos de

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tálus (predomínio de material grosseiro) junto à por Bittencourt et al. (1979) na costa nordeste. Ge- base e à meia-encosta dos morros. São materiais neticamente relacionam-se ao último evento trans- que sofreram transporte por gravidade, por movi- gressivo marinho ocorrido no Pleistoceno, por volta mentos de massa do tipo rastejo ou escorregamen- de 123.000 anos atrás. As fácies arenosas que o tos. Sua morfologia pode ser atribuída em parte à constituem são interpretadas como sendo de ori- existência de vários pontos de afluxo sedimentar gem praial marinha e/ou lagunar, recobertas por que favorecem a coalescência dos leques, assim areias eólicas. As fácies praiais são compostas por como também a efeitos de retrabalhamento e pos- areias quartzosas, médias até muito finas, de colo- terior erosão. Encontram-se constituídos por mate- ração amarelo-claro até acastanhado, eventual- rial de espessura, extensão e granulometria varia- mente contendo estruturas sedimentares do tipo da, que envolve desde argila até blocos de rocha e estratificação cruzada acanalada (3D) e tubos fós- matacões provenientes do embasamento. seis de Callichirus major (Fig. ), quando de origem Na porção mais distal deste conjunto ocorrem marinha. As fácies eólicas que encontram-se so- sedimentos arenosos e lamosos, eventualmente brejacentes são compostas de areias quartzosas, com cascalheiras, localizados em regiões de baixa de granulometria fina e coloração amarelo-acasta- declividade e ao longo das drenagens. Apresen- nhado até avermelhado, muitas vezes enriqueci- tam-se geralmente bem estratificados, refletindo das em matriz secundária composta por argilas e deposição a partir de fluxos torrenciais canalizados óxidos de ferro. e não canalizados. Em algumas situações, obser- Estruturas plano-paralelas e do tipo estratifica- va-se o seu interdigitamento com depósitos deltai- ção cruzada acanalada (3D), também eventual- cos, lagunares ou praiais marinhos. Encontram-se mente observadas em afloramentos pleistocêni- subdivididos em depósitos de fundo de canal, de cos, sugerem que a deposição nestes ambientes planície de inundação, de rompimento de diques possa ter sido controlada por correntes de marés e marginais (crevasse splay) e de meandro (barra de a sedimentação resultante estar relacionada a uma pontal). Nos depósitos de fundo do canal (depósi- fácies de preenchimento de canais de marés. Ge- tos residuais de canais), ocorrem areias e casca- ralmente, este pacote encontra-se parcialmente re- lhos depositados através da carga de tração. Os trabalhado e recoberto por areias eólicas desprovi- depósitos de planície de inundação caracteri- das de estruturas. Estes afloramentos correlacio- zam-se por sedimentação lamosa, acumulada nam-se à um antigo nível médio do mar, que se si- quando há o transbordamento do leito do rio em pe- tuava a aproximadamente 8,0 m acima do atual. ríodos de cheia. Os depósitos de rompimento de di- Segundo Martin et al. (1997), na planície situada ques marginais envolvem deposição por tração e na desembocadura do rio Paraíba do Sul, os depó- suspensão, portanto, areia e lama. E nos depósitos sitos arenosos pleistocênicos são bem desenvolvi- de meandro ocorre sedimentação essencialmente dos, sobretudo na porção sul, entre Barra do Fura- arenosa, e a deposição dá-se principalmente atra- do e Macaé. A altitude da parte externa desse terra- vés de tração e alguma suspensão (topo da barra). ço é pequena e a partir da lagoa de Carapebus, as areias da praia atual (único testemunho de depósi- tos arenosos holôcenicos) transgridem sobre as 9.3 Ambientes de Sedimentação Transicional/ areias pleistocênicas. A presença de cristas praiais Marinho na superfície dos depósitos arenosos pleistocêni- cos indica que esses terraços não foram afogados Depósitos Pleistocênicos durante a última transgressão, sugerindo que essa zona tenha sofrido subsidência durante os últimos 9.3.1 Depósitos Praiais Marinhos e/ou milhares de anos, isto é, após 5,1ka. Lagunares (Qpm) Na região do rio das Ostras, a maior parte dos depósitos arenosos litorâneos deve ser de idade Os depósitos praiais marinhos e/ou lagunares, pleistocênica. Ao norte, eles são relativamente im- de idade pleistocênica, do litoral carioca são simila- portantes e o terraço, como ao sul da planície cos- res aos depósitos do Sistema Laguna-Barreira III teira da foz do rio Paraíba do Sul, apresenta cicatri- da Província Costeira do Rio Grande do Sul (Vill- zes características da antiga drenagem que estava wock et al.,1986), ou aos da Trangressão Cananéia ativa quando o nível de base era inferior ao atual. (Suguio & Martin, 1978) da costa paulista, ou então Entre Rio das Ostras e Barra de São João, os de- aos da Penúltima Transgressão, assim designados pósitos pleistocênicos reduzem-se a uma faixa es-

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treita na margem oceânica e alguns vestígios rumo antes de 5.1 ka. Ireland (1987), em um trabalho so- ao interior. Nos vales maiores, hoje ocupados pelos bre a história das lagunas na região de ltaipu-Mari- rios São João e Una, esses vestígios mais ou menos cá, chegou à mesma conclusão e atribuiu uma ida- erodidos ganham maior importância. de pleistocênica para a barreira interna. Do mesmo Entre Cabo Frio e Arraial do Cabo, a maior parte modo, parece que a parte interna da barreira única dos depósitos arenosos litorâneos também deve que fecha a laguna de ltaipu é de idade pleistocêni- ser de idade pleistocênica. Essa informação está ca, pelas características do afloramento que ocorre baseada sobre uma idade radiocarbono superior a no canal que faz a ligação da laguna com o oceano. 30ka , além de forte impregnação por ácidos húmi- Na região da Barra da Tijuca, tem-se a presença cos em profundidade e ausência total de conchas, da barreira arenosa pleistocênica entre as lagoas que são bastante abundantes nas areias holocêni- de Jacarépaguá e de Marapendi. Na região costei- cas circundantes. Esses depósitos arenosos pleis- ra que margeia as baías de Sepetiba, Mangaratiba tocênicos, parcialmente recobertos de dunas holo- e Ilha Grande não são observados depósitos sedi- cênicas, parecem ter sido preservados da erosão mentares de idade pleistocênica. marinha por ocasião da transgressão holocênica, graças à presença de rochas cristalinas da região do Arraial do Cabo. Depósitos Holocênicos Entre Arraial do Cabo e Niterói, ocorrem freqüen- temente duas barreiras arenosas separadas por Apoiado, em parte, nos depósitos pleistocênicos uma zona baixa ocupada por lagunas. Muehe e nas litologias do Grupo Barreiras, desenvolveu-se (1982) e Coelho Neto et al. (1986) atribuíram idade na região costeira durante o Holoceno, um comple- holocênica para essas duas barreiras. Entretanto, xo de ambientes deposicionais compreendendo sondagens efetuadas na zona baixa entre as bar- depósitos flúviolagunares e depósitos praiais mari- reiras mostraram que sob os sedimentos laguna- nhos e/ou lagunares. res existem areias impregnadas de ácidos húmi- De maneira geral, esses depósitos estão relacio- cos, e datações indicaram que as lagunas existiam nados aos processos costeiros associados ao

Figura 13 -– Estruturas biogênicas (Callichirus major), freqüentemente observadas em depósitos marinhos praiais pleistocênicos. Figure 13 – Biogenic structures (‘Callichirus major’), commonly found in Pleistocenic beach deposits.

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auge da última fase transgressiva do nível relativo guiu, o rio iniciou sua progradação através de um do mar e sua posterior regressão (<5,1ka). O even- delta intralagunar. to possibilitou a formação de uma nova barreira Litologicamente, estes depósitos encontram-se arenosa próximo à antiga planície costeira pleisto- registrados na área através de uma extensa sedi- cênica, assim como a ingressão marinha pelos va- mentação superficial areno-lamosa, sobrejacente a les preexistentes, restabelecendo boa parte dos camadas de areias biodetríticas e sedimentos la- sistemas lagunares presentes na costa que, acom- mosos de fundo lagunar. Em algumas áreas tem-se panhando a posterior progradação da barreira, a presença de turfas. evoluiram para um conjunto de ambientes sedimentares. 9.5 Depósitos Praiais Marinhos e/ou Antigas linhas de costa, marcadas por paleofalé- Lagunares (Qhml) sias esculpidas nos terrenos pleistocênicos, hoje o limite interno dos terraços holocênicos, mostram Os depósitos Praiais Marinhos e/ou Lagunares que no máximo desta transgressão o mar atingiu podem ser correlacionados aos depósitos da aproximadamente 4,8m acima do atual na região. A Transgressão Santos (Suguio & Martin, 1978) da presença de diversos terraços, em diferentes co- costa paulista, ou aos da Última Transgressão (Bit- tas, e o truncamento de feições morfológicas preté- tencourt et al., 1979) da costa do nordeste. São ritas que hoje se observam em meio a área ocupa- também similares aos depósitos do Sistema Lagu- da por depósitos fluviolagunares e também ao lon- na-Barreira IV (Villwock et al., 1986), da costa go da atual costa lagunar, mostram que nos últimos sul-rio-grandense. 5.000 anos a área passou por pequenas transgres- A ilha-barreira holocênica é composta por fácies sões e regressões. praiais marinhas com recobrimento eólico. As fáci- O assoreamento da área produzido pela chega- es praiais marinhas são constituídas por areias da de sedimentos fluviais, somado à remobilização quartzosas esbranquiçadas, finas a médias, bem destes pelos agentes da dinâmica costeira, ondas selecionadas, apresentando estratificação pla- e correntes litorâneas atuantes no interior dos cor- no-paralela com mergulho suave em direção ao pos lagunares, proporcionaram a sua segmenta- mar. O pacote eólico que a recobre é constituído ção. A progradação de margens pantanosas e o por areias com características semelhantes, de crescimento de praias e pontais arenosos são res- granulometria mais fina e que se apresentam na for- ponsáveis pela sua configuração atual. Os sedi- ma de depósitos eólicos mantiformes, quando mentos acumulados nas depressões lagunares ocorrentes muito próximos à linha de costa, ou na constituem um pacote composto por intercalações forma de dunas transgressivas, quando mais inte- de areias, lamas, biodetritos carbonáticos e turfas, riorizadas. produzidas nos diversos ambientes deposicionais Diferentemente da barreira pleistocênica, po- que ainda hoje estão atuantes na área. dem conter grandes quantidades de conchas, não são impregnados de ácidos húmicos e exibem ali- 9.4 Depósitos Fluviolagunares (Qhfl) nhamentos de cristas praiais mais contínuos e pouco espaçados. Os depósitos Flúvio-Lagunares estão genetica- Segundo Martin et al. (1997), depósitos de areias mente relacionados a episódios distintos de pro- marinhas holocênicas ocorrem de modo pratica- gradação fluvial sobre um ambiente transicio- mente contínuo ao longo do litoral estudado. Entre- nal/marinho raso, possivelmente em função de va- tanto, a sua importância varia muito em função da riações climáticas e/ou glácio-eustáticas. Estas fei- configuração do litoral, apresentando-se com ex- ções encontram-se bem representadas na região tensões de algumas dezenas de metros até vários de Campos, onde infere-se que esta área represen- quilômetros. Eles são pouco desenvolvidos nas tava um ambiente do tipo laguna-barreira no auge porções convexas ou retilíneas e podem atingir vá- da transgressão marinha holocênica (5,1ka). Re- rios quilômetros de largura próximos a desemboca- manescentes desta paleolaguna encontram-se duras fluviais mais importantes, como as associa- hoje representados pelo conjunto de lagoas exis- das ao rio Paraíba do Sul. tentes ao longo da planície, onde se destaca a La- Os depósitos praiais lagunares, ocorrentes na goa Feia. No auge da transgressão holocênica, o região de retrobarreira, são formados pela sedi- rio Paraíba do Sul desaguava na margem oeste da mentação subaérea que margeiam os corpos laguna e, com a fase regressiva marinha que se se- aquosos costeiros. Encontram-se constituídos por

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sedimentos arenosos com boa maturidade textural como na planície costeira do rio Paraíba do Sul. e mineralógica, exceto quando integram margens Essas lagunas podem ser exemplificadas pelas la- internas adjacentes ao embasamento, quando goas Salgada, das Ostras, da Flecha e Mololô, to- apresentam areias arcosianas ou líticas, ricas em das na região do cabo de São Tomé, que foram for- seixos e cascalhos. Estes depósitos encontram-se madas na retaguarda de esporões arenosos cons- interdigitados com depósitos fluviais ou depósitos truídos pela deriva litorânea que, ao se afastar da de fundo lagunar. praia, acabou por isolar uma zona de antepraia que Segundo Martin et al. (1997), os sistemas lagu- foi ocupada pelas lagunas. nares holocênicos ocorrem nas zonas baixas, se- No setor compreendido entre Cabo Frio e Niterói, parando terraços arenosos pleistocênicos e holo- existem dois sistemas lagunares. O mais interno é cênicos ou nos cursos inferiores de grandes vales formado por grandes lagunas que se situam entre não-preenchidos por sedimentos fluviais, sendo as formações cristalinas e a barreira arenosa pleis- constituídos por sedimentos sílticos e/ou are- tocênica, tais como, Araruama, Saquarema, Guara- no-argilosos ricos em matéria orgânica, podendo pina e Maricá. Mais ao sul, entre a Ponta do Arpoa- freqüentemente conter grande quantidade de con- dor e a Pedra da Macumba, no extremo-sul do Re- chas de moluscos de ambientes lagunares. Por creio dos Bandeirantes, ocorrem as lagoas Rodrigo ocasião da fase de submersão, que antecedeu o ní- de FreitaseadeMarapendi. vel máximo de 5,1ka, o litoral foi invadido pelo mar, Por razões locais, que compreendem as carac- formando sistemas lagunares que se estabelece- terísticas morfológicas, a baixa taxa de sedimenta- ram por detrás das ilhas-barreiras como nas de- ção e a variação do nível relativo do mar, diferentes sembocaduras do rio Paraíba do Sul ou nos cursos em relação a outras áreas, essas lagunas não fo- inferiores de rios, como nos casos de Macaé e São ram ressecadas. Entre as barreiras arenosas, pleis- João. Após 5.1 ka, em conseqüência do abaixa- tocênica e holocênica, originou-se um segundo sis- mento do nível relativo do mar, essas lagunas ten- tema de lagunas formado por ocasião do máximo deram à ressecação, ao mesmo tempo em que da última transgressão. Essas lagunas são peque- eram colmatadas e substituídas por áreas pantano- nas e pouco profundas e com tendência à resseca- sas. As subidas do nível marinho, que ocorreram ção. Na altura da laguna de Araruama, o segundo entre 3,9 - 3,6 ka e 2,8 - 2,5ka, promoveram a reocu- sistema apresenta-se segmentado em um rosário pação parcial dessas lagunas. de pequenas lagunas independentes, entre as As fácies paludiais do sistema lagunar holocêni- quais destaca-se a laguna Vermelha. co, que englobam turfeiras, pântanos e alagadiços, Ainda segundo Martin et al. (1997), a presença têm sua origem associada ao processo natural de da ressurgência local nessa região, enseja o apare- colmatação de corpos aquosos costeiros, que vão cimento de um microclima semi-árido. Em conse- sendo progressivamente vegetados à medida que qüência disso, a laguna de Araruama e as lagunas suas lâminas d’água diminuem. Segundo Villwock menores do segundo sistema são hipersalinas. & Tomazelli (1995) essas transformações são con- Essa hipersalinidade tem propiciado condições es- troladas basicamente por quatro mecanismos prin- peciais de sedimentação, sobretudo nas pequenas cipais: (1) as variações do nível de base regional, lagunas do segundo sistema, que são caracteriza- incluindo o lençol freático, que acompanha as flu- das pela sedimentação carbonática (Patchineelam tuações holocênicas do nível relativo do mar; (2) o et al., 1984; Santelli, 1988). A intensidade da ressur- progressivo avanço da vegetação marginal dos gência é variável e, conseqüentemente, as condi- corpos aquosos; (3) o aporte de sedimentos clásti- ções do microclima e as salinidades das lagunas cos trazidos pelos cursos fluviais; e (4) a migração Araruama e Vermelha também sofrem modifica- das dunas eólicas livres que avançam pelo flanco ções. Desta maneira infere-se que as condições de leste destes ambientes. Estes mecanismos contro- sedimentação tenham também mudado e, igual- lam não somente a velocidade em que transcorrem mente, poderiam ser explicadas as variações dos os processos evolutivos, mas também a natureza tipos de carbonatos encontrados em profundida- textural e composicional das fácies que se acumu- de, que passam de aragonita para dolomita. De lam nos diversos ambientes deposicionais. modo análogo, os períodos de grande proliferação Martin et al. (1997) citam que, além das lagunas de moluscos na laguna de Araruama poderiam ser de porte maior, ocorrem também lagunas alonga- explicados por flutuações de salinidade. das no meio de terraços arenosos holocênicos, for- Apesar de não cartografados, são encontrados madas durante o abaixamento do nível marinho, depósitos de manguezais em vários setores do lito-

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ral estudado, correspondentes a fundos de baías, a is que fazem parte do sistema de drenagem fluvial bordas de canais de maré e a porções inferiores de pleistocênica, gerando depósitos deltaicos e fluvia- vales fluviais. Eles são caracterizados por sedimen- is. tos em geral pelíticos, localmente arenosos e quase A partir de ± 17ka, as calotas polares iniciaram sempre ricos em matéria orgânica, podendo conter sua retração e o nível do mar começou a subir, dan- fragmentos de madeira e conchas de moluscos. do início à transgressão holocênica. Em função das flutuações na atividade glacial, o processo transgressivo não se deu de forma regular e contínua, 9.6 Evolução Geológica Tércio-Quaternário mas sim com taxas de ascensão variáveis, com pe- ríodos de estabilização ou mesmo de reversões No Terciário, durante o máximo da regressão menores. O processo transgressivo holocênico fez marinha pliocênica, o nível do mar situava-se no mí- com que os paleocanais pleistocênicos fossem nimo a 100m abaixo do atual e, desta maneira, se- afogados. Os depósitos relictos deltaicos e fluviais gundo Bigarella & Andrade (1964), grande parte da da plataforma foram retrabalhados e serviram plataforma adjacente teria sido coberta por sedi- como fonte de sedimentos para a formação das mentos continentais, depositados sob condições ilhas barreiras holocênicas. As recém-formadas de clima semi-árido na forma de leques aluviais que barreiras foram barradas em sua migração em dire- se desenvolveram a partir das encostas do emba- ção ao continente pela presença de altos topográfi- samento, onde se encontram parcialmente preser- cos, assim como por uma reduzida elevação do ní- vados até hoje. vel do mar e no suprimento de sedimentos. O siste- No Quaternário, a margem continental sul brasi- ma moderno de ilhas barreiras encontra-se, portan- leira teve seu desenvolvimento marcado por uma to, superposto em uma superfície altamente irregu- série de fenômenos de magnitude planetária, onde lar de ravinamento pleistocênica. os mais importantes foram a tectônica global, o cli- O auge desta fase transgressiva marinha ocor- ma, as variações do nível do mar e as modificações reu há 5,1ka, resultando na ingressão marinha pe- do geóide em resposta às mudanças na distribui- los vales preexistentes, restabelecendo os antigos ção das massas de gelo e de água sobre sua su- corpos aquosos costeiros. perfície. Os dados obtidos através de datação por 14C De alguma maneira, todos esses fenômenos sugerem que por volta de 5,1 ka o nível do mar este- contribuíram para a evolução dessa região, porém ve mais alto que o atual, ampliando as áreas lagu- o mais importante foi a influência que as variações nares, muitas vezes transformando-as em baías ou do nível do mar exerceram sobre a construção das sistemas laguna-barreira, talvez em melhores con- planícies costeiras. No decorrer dos ciclos trans- dições climáticas, elementos que favoreceram o gressivos e regressivos marinhos, resultantes des- grande desenvolvimento da fauna de moluscos da sas variações basicamente controladas pela glá- região. O posterior abaixamento do nível do mar cio-eustasia, instalou-se sobre os depósitos conti- causou a gradual transformação das lagunas em nentais um conjunto de ambientes sedimentares, lagos de água doce e finalmente pântanos. Por ou- fazendo com que a planície costeira evoluísse para tro lado, as flutuações do nível marinho de pequena leste. amplitude e de curta duração subseqüentes foram As características dos depósitos arenosos pleis- muito importantes no desenvolvimento das por- tocênicos ocorrentes na área de estudo sugerem ções mais novas da planície costeira situada na de- que estejam relacionados ao evento interglacial sembocadura do rio Paraíba do Sul. ocorrido há 120ka, correlacionado ao período inter- Um modelo detalhado de formação da planície glacial Riss/Wurm (+ Sangamoniano), do Hemisfé- costeira situada na desembocadura do rio Paraíba rio Norte. do Sul é sugerido por Martin et al. (1997). Esses au- A fase regressiva subseqüente, correspondente tores citam que reconstruções paleogeográficas ao último glacial, estendeu-se até ± 17ka, levando o baseadas em cartografia pormenorizada, acompa- nível do mar a aproximadamente 120m abaixo do nhadas de datações pelo radiocarbono, além do atual. Nestas condições, a planície costeira que se conhecimento das variações do nível relativo do estendia até a quebra da plataforma continental de mar no decorrer dos últimos 7.000 anos e suas con- hoje, era retrabalhada pelos sistemas fluviais. A seqüências na sedimentação litorânea, bem como erosão fluvial dissecou a plataforma continental in- uma análise detalhada da geometria dos alinha- terna, resultando na formação de numerosos cana- mentos de antigas cristas praiais, permitiram esta-

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belecer as diferentes etapas na evolução dessa lagunar. Dessa maneira, conchas de moluscos planície costeira. Os primeiros estádios do modelo coletadas nos sedimentos lagunares acusaram geral de evolução do litoral brasileiro entre Macaé idades compreendidas entre 7,0 e 5,1ka (lagu- (RJ) e Maceió (AL) são aplicáveis à planície costei- na dominada pelo oceano), enquanto que as ra do rio Paraíba do Sul. A partir do estádio corres- idades compreendidas entre 5,0 e 4,0ka foram pondente à fase final da última grande transgres- obtidas em pedaços de madeira (laguna domi- são, alguns traços essenciais puderam ser estabe- nada pelo rio). lecidos, tais como: · Existência, na porção externa das ilhas-barrei- · A construção da parte holocênica dessa planície ras, de terraços arenosos recobertos por cristas iniciou-se com a formação de um sistema lagu- praiais, mostrando a existência de importantes na-barreira. Datações pelo radiocarbono de con- discordâncias correspondentes a sucessivos chas ou pedaços de madeira coletados nesses períodos de sedimentação e erosão, resultantes sedimentos mostraram que esse sistema já exis- de modificações na hidrodinâmica litorânea. tia em torno de 7,0ka, época na qual o nível do Estas, por sua vez, são uma conseqüência de va- mar nessa região era semelhante ao atual. Nessa riações do nível relativo do mar ou de inversões época as ilhas-barreiras deviam situar-se em po- nos sentidos de deriva litorânea. Alguns períodos sição mais externa, tendo atingido as suas posi- de elevação, intercalados por fases de abaixa- ções finais na época correspondente ao nível mento, puderam ser estabelecidos: máximo da transgressão holocênica, em torno de · Fase de elevação até 5,1ka; 5,1ka. II. Fase de abaixamento entre 5,1 e 3,9ka, com · Existência de um vasto delta intralagunar que co- rápida aceleração entre 4,2 e 3,9ka; meçou a se formar a partir do momento em que III. Fase de elevação rápida entre 3,9 e 3,6ka; apareceu a laguna (corpo permanente de água IV. Fase de abaixamento entre 3,6 e 2,8 ka, com em relativo repouso). Entretanto, até o máximo da rápida aceleração entre 3.0 e 2.8 ka; transgressão (5,1ka), a laguna foi dominada pelo V. Fase de elevação rápida entre 2,8 e 2,5 ka; e mar em ascensão, que pode ter-se constituído VI. Fase de abaixamento regular a partir de em um freio ao desenvolvimento do delta intra- 2,5ka.

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–85– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

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–86– Geologia do Estado do Rio de Janeiro

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–87– Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil

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–88– MINISTÉRIO DE MINAS E ENERGIA SECRETARIA DE MINAS E METALURGIA

Ministro de Estado José Jorge de Vasconcelos Lima Secretário Executivo Luiz Gonzaga Leite Perazzo Secretário de Minas e Metalurgia Luciano de Freitas Borges

COMPANHIA DE PESQUISA DE RECURSOS MINERAIS – CPRM Serviço Geológico do Brasil

Diretor-Presidente Umberto Raimundo Costa Diretor de Hidrologia e Gestão Territorial Thales de Queiroz Sampaio Diretor de Geologia e Recursos Minerais Luiz Augusto Bizzi Diretor de Administração e Finanças Alfredo de Almeida Pinheiro Filho Diretor de Relações Institucionais e Desenvolvimento Paulo Antonio Carneiro Dias Chefe do Departamento de Geologia Carlos Schobbenhaus Filho

SUPERINTENDÊNCIAS REGIONAIS

Superintendente de Belém Xafi da Silva Jorge João Superintendente de Belo Horizonte Osvaldo Castanheira Superintendente de Goiânia Mário de Carvalho Superintendente de Manaus Fernando Pereira de Carvalho Superintendente de Porto Alegre Cladis Antonio Presotto Superintendente de Recife Marcelo Soares Bezerra Superintendente de Salvador José Carlos Vieira Gonçalves da Silva Superintendente de São Paulo José Carlos Garcia Ferreira Chefe da Residência de Fortaleza Clodionor Carvalho de Araújo Chefe da Residência de Porto Velho Rommel da Silva Sousa Departamento de Apoio Técnico Sabino Orlando C. Loguércio

Divisão de Cartografia Paulo Roberto Macedo Bastos

Divisão de Editoração Geral Valter Alvarenga Barradas

EQUIPES DE PRODUÇÃO

Cartografia Digital

Afonso Henrique S. Lobo Leila Maria Rosa de Alcantara Carlos Alberto da Silva Copolillo Luiz Cláudio Ferreira Carlos Alberto Ramos Luiz Guilherme de Araújo Frazão Elcio Rosa de Lima Marco Antonio de Souza Hélio Tomassini de O. Filho Maria Luiza Poucinho Ivan Soares dos Santos Marília Santos Salinas do Rosário Ivanilde Muniz Caetano Paulo José da Costa Zilves João Batista Silva dos Santos Regina de Sousa Ribeiro João Carlos de Souza Albuquerque Risonaldo Pereira da Silva Jorge de Vasconcelos Oliveira Wilhelm Petter de Freire Bernard José Carlos Ferreira da Silva Julimar de Araújo José Pacheco Rabelo

Editoração

Antonio Lagarde Pedro da Silva Jean Pierre Souza Cruz Sandro José Castro José Luiz Coelho Sergio Artur Giaquinto Laura Maria Rigoni Dias CRÉDITOS DE AUTORIA

Equipe Execu to ra :

Mar ce lo Eduar do Dantas, Carlos Osório Ferre i ra, Antonio Ivo Mene zes Me di na, Regi na Célia Gi me nez Armesto, Pedro Pau lo Osório Ferrre i ra, Adria na Gomes Nasci men to e Carla Ve rô ni ca da Sil va

Co pi des ca gem/Re vi são: Sue li Cardo so de Araú jo e Sergio Artur Giaquin to

Coor de na ção: Cássio Rober to da Sil va Anto nio Ivo de Mene zes Medi na

Execu ta do pela Compa nhia de Pesqui sa de Recur sos Mine ra is – CPRM Depar ta men to de Gestão Terri to ri al – DEGET e Depar ta men to de Informa ções Insti tu ci o na is – DEINF

Coor de na ção Edito ri al a cargo da Divi são de Edito ra ção Geral – DIEDIG Depar ta men to de Apoio Técni co – DEPAT

Dantas, Marce lo Eduardo D192 Geo mor fo lo gia do Estado do Rio de Ja ne i ro / Marce lo Eduar do Dantas. – Brasí lia: CPRM, 2000. 1CD-ROM.

Estudo Geo am bi en tal do Estado do Rio de Ja ne i ro. Execu ta do pela CPRM – Servi ço Geo ló gi co do Brasil. Depar ta men to de Gestã o Ter ri to ri al e De par ta men to de Infor ma ções Insti tu ci o na is.

1. Geo mor fo lo gia – Rio de Ja ne i ro. 2. Uso do Solo – Rio de Ja ne i ro. I. CPRM – Servi ço Geo ló gi co do Brasil. II. Tí tu lo.

CDD 551.41 in ure strain in situ) Serra do Ipiranga strain 5t in situ. train, mingling mixing P1jf stocks ; Leucogranito tipo-S com muscovita, granada e biotita, de granulação média, N3 N3 N3 in situ ( 5am); 4 S-type, muscovite-garnet-biotite bearing, with medium-grained granoblastic textures and Hornblenda-biotita granitóide de granulação grossa e composição expandida de tonalítica a granítica, Fácies metaluminosa do Granito Corcovado com hornblenda e biotita como minerais acessórios; Local, metaluminous hornblende-biotite bearing,Corcovado granite, facies, locally with orthopyroxene- I-type, hornblende-biotite coarse-grained granitoid with expanded tonalitic to granitic, with calc-alkaline Quebra Cangalha Granite (N 3aq); ; Serra das Abóboras Granite (N 3as); Serra da Concórdia Granite Clinopyroxene-orthopyroxene-hornblende-biotite granulite-facies, chiefly TTG orthogneisses of enderbitic Granada-biotita-sillimanita gnaisse quartzo-feldspático (metagrauvaca), com bolsões e veios anatéticos Vassouras Granite ( 4gv); Serra da Bocaina Granite ( 4gs); Parati Granite ( 4gp), Serra do Ipiranga Archer gneiss (N 1ra); Tingüi Gneiss (N 1rt); Trajano de Moraes Complex (N 1rtm); Capim-Angola Complex Granito tipo-S com granada, muscovita e biotita, textura megaporfirítica (augen) com superposição Granito Quebra Cangalha (N 3aq); Granito Serra das Abóboras (N 3sa); Granito Serra da Concórdia Itajara Granite , grey-coloured facies (N 3sai). Serra do Lagarto Granite( ps); Paiol Velho Granite( pv). Santa Terezinha Granite (N 2ds); Carapebus Granite (N 2dca); Serra da Concórdia Granite ( N 2dsc). Ortognaisse bandado, TTG, de granulação grossa, texturas porfiríticas recristalizadas e augen, com forte Gnaisse Archer (N 1ra); Gnaisse Tingüi (N 1rt) Complexo Trajano de Morais (N 1rtm); Complexo Capim S-type, garnet-muscovite-biotite bearing granite, with megaporphyritic (augen) textures and strong thrust- Granito Vassouras ( gv); Granito Serra da Bocaina ( 4gs); Granito Parati ( 4gp),Granito Granito Itajara (N 3sai). Granito Serra do Lagarto (N 3ps); Granito Paiol Velho (N 3pv) Granito Santa Terezinha (N 2ds); Granito Carapebus (N 2dca); Granito Serra da Concórdia (N 2dsc). Valão do Bambuí Granite ( vb). Ubatuba Charnockite (N 2iu). : : : : Granito Valão do Bambuí (N 3vb). : : Clinopiroxênio-ortopiroxênio-hornblenda-biotita ortognaisses tipo TTG, com freqüentes intercalações de Garnet-biotite-sillimanite quartzofeldspathic gneiss (metagreywacke), locally bearing graphite-rich domains; Charnoquito Ubatuba (N 2iu). Biotite-hornblende TTG, coarse-grained, banded orthogneiss with strong thrust-related planar fabrics and in situ, in situ -- ou injetados de composição granítica. Intercalações de gnaisse calcissilicático e quartzito freqüentes. Variedades com cordierita e 4g -type, coarse-grained megaporphyritic biotite granite, rich in lenses and enclaves of mafic and quartz-dioritic compositions. Some Lagoonal/Marine Beach Deposits Bela Joana Suite Amphibole bearing ultramylonitic I-typezones, locally displaying pink-coloured in situ syenogranite charnockitisation patches (S-C and feldspar tectonite), microporphyroclasts. occurring in high-strain late-transcurrent shear Biotite-hornblende foliated I-type granite, with mylonitic, porphyroclastic textures. plutons show marginal foliation (Garnet)-two micas S-type foliatedremnants. Also granite, comprises (sillimanite)-(garnet)-(muscovite)-biotite with leucogranite, with coarse-grained black tourmaline equigranular as to accessory. porphyritic texture,(N rich 3asc); Serra das in Frecheiras Granite country-rock (N paragneiss 3af); Parati-Mirim Granite (N 3ap),Serra do Ipiranga Granite (N 3ai) Garnet-two micas S-Typerestites. granite, showing strong strike-slip related foliation, with domains rich in metasedimentary country-rocks Garnet-hornblende-biotite tonalite toperaluminous granite garnet-rich S-type with and metaluminous hornblende porphyritic rich I-type (porphyroclastic) undiscriminated domains. texture and strong foliation. Mixed suite comprising Hornblende-biotite foliated granite and granodiorite with prophyritic texture, associated to S-type leucogranite. Hornblende-clinopyroxene-orthopyroxene charnockite, norite,grained magmatic with textures and minor discrete foliation. Locally quartz-diorite garnetiferous domains and are found. quartz-mangerite. Medium to coarse- C-type granite: garnet-hornblende-clinopyroxene-orthopyroxenefoliated charnockite bearing with minor enderbite coarse-grained and equigranular norite associated. to porphyritic, isotropic to related, solid-state fabrics overprinted.aplitic Widespread dykes (co). xenoliths and restites of paragneiss asbearing well pockets (charnockitic as patches) (pa). late-tangencial intrusive S-type strong thrust-related planar gneissic fabrics. Abundant paragneiss xenoliths (cv). S-type garnet-muscovite-biotite bearing granite, withrelated coarse-grained granoblastic solid-state to fabrics. porphyritic Locally (augen)of garnet-orthopyroxene textures bearing and partly strong melted paragneiss charnockitic strike-slip occur domains throughout and patches (injection are migmatite facies). found. Xenoliths and restites Maciço alcalino de Canaã Nefelina sienito,sienito, traquito albita-microclina-nefelina com banda-mento magmático e sienito/lichtfieldito, pegmatitos nordmarkito, deCanaã estágios Alkaline tardios Massif com foiaito, safirina. Nepheline pulaskito, syenite, albite-microcline-nepheline hornblenda syenite/lichtfieldite,syenite, nordmarkite, trachyte sienito, with foyaite, magmatic banding pulaskite, and hedenbergita late hornblende stage syenite, saphirine-bearing pegmatites. hedenbergite Granitóides pós-tectônicos (Hornblenda)-biotita granitóides do tipo-I,fluxo magmático de preservada. granulação Ocorrem finaOcorrem também a como como plútons média, corpos homogêneos, textura tabulares,abundantes. algumas eqüigranular vezes diques, a 1) com evidências porfirítica Granito de magma localmente SãoGranito com Pedro; Cassorotiba; foliação 2) 7) de Granito Granito Teresópolis;Sana; São 8) 12) Granito José Granito Suruí; Favela; do 13) 9) Granito Ribeirão;Jardim; Granito Andorinha; 3) 18) 14) e Nova Granito Granito Friburgo; pequenos Granito Ipiranga; 10) Cajú;4) 15) batólitosGranito Mangaratiba; Granito Granito Morro Granito cortando do Cesário Morro 19) e Côco. Anta; Alvim; dos as 16) Granito 5) Frades; rochas Mambucaba; Maciço 11)Post-tectonic Granito regionais. Granito granitoids Pedra Utinga; 20) 17) Branca; Granito Granito 6) Silva Angra;I-type (Hornblende)-biotite 21) granitoids, Granito fine Carrasquinho; to .foliation. Fases medium Occur 22) aplíticas as grained, tardias tabular são Granito equigranular bodies, to dykes, Itaoca;zoned stocks porphyritic, with and 23) locally magma small mingling displaying batholiths and crosscutting preserved mixing theGranite; magmatic evidences. country-rocks. 3) Late flow Homogeneous Cajú aplitic plutons Granite; sometimes phasesNova 4) are Anta widespread. Friburgo Granite; 1) 5) São Granite; Pedra Pedro Branca 10) Granite;Cesário Massif; 2) Frades 6)Cassorotiba Alvim São Granite; José Granite; Granite; 7) do Teresópolis Ribeirão 11) 16) Granite;Granite; 8) Sana 21) Utinga Favela Granite; Granite; Granite; Carrasquinho 9) Granite; 12) 17) 22) Suruí Silva Itaoca Jardim Granite; Granite; 23)Plútons Granite; 13) Morro pós-tectônicos do 18) Andorinha máficos Côco Granite. toleíticos Mangaratiba Granite; Granite; 14)Complexo 19) Ipiranga Mambucaba Básico Granite; Granite; 15) dediorito 20) gnáissico Angra ( Gleba Ribeira:Amparo: olivina norito, gabro, 5g); olivina Gabro tonalito,peridotítica, Tijuca: diopsídio gabro, gabronorito peridotito, gabro melanorito,micronorito, lherzolito, alterado, micromelanodiorito, ( lherzolito augítico metamicrogabro, piroxênio ( anfibolito, tonalito,Post-tectonic diorito, mafic quartzo tholeiitic plutons 5am); diorito e Intrusão tonalitoGleba 5ar). ultrabásica ( Ribeira de Basic Areal:gneissic serpentinito, Complex: diorite 5t); ( peridotito norite, Maciço serpentinizado, gabróico olivine-gabbro, de Massif: brecha olivine-gabbro, 5g); melanorite, Tijuca Gabbro: micronorite, tonalite, altered gabbro, micromelanodiorite;peridotite, gabbro-norite lherzolite, pyroxene-tonalite, metamicrogabbro, augitic diorite, lherzolite ( amphibolite, quartzodiorite and tonalite 5ar). (Suíte Getulândia (Hornblenda)-biotita granito, tipo ); Amparo I, Gabbroic Arealcharnockitização de ultrabasic intrusion: granulação serpentinite, média, peridotite, porfirítico peridotitic breccia, (porfiroclástico),Plútons diopside foliado correlatos: a isótropo, com manchas localizadas localmente de com autólitos quartzoGetulândia dioríticos. Suite (Hornblende)-biotite I-type foliateddioritic autholiths granite, and with in situ medium-grained charnockitisation patches. porphyriticCorrelative Plutons: (porphyroclastic) texture,Granite ( locally displaying 4gsi), quartzo Arrozal Granite. - (Suíte Santo Antônio de Pádua 4ga). Plútons correlatos Santo Antônio de Pádua Suite Correlative plutons: Suíte Varre-Sai Plútons correlatos Varre-Sai Suite Correlative pluton: Suíte Pedra Selada Plútons correlatos Pedra Selada Suite Correlative plutons: Suíte Serra das Araras Plútons correlatos Serra das Araras Suite Correlative plutons: Granito Rio Turvo Rio Turvo Granite Suíte Angelim Angelim Suite Suíte Natividade Natividade Suite Suíte Ilha Grande Pluton Correlato: Ilha Grande Suite Correlative pluton: Suíte Bela Joana Suíte Rio de Janeiro Granito Corcovado Granito Pão de Açúcar Leucogranito gnáissico Cosme Velho Rio de Janeiro Suite Corcovado Granite Pão de Açúcar Granite Cosme Velh.o Leucogranite-gneiss Suíte Desengano Plútons correlatos Desengano Suite Correlative plutons: Suíte Serra dos Órgãos UnidadeSerra dos Órgãos Serra I ( si); Granito Arrozal ( 4ga). Sienogranito tipo-I, extremamente(tectonito S-C); deformado o em anfibólio é o zona principal acessório. Localmente são de observadas 'manchas' de cisalhamento charnockitização transcorrente de alto s com textura ultramilonítica Biotita-hornblenda granito foliado do tipo-I com textura milonítica(porfiroclástica). Biotita granitóide tipogrossa, rico I, em lentes com e textura enclaves de equigranular seriada composição máfica a ou quartzodiorítica. porfirítica, Alguns plútons com exibem foliação sobreposição de local borda de textura milonítica, de granulação (Granada) granito a duas micas tipo-S, comde granulação paragnaisse grossa, . Inclui eqüigranular fácies a leucogranítica porfirítico, a com sillimanita-granada-muscovita-biotita foliação com transcorrente, turmalina negra como rico mineral em acessório. enclaves (N 3asc); Granito Serra das Frecheiras(N 3af); Granito Parati-Mirim (N 3ap),Granito Serra do Ipiranga (N 3ai); Granito a duasencaixantes metasedimentares. micas e granada, tipo-S, com forte foliação transcorrente, apresentando domínios ricos em restitos deGranada-hornblenda-biotita rochas tonalitoenvolvendo domínios a peraluminosos de granito granitodiscriminados. com tipo S, textura ricos em porfirítica granada e (porfiroclástica) domínios e metaluminosos tipo forte I, ricos foliação em hornblenda transcorrente. Suíte não mista Hornblenda-biotita granito e granodiorito, foliado, porfirítico, associado a domínios peraluminosos de leucogranito tipo-S. Hornblenda-clinopiroxênio-ortopiroxênio charnockito egranulação média norito agrossa, com com texturas participação magmáticas e discreta menor foliação. Ocorrem de domínios granadíferos localizados. quartzo diorito e quartzo mangerito de Granito tipo C:granada-hornblenda-clinopiroxênio-ortopiroxênio charnockito de granulaçãoporfirítica preservada, isótropo grossa, a textura foliado, magmática associado eqüigranular a enderbito a e norito. de foliação tangencial em estadocos sólido. tardios Xenólitos de e leucogranito restitos tipo de S paragnaisse (co) são abundanteslocalmente bem com como bolsões intrusões emanchas de de diques granada-ortopiroxênio aplíti- charnockito (pa). textura granoblástica e fortefoliação tangencial. Xenólitos e restitos de paragnaisses são comuns (cv). Granito tipo-S comfoliação transcorrente. granada, Localmenteortopiroxênio. Xenolitos muscovita e restitos podem e de biotita ser paragnaisses de parcialmente observados fundidos granulação grossa, (migmatitos de domínios texturas injeção) granoblástica e e "manchas" porfirítica ocorrem charnockíticas (augen) com com portadoras forte freqüência. de granada e composiçãocálcio-alcalina. Texturas e estruturas magmáticasLocalmente podem preservadas ser observados com enclaves foliação e paleodiques tangencial anfibolíticos. em estado sólido superimposta. Fácies marginalparagnaisse parcialmente do fundido e assimilado (migmatito de Batólito injeção). Intrusões tardias de leucogranito tipo-S Serra são comuns. dos Órgãos constiutída por granada-hornblenda-biotita granodiorito, rico em xenólitos de foliação tangencial. Intercalações de metagabro e metadioritoleucogranitos tipo-S e deformados de (anfibolito) apófises ocorrem de localizadamente. Intrusões granitóides de do granada Batólito Serra dos Órgãos ocorremAngola(N regionalmente. 1rc). Fácies homogênea, foliada, de composição tonalítica, intrudida por veios e bolsões de leucogranito tipo-S. Complexo Região dos Lagos Hornblenda-biotita ortognaisse(porfiroclástica) cálci-alcalino, e forte foliação tangencial. granodiorítico Freqüentes veioscomo anatéticos, a paleodiques sintangenciais, máficos (anfibolitos) dobrados. de tonalítico, leucossomas graníticos (fusãoRegião com dos Lagos Complex textura granoblástica a porfirítica , recristalizada bem Suíte Quirino (Hornblenda)-biotita ortognaisse cálci-alcalino de composição tonalítica afoliado, localmente granítica, com na enclaves fácies de anfibolito, anfibolito granoblástico e a paragnaisseQuirino porfiroblástico, dobrados. Suite Venulações aplíticas tardias são freqüentes. Complexo Juiz de Fora Fácies Granulito granada gnaisse noríticodisseminadamente. (gnaisse bimodal) eJuiz de de Fora paragnaisse Complex Granulite-facies parcialmente Unit fundido. Intrusões de granada charnockito ocorrem Fácies anfibolito Hornblenda-biotita ortognaisse TTG da mesma associação P 1jf,Amphibolite-facies em Unit fácies anfibolito. Hornblende-biotite granodioritic to tonalitic calc-alkalinewith orthogneiss; strong granoblastic to thrust-related recristallised porphyriticpaleodykes (porphyroclastic) (amphibolites). foliation. text Often showing partially melted, thrust-related leucogranitic veins (leucossome) and folded mafic (Hornblende)-biotite tonaliticporphyroblastic texture, to locally with folded granitic amphibolite and paragneiss enclaves. coarse-grained Late-stage aplitic veining is ubiquitous. amphibolite facies calc-alkaline orthogneisses with granoblastic to to charnoenderbitic composition; tectonicmelted, high-grade intercalations paragneiss are of widespread, garnet as well noritic , garnet gneiss charnockite intrusions. are common (bimodal gneiss). Interleaved partially Hornblende-biotite bearing, chiefly amphibolitefacies, TTG domains, within the regional granulite facies. Depósito Praias Eólicos, MarinhosAreias e/ou quartzosas Lagunares esbranquiçadas, finas aMantiformes médias,bem ou selecionadas, dunas recobertas transgressivas. por EstratificaçõesEolian areia cruzadas Beach, eólicas de Marine na pequeno forma e and/orPale de grande Lagoonal white, depósitos porte Deposits fine eólicos nas to fácies medium,facies. eólicas. well-sorted quarzose sands underlying eolian sands.Depósito Large Flúvio-Lagunares and small scaleAreiase cross-bedding lamas in sobrejacentesa eolian camadas deNos areias depósitos biodetríticas associados e/ou ao sedimentos canalFluvio/Lagoonal lamosos fluvial Deposits de (depósitos fundo residuais lagunar, dePoorly e canais) sorted, ocorrências ocorrem silt de areias and turfas. e muddyto cascalhos. sands; fluvial muddy channels lagoon (residual bottom channel deposits; deposits) silt areDepósito and characterized Praiais clay by Marinhos with sands organic and eAreias debris gravel. ou quartzosas and Lagunares marinhas peat. (Qpm) e/ou Deposits lagunares,em associated de matriz granulometria secundária fina composta a por média argilas e e coloração óxidos acastanhada, deDark recobertas ferro. brown, fine por to areias mediumcemente. eólicas quartzose sands. Eolian facies commonly hasDepósitos secondary Colúvio-Aluvionares clay matrix withCascalhos, ferruginous areias stains e and lamas resultantesalteração da das ação vertentes. de processosColluvial-Alluvial de Deposits fluxos gravitacionais eGravel, aluviais sand de and transporte mud de resultingdebris. material from de the action of gravitational andGrupo alluvial Barreiras flux processes ofDepósitos material detríticos transport pobremente from selecionados highlands comhorizontes granulometria lateríticos. cascalho, areia argilo-arenosas,Barreiras Group e argilas geralmenteDetrital, contendo poorly-sorted deposits ranging inwith grain lateritic size concretions. from pebble to sandy, clayey-sandy and clayey,Formação and Resende/Formação generally Macacu containing horizons Leques aluviais.Arenitos, argilitosdepósitos e fluviais conglomeráticos earcosianos conglomerados (Trc). (Tra);Resende Formation/Macacu Formation depósitos conglomeráticosAlluvial fans. e Arenites, claystones arenosos and conglomeratesconglomeratic (Tra); coarse deposits grained (Trc). sandy de and conglomeratic granulação deposits (Trb); grossa fluvial (Trb); Formação arkosic and São Paulo Depósitos fluviais anastomosados; arenitos e argilitos. São Paulo Formation Fluvial anastomosed deposits; arenites and argilites. Rochas alcalinas cretácicas/terciárias Sienitos, nefelina sienitos, foiaítos, fonolitos, traquitos, tinguaitos,Intrusão pulaskitos, Alcalina umptekitos, fenitos. da IlhaComplexo Alcalino de de Itaúna Cabo (KT FrioBonito i); (KT (KT c); Maciço Alcalino rb); Suíte de(KT Tanguá (KT Alcalina Maciço m); de ta); Alcalino Maciço Tinguá Alcalino MaciçoMaciço de (KT Alcalino Alcalino Morro Soarinho do de dos (KT Morro Passa São Gatos Quatro João t); so); (KT (KT (KTCretaceous/Tertiary Maciço sj). p); Alkaline mo); Alcalino Maciço de rocks Rio Maciço Alcalino Alcalino MaciçoSyenites, de da da nepheline Itatiaia syenites, Serra Serra foyaites, dos phonolites, (KT do trachytes, Tomazes tinguaites, (KTIlha Mendanha pulaskites, it); umptekites, de (KT fenites. Cabo st); Frio Intrusão Alkaline Maciço AlcalinaComplex s); Intrusion de (KT Marapicu (KT Alcalino c); deGatos Morro Tinguá Alkaline i); Redondo Alkaline Massif (Kt Tanguá Suite (KT Alkaline (KT Massif mr); mo);(KT (KT t p); Serra ); Itatiaia dos Serra ta); Alkaline Tomazes Massif Massif do Soarinho (KT (KT Mendanha Alkaline Alkaline it); Massif st); Massif Morro Marapicu (KT Redondo (KT Alkaline Alkaline Massif Intrusion (Kt (KT so); s); Itaúna Rio m); Alkaline Bonito mr); Passa Morro Quatro Alkaline São Alkaline Massif João Massif Alkaline (KT Massif (Kt rb); sj). Morro dos Complexo Mantiqueira Hornblenda-biotita gnaisse do tipo TTG,anfibolitos finamente (gnaisse bandado, bimodal). com forteMantiqueira Complex foliação tangencial eHornblende-biotite freqüentes fine banded intercalações TTG de thrust-related orthogneiss, interleaved with abundant amphibolitic bands (bimodal gneiss). Kyanite-sillimanite-garnet-biotite quartzofeldspatic gneissPartial and melting schist garnet-bearing leucosomes interleaved are ubiquitous. with In low-strain garnet domains amphibolite turbitic structures are preserved. and calc-silicate gneiss. situ widespread in situ andlenses. Cordierite-sillimanite-graphite injected, bearing pockets varieties and (kinzigite)bands veins are have common; transitive of Metacarbonatic contacts calc-silicate granitic wiyhlow-strain leucossome. domains. garnet-biotite rock Abundant gneiss. and Graphitic interleaved quartzite, schist calc-silicate locally interleaved. gneiss Turbiditic structures and very quartzite locally preserved in Dolomitic and calcitic coarsesillimanite grained, quartzofeldspathic gneiss, massif and quartz-amphibole-clinopyroxene to gneiss saccharoidal (calc-silicate metacarbonatic rock). rocks and marble (ca), interleaved with garnet-biotite- Orthopyroxene-bearing and orthopyroxene-free aluminoussilicate gneiss intercalations.Ubiquitous gneiss in situ (garnet-biotite-sillimanite-quartzofeldspathic anatectic gneiss), neossome of minor garnet-ortopyroxene bearing calc- (anatetic charnockitoid). (Kyanite)-sillimanite-garnet-biotite-muscovite schist and gneiss, locally withand graphite-rich veins domains; of leucogranitic composition. widespread partial Local melting intercalations pockets of amphibolite, calc-silicate gneiss and quartz-garnet rock (gondite). Kyanite-sillimanite-garnet-biotite banded gneisses, interleaved with quartzite bands. sillimanita (kinzigito) com contatos transicionaisocorrem com o rocha granada calcissilicática, biotita gnaisse.turbidíticas metacarbonática são Horizontes preservadas. de (ca) xistos grafitosos e são quartzito comuns. Também (qz). Em raros domínios com baixas taxa de estruturas Metacalcário dolomítico e calcítico,sillimanita gnaisse maciço quartzo- feldspático a e quartzo-anfibólio-clinopiroxênio gnaisses (rocha calcissilicática). sacaroidal, mármores (ca) de granulação grossa, intercalados com granada-biotita- Gnaisse quartzo-feldspático aluminoso agnaisse calcissilicático. granada-biotita-sillimanita Freqüente com fusão e parcial sem ortopiroxênio eventualmente com intercalações de com neossoma a granada e ortopiroxênio (charnockitóide anatético). Cianita- sillimanita-granada-biotita-muscovita xisto e gnaisse,Intercalações de localmente anfibolito, gnaisse calcissilicático e grafitoso, rocha a quartzo com e granada (gondito) bolsões e quartzito e (qz). veios de leucogranito anatético. Cianita sillimanita granada-biotita gnaisse, com intercalações de quartzito. Complexo Búzios Cianita-sillimanita-granada-biotita xisto e gnaisseFusão parcial quartzo-feldspático intercaladoestruturas com turbidíticas são granada preservadas. anfibolito eBúzios gnaisse Complex calcissilicático. com formação de leucogranito granadífero ocorre regionalmente. NosComplexo Paraíba do Sul domíniosUnidade com São Fidélis baixa taxa de Paraíba do Sul Complex São Fidélis Unit Unidade Italva Italva Unit Unidade Itaperuna (Paragranulitos) Itaperuna Unit (Paragranulites) Complexo Embu Embu Complex Grupo Andrelândia Andrelândia Group Tb Am Qc

Qhfl Trsp MNa MNe MNb Qpm

MNpi Qhml MNps Tr/Tm

MNpit

OIDS E GRANIT TED LATE-COLLISIONAL/STRIKE-SLIP-RELA

TISM NCMAGMA ONIC POST-TECT

OIDS E GRANIT TED LATE-COLLISIONAL/STRIKE-SLIP-RELA

OIDS AL R-OSNOLSOA GRANIT SYNCOLLISIONAL PRE-TO EARLY NCGRANITOIDS ONIC LATE-TECT

RICLSOAS(TRANSCORRENTES) ARDI-COLISIONAIS RNTIE T GRANITÓIDES

TSOPÓS-TECTÔNICO ATISMO MAGMT

RICLSOAS(TRANSCORRENTES) ARDI-COLISIONAIS RNTIE T GRANITÓIDES

TERTIARY

PALEOPROTEROZOIC MESO/NEOPROTEROZOIC ARDI-TECTÔNICOS RNTIE T GRANITÓIDES RNTIE R ICLSOASPRECOCES SINCOLISIONAIS A PRÉ GRANITÓIDES

Y QUATERNAR TIARY CRETACEOUS/TER

PALEOPROTEROZÓICO TERCIÁRIO

MESO/NEOPROTEROZÓICO CRETÁCEO/TERCIÁRIO QUATERNÁRIO

EPOEOOC(RSLAOlll) (BRASILIANO NEOPROTEROZOIC

EPOEOOC(RSLAOll) (BRASILIANO NEOPROTEROZOIC

1.6 III) (BRASILIANO CAMBRIAN

540 600 Ma

500 650 560 135 2200 EPOEOÓC BAIIN III) (BRASILIANO NEOPROTEROZÓICO EPOEOÓC BAIIN II) (BRASILIANO NEOPROTEROZÓICO 1600 650? 2000 ABIN BAIIN lll) (BRASILIANO CAMBRIANO >2500

NEOARCHEAN

NEOARQUEANO

MESOZOIC/CENOZOIC PALEOZOIC PROTEROZOIC PROTEROZOIC CENOZOIC PROTEROZOIC ARCHEAN

MESOZÓICO/CENOZÓICO PROTEROZÓICO PALEOZÓICO PROTEROZÓICO PROTEROZÓICO ARQUEANO CENOZÓICO

21º30'

22º00' O

41º00'

JOÃO

41º00' João Pessoa Recife Natal 22º00´

Maceió Doce

DA BARRA

SÃO Itabapoana Aracaju C 41º00´ Fortaleza Salvador Rio 38 Vitória

Teresina I Rio de Janeiro São Luís 18

S.Amaro de

Campos 18 Bragança Belo 37 Belém Palmas Horizonte

Florianópolis

Mesozoic / Cenozoic dyke Rio Fault / shear zone de Paula T LOCATION MAP O São Paulo

Vertical and inclined foliation São Francisco Brasilia Goiânia 18

Curitiba o

t 36

Macapá 20

e Furado do 20

Lagoa do

SANT Campelo Porto Alegre m N a / Approximate contact

Campo Grande s

Extensional fault n Barra 19

Cuiabá 23º00´ da

Fault / fracture

Manaus o i

R Pr.

42º00´

Braga Â 28 CONVENÇÕES GEOLÓGICAS GEOLOGICAL CONVENTIONS

19 Saturnino Road Boa Vista Contact CARTOGRAPHIC CONVENTIONS 19 19 CONVENÇÕES CARTOGRÁFICAS 33 19 19 19 Velho Porto 21 River ESPÍRITO MAPA DE LOCALIZAÇÃO/

Travessão L Falha transcorrente dextral / zonaDextral de strike-slip cisalhamento fault / shear zone Falha transcorrente sinistral / zonaSinistral de strike-slip cisalhamento fault / shear zone Falha transcorrente oblíqüa / zonaOblique de strike-slip cisalhamento fault / shear zone Falha contracional / zona deContractional cisalhamento fault / shear zone Falha extencional Foliação vertical e inclinada Lineação de estiramento horizontal eHorizontal inclinada and inclined stretching lineation Dique Mesozóico / Cenozóico Localização das amostras datadas peloLocation método of U-Pb the SHRIMP dated (1,2,3) (U-Pb SHRIMP) samples 1,2 and 3 Contato Contato aproximado Falha / fratura Falha / zona de cisalhamento Rio / Estrada / 34

Morro do Coco Main Cartographic Sources 29 Rio Branco 10 s s 60

29 La.do T 30

Jacaré 35 21 Principais Fontes de Consulta Cartográfica

Lagoa Feia s s

CAMPOS

ITABAPOANA Rio A Urura¡

R et al et al U et al A 18

O Jesus

I 25 R de Paulista

21º00'

Rio La.da Ribeira 25 27 19 31 - Fonseca (1986) 32 - Vieira (1997) 33 - Raposo (2000) 34 - Matos35 - Vieira (2000) 36 - . Fontes (1980) 37 - Silva & Ferrari38 (1976) - . Martin (1981) Fonseca (1998) . - (1997) Mapa Geológico do Estado em escala 1:400.000

27 - Hipertt (1990) 28 - Fonseca (1994) 29 - Tupinambá (1999) 30 - Junho (1990) QUIÇAMÃ

26 do

RIO

22 EDUARDO 22º30'

41º30’ 24

O Pr.

s 23 La. de

Rio de Janeiro

Cima SANT 41º30' 16

SUL

s 43º30´ DE 10 3 8

DO et al. 3

SA.

MOREIRA CARDOSO 12

Urubu

Preto 1

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O A Ibú 1

I s 5 Meio 14 - Guimarães (1999) –15 1:50.000 - Valladares (1996) – 1:50.000 R 16 - DNPM/MME (1965) 17 - DNPM/CPRM (1976) 18 - DRM-RJ/GEOMITEC (1981) 19 - DRM-RJ/GEOSOL (1980,1981) 20 - DRM-RJ/TRISERVICE (1981) 21 - DRM-RJ 22 - DRM-RJ/UFRJ 23 - Heilbron24 - Puget (1979) 25 - Junho (1982) (1993) 26 - Zorita (1979)

U 5

do O Rio Rio 44º00´

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Tijuca Gabbro s Sana Rio de Janeiro Suite Suíte Rio de Janeiro

Represa do Rio Cosme Velho granites Macabu Fluvio/lagoonal deposits RIO Fault cv

pa Depósitos flúvio-lagunares

Granitóides pré-sin-colisional bgn Garnet-biotite gneisses s s Una Pre- to syncollisional granitoid bgn Granada-biotita gnaisses MESO/NEOPROTEROZÓICO MESO/NEOPROTEROZOIC Early pre-collisional granitoids

NEOPROTEROZOIC (Brasiliano III)

Rio Negro Complex (Archer Gneiss) NEOPROTEROZOIC(Brasiliano II) Granitóide pré-colisional precoce NEOPROTEROZÓICO (Brasiliano III)

Rio NEOPROTEROZÓICO (Brasiliano II) R. Dated sample location 1, 2, 3 Metamorphic foliation overprinted on Complexo Rio Negro (Gnaisse Archer)

s Contato normal Contato transicional (litológico) Transitional (lithologic) contact Falha Localização das amostras datadas 1,2, 3 Foliação metamórfica Metamorphic foliation Foliação metamórfica superimposta à foliação magmática (granitóides do regime tangencial) sub-solidus fabrics (thrust-related granitoids)

co,pa,cv= Corcovado, Pão de Açúcar and s

s co, pa, cv,= granitos Corcovado, Pão de Açúcar kin Cordierita-sillimanita gnaisses (kinzigitos) kin Cordierite-sillimanite gneisses (kinzigites) Macabu Granito Favela Favela Granite NEOPROTEROZOIC/CAMBRIAN (Brasiliano III) SANTO Araruama

s Complexo Paraíba do Sul s NEOPROTEROZÓICO / CAMBRIANO (Brasiliano III) Granitóide pós-tectônico ANTÔNIO

DE PÁDUA s MIRACEMA ga Macuco

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s OCEANO o São CANTAGALO o smo precambriano do setor sudeste do município do Rio de Geológico do Estado da Guanabara, Escala 1:50.000. Rio

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Pedro do Rio MAR PRESIDENT PRESIDENTE

PETRÓPOLIS

s s I.do Governador Marco Aurélio Latgé

DEPARTMENT OF MINERAL RESOURCES DRM-RJ

Fagundes

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de Freitas Guanabara DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS DRM-RJ

do Inhomirim JANEIRO GOVERNO DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO La. Rodrigo

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GOVERNMENT OF THE STATE OF RIO DE JANEIRO s

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DUQUE CAXIAS

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Santana Pati

s SECRETARIA DE ESTADO DA ENERGIA, DA INDÚSTRIA E NAVAL DO PETRÓLEO s s La. de

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(UNIVALI) s

20 30 s s s s Paulo Antônio Carneiro Dias Paulo Roberto Macedo Bastos

Giuseppina Giaquinto de Araujo s Departamento de Apoio Técnico

Department of Tehcnical Support s s s s Família VALENÇA s s

s s DO

Reviewed Edition

EXECUTION COLLABORATION-CPRM Sacra PARACAMBI

s s Cartographic edition: s s s s 2001 s Diretoria de Relações Institucionais e Desenvolvimento

s Digitizing

Directorate of Institutional Relationships and Development Rio s Guarda s

s MARAMBAIA Itair Alves Perillo s s Claiton Piva Pinto s s

Nolan Maia Dheler Cartografia Digital pela CPRM /

Valter Salino Vieira

s Cláudio Ferreira, Marco Antonio de Souza e Risonaldo Pereira da Silva

Luiz Carlos da Silva Murillo Wille Ribeiro s

Carlos Alberto Heineck ARARAS Márcio Antônio da Silva

EXECUÇÃO/ R. Frederico Ozanam Raposo DA

Emiliano Cornélio de Souza s s Reginaldo Alves dos Santos s s Hélio Canejo da Silva Cunha Inácio de Medeiros Delgado Magda Terezinha Guimarães

GENERAL COORDINATORS s

Fátima Regina Blanco de Dios

COORDENADORES GERAIS s PARAÍBA Hélio Canejo da Silva Cunha Paulo Cezar Santarém da Silva Flores PIRAÍ BARRA DO Digitalização / : Marília S. Salinas do Rosário, Elaine de Souza Cerdeira, Luiz Poucinho, Ivanilde Muniz Caetano, Sueli Mendes Sathler e Samuel dos Santos Carvalho

s Edição cartográfica / Wilhelm Petter de Freire Bernard, Maria Luiza s ITAGUAÍ Francisco Caruso Júnior s s Sepetiba SCALE / ESCALA 1:400.000

COLLABORATION-OTHER INSTITUTIONS s s COLABORAÇÃO-OUTRAS INSTITUIÇÕES/ das s

s s

DO Edição Revisada / Bonito de

COLABORAÇÃO-CPRM/ s RESTINGA

REPRESA s Rio RIBEIRÃO s s

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DIRETOR DE GEOLOGIA E RECURSOS MINERAIS Rio MINISTÉRIO DE MINAS E ENERGIA DIRECTOR OF GEOLOGY AND MINERAL RESOURCES Serviço Geológico do Brasil

SECRETARIA DE MINAS E METALURGIA

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