RELATÓRIO TÉCNICO CONSOLIDADO DA GEOLOGIA DO ESTADO DE MATO GROSSO – 1:1.500.000 Parte 2: Sistematização das Informações Temáticas NÍVEL COMPILATÓRIO DSEE-GL-RT-004
PLANO DA OBRA
PROJETO DE DESENVOLVIMENTO AGROAMBIENTAL DO ESTADO DE MATO GROSSO - PRODEAGRO
ZONEAMENTO SÓCIO-ECONÔMICO-ECOLÓGICO: DIAGNÓSTICO SÓCIO- ECONÔMICO-ECOLÓGICO DO ESTADO DE MATO GROSSO E ASSISTÊNCIA TÉCNICA NA FORMULAÇÃO DA 2ª APROXIMAÇÃO
Parte 1: Consolidação de Dados Secundários
Parte 2: Sistematização das Informações Temáticas
Parte 3: Integração Temática
Parte 4: Consolidação das Unidades
Governo do Estado de Mato Grosso Secretaria de Estado de Planejamento e Coordenação Geral (SEPLAN) Banco Internacional para Reconstrução e Desenvolvimento (BIRD)
PROJETO DE DESENVOLVIMENTO AGROAMBIENTAL DO ESTADO DE MATO GROSSO - PRODEAGRO
ZONEAMENTO SÓCIO-ECONÔMICO-ECOLÓGICO: DIAGNÓSTICO SÓCIO-ECONÔMICO- ECOLÓGICO DO ESTADO DE MATO GROSSO E ASSISTÊNCIA TÉCNICA NA FORMULAÇÃO DA 2ª APROXIMAÇÃO
RELATÓRIO TÉCNICO CONSOLIDADO DA GEOLOGIA DO ESTADO DE MATO GROSSO – 1:1.500.000 Parte 2: Sistematização das Informações Temáticas NÍVEL COMPILATÓRIO
MÁRIO VITAL DOS SANTOS
CUIABÁ
MAIO, 2000
CNEC - Engenharia S.A.
GOVERNADOR DO ESTADO DE MATO GROSSO Dante Martins de Oliveira
VICE-GOVERNADOR José Rogério Salles
SECRETÁRIO DE ESTADO DE PLANEJAMENTO E COORDENAÇÃO GERAL Guilherme Frederico de Moura Müller
SUB SECRETÁRIO João José de Amorim
GERENTE ESTADUAL DO PRODEAGRO Mário Ney de Oliveira Teixeira
COORDENADORA DO ZONEAMENTO SÓCIO-ECONÔMICO-ECOLÓGICO Márcia Silva Pereira Rivera
MONITOR TÉCNICO DO ZONEAMENTO SÓCIO-ECONÔMICO-ECOLÓGICO Wagner de Oliveira Filippetti
ADMINISTRADOR TÉCNICO DO PNUD Arnaldo Alves Souza Neto
EQUIPE TÉCNICA DE ACOMPANHAMENTO E SUPERVISÃO DA SEPLAN
Coordenadora do Módulo MARIA LUCIDALVA COSTA MOREIRA (Engª Agrônoma)
Supervisor do Tema JURACI DE OZEDA ALLA FILHO (Geólogo)
Coordenação e Supervisão Cartográfica LIGIA CAMARGO MADRUGA (Engª Cartógrafa)
Supervisão do Banco de Dados GIOVANNI LEÃO ORMOND (Administrador de Banco de Dados)
VICENTE DIAS FILHO (Analista de Sistema)
EQUIPE TÉCNICA DE EXECUÇÃO
CNEC - Engenharia S.A.
LUIZ MÁRIO TORTORELLO (Gerente do Projeto) KALIL A. A. FARRAN (Coordenador Técnico) MÁRIO VITAL DOS SANTOS (Coordenador Técnico Meio Físico - Biótico)
TÉCNICA
PAULO CÉSAR PRESSINOTTI (Geólogo) SUMÁRIO
1. INTRODUÇÃO 01
2. PROCEDIMENTOS METODOLÓGICOS 02
2.1. DOCUMENTAÇÃO GEOLÓGICA 03
2.2. INTERPRETAÇÃO TEMÁTICA 07
2.3. TRABALHOS DE CAMPO 08
2.4. INTEGRAÇÃO DOS DADOS 10
3. DESCRIÇÃO DAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS 11
3.1. ARQUEANO E PROTEROZÓICO INFERIOR 11
3.1.1. Complexo Xingu 12
3.1.2. Complexo Goiano 19
3.1.3. Suíte Intrusiva Rio Alegre 19
3.2. PROTEROZÓICO 21
3.2.1. Proterozóico Inferior 21
3.2.1.1. Seqüências Metavulcano-Sedimentares do Planalto de Jauru 21
3.2.1.2. Suíte Intrusiva Juruena 23
3.2.1.3. Suíte Intrusiva Matupá 24
3.2.2. Proterozóico Médio 24
3.2.2.1. Supergrupo Uatumã 25
3.2.2.1.1. Grupo Iriri 26
3.2.2.1.2. Suíte Intrusiva Teles Pires 27
3.2.2.2. Suíte Intrusiva Rio Dourado 28
3.2.2.3. Suíte Intrusiva Tarumã 28
3.2.2.4. Grupo Gorotire 29
3.2.2.5. Formação Mutum-Paraná 30
3.2.2.6. Grupo Beneficente 32
3.2.2.7. Suíte Intrusiva Serra da Providência 34
3.2.2.8. Grupo Cubencranquém 35
3.2.2.9. Suíte Intrusiva Ciriquiqui 35
3.2.2.10. Grupo Caiabis 36
3.2.10.1. Formação Dardanelos 36
3.2.10.2. Formação Arinos 38
3.2.2.11. Formação Prainha 39
3.2.2.12 Grupo Aguapeí 39
3.2.2.12.1. Formação Fortuna 40
3.2.2.12.2. Formação Vale da Promissão 41
3.2.2.12.3. Formação Morro Cristalino 41
3.2.2.13. Grupo Serra do Rio Branco 43
3.2.2.14. Alcalinas Canamã 44
3.2.3. Proterozóico Médio/Superior 45
3.2.3.1. Suíte Intrusiva Rondônia 46
3.2.4. Proterozóico Superior 46
3.2.4.1. Suíte Intrusiva Guapé 47
3.2.4.2. Grupo Cuiabá 47
3.2.4.3. Grupo Alto Paraguai 51
3.2.4.3.1. Formação Bauxi 52
3.2.4.3.2. Formação Puga 52
3.2.4.3.3. Formação Araras 53
3.2.4.3.4. Formação Raizama 55
3.2.4.3.5. Formação Sepotuba 56
3.2.4.3.6. Formação Diamantino 59
3.2.4.4. Formação Urucum 60
3.3. FANEROZÓICO 60
3.3.1. Paleozóico 61
3.3.1.1. Suíte Intrusiva São Vicente 61
3.3.1.2. Vulcânicas de Mimoso 63
3.3.1.3. Bacia do Paraná – Paleozóico 64
3.3.1.3.1. Grupo Rio Ivaí 64
3.3.1.3.2. Grupo Paraná 67
3.3.1.3.2.1. Formação Furnas 67
3.3.1.3.2.2. Formação Ponta Grossa 69
3.3.1.3.3. Supergrupo Tubarão 72
3.3.1.3.3.1. Formação Aquidauana 73
3.3.1.3.3.2. Formação Palermo 75
3.3.1.3.4. Grupo Passa Dois 76
3.3.1.3.4.1. Formação Irati 77
3.3.1.3.4.2. Formação Corumbataí 78
3.3.1.4. Formação Pimenta Bueno 79
3.3.1.5. Formação Jauru 80
3.3.2. Mesozóico 80
3.3.2.1. Bacia do Paraná – Mesozóico 81
3.3.2.1.1. Grupo São Bento 81
3.3.2.2.1.1. Formação Botucatu 81
3.3.2.2.1.2. Formação Serra Geral 84
3.3.2.1.2. Grupo Iporá 85
3.3.2.1.3. Grupo Bauru 86
3.3.2.1.3.1. Formação Marília 87
3.3.2.2. Bacia dos Parecis 89
3.3.2.2.1. Formação Tapirapuã 91
3.3.2.2.2. Grupo Parecis 92
3.3.2.2.2.1. Formação Salto das Nuvens 92
3.3.2.2.2.2. Formação Utiariti 93
3.3.2.3. Intrusivas Ponta do Morro 95
3.3.2.4. Intrusivas Básicas Tipo Juína 96
3.3.3. Cenozóico 96
3.3.3.1. Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização 97
3.3.3.2. Coberturas Conglomeráticas Indiferenciadas 102
3.3.3.3. Coberturas Detríticas Laterizadas 103
3.3.3.4. Formação Xaraiés 103
3.3.3.5. Formação Pantanal 104
3.3.3.6. Formação Guaporé 106
3.3.3.7. Formação Bananal 107
3.3.3.8. Aluviões Antigas Indiferenciadas 109
3.3.3.9. Aluviões Atuais 109
4. EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA E PRINCIPAIS ESTRUTURAS GEOLÓGICAS 111
4.1. CRÁTON DO GUAPORÉ 111
4.1.1. Evolução dos Modelos Geotectônicos 111
4.1.2. Principais Estruturas Geológicas do Cráton do Guaporé 126
4.1.2.1. Feições Lineagênicas 126
4.1.2.2. Altos e Baixos Estruturais 128
4.2. CINTURÃO DOBRADO PARAGUAI-ARAGUAIA 128
4.2.1. Brasilides Metamórficas 129
4.2.2. Brasilides não-Metamórficas 129
4.2.3. Evolução Tectônica da Faixa Paraguai – Região de Cuiabá 130
4.2.4. Principais Estruturas Geológicas da Faixa Dobrada Paraguai-Araguaia 131
4.2.4.1. Brasilides Metamórficas 132
4.2.4.2. Brasilides não-Metamórficas 132
4.3. BACIA DO PARANÁ 133
4.3.1. Intervalo Pré-Devoniano ou Seqüência Pré-Furnas 133
4.3.2. Intervalo Devoniano 134
4.3.3. Intervalo Permo-Carbonífero 134
4.3.4. Intervalo Permiano 134
4.3.5. Intervalo Juro-Cretáceo 135
4.3.6. Intervalo Neocretáceo 136
4.3.7. Estruturas Flexurais na Bacia do Paraná 136
4.3.8. Estruturas Lineagênicas na Bacia do Paraná 137
4.4. BACIA DOS PARECIS 138
4.5. BACIAS SEDIMENTARES CENOZÓICAS 138
4.6. NEOTECTÔNICA 141
4.7. GEOQUÍMICA - ASPECTOS GERAIS 143
4.7.1. Diagramas de Terras Raras 143
4.7.2. Outros Diagramas 147
5. JAZIMENTOS MINERAIS 151
5.1. PROVÍNCIAS MINERAIS 154
5.1.1. Províncias Auríferas 154
5.1.1.1. Província Aurífera Tapajós, Sub-Província Alto Estrutural Juruena-Teles Pires 154
5.1.1.2. Província Aurífera Guaporé 157
5.1.1.3. Província Aurífera Cuiabana 159
5.1.1.4. Produção Aurífera do Estado de Mato Grosso 163
5.1.2. Províncias e Distritos Diamantíferos 172
5.1.2.1. Província Diamantífera do Sudeste de Mato Grosso 172
5.1.2.2. Distrito Diamantífero do Alto Paraguai 173
5.1.2.3. Distrito Diamantífero de Juína 176
5.1.2.4. Produção Diamantífera do Estado de Mato Grosso 177
5.1.3. Província Carbonática Araras 178
5.1.3.1. Produção de Calcário do Estado de Mato Grosso 185
5.1.4. Província Estanífera de Rondônia, Distrito dos Rios Madeirinha-Roosevelt 188
5.1.4.1. Produção de Estanho do Estado de Mato Grosso 189
5.1.5. Província de Fontes Termais 192
5.1.5.1. Fontes Relacionadas ao Grupo Cuiabá 192
5.1.5.2. Fontes Relacionadas com o Granito São Vicente 193
5.1.5.3. Fontes Relacionadas à Formação Furnas 193
5.1.5.4. Fonte Relacionada à Formação Marília 198
5.2. JAZIMENTOS MINERAIS DE INTERESSE ECONÔMICO 198
5.2.1. Zinco, Chumbo e Cobre Associados a Tufos Ácidos 198
5.2.2. Cobre e Níquel Associados a Serpentinitos 198
5.2.3. Águas Potáveis de Mesa e Minerais 200
5.2.3.1. Fontes Relacionadas ao Grupo Cuiabá 200
5.2.3.2. Fontes Relacionadas à Formação Ponta Grossa 201
5.2.4. Materiais de Construção Civil e Rochas Ornamentais 202
5.2.4.1. Materiais Construção Civil 202
5.2.4.2. Rochas Ornamentais 204
5.2.4.2.1. Ocorrências de Rochas Ornamentais do Sudoeste do Estado 204
5.2.4.2.2. Ocorrências de Rochas Ornamentais do Norte do Estado 205
5.2.4.2.3. Ocorrências de Rochas Ornamentais do Leste do Estado 205
5.2.4.2.4. Ocorrências de Rochas Ornamentais do Nordeste do Estado 206
5.2.4.2.5. Ocorrências de Rochas Ornamentais da Região Central do Estado 206
5.2.4.3. Rochas Carbonáticas 206
5.2.4.3.1. Rochas Carbonáticas Associadas ao Grupo Bauru 206
5.2.4.3.2. Rochas Carbonáticas Associados à Formação Irati 208
5.2.4.3.3. Rochas Carbonáticas Associadas ao Grupo Cuiabá 210
5.2.4.3.4. Rochas Carbonáticas Associadas ao Grupo Beneficente 210
5.3. OUTROS JAZIMENTOS MINERAIS 211
6. ASPECTOS DOS RECURSOS HÍDRICOS SUBTERRÂNEOS 214
6.1. METODOLOGIA DE ESTUDO 214
6.2. AVALIAÇÃO DAS INFORMAÇÕES EXISTENTES 215
6.2.1. Dados Geológicos 215
6.2.2. Dados dos Poços 216
6.3. SISTEMAS AQÜÍFEROS 218
6.3.1. Sistema Aqüífero Granular 219
6.3.1.1. Unidade Aqüífera G1 219
6.3.1.2. Unidade Aqüífera G2 219
6.3.1.3. Unidade Aqüífera G3 221
6.3.1.4. Unidade Aqüífera G4 221
6.3.1.5. Unidade Aqüífera G5 221
6.3.1.6. Unidade Aqüífera G6 222
6.3.1.7. Unidade Aqüífera G7 223
6.3.2. Sistema Aqüífero Fraturado 223
6.3.2.1. Unidade Aqüífera F1 223
6.3.2.2. Unidade Aqüífera F2 224
6.3.2.3. Unidade Aqüífera F3 224
6.3.2.4. Unidade Aqüífera F4 224
6.3.2.5. Unidade Aqüífera F5 225
6.3.2.6. Unidade Aqüífera F6 225
6.4. PRODUTIVIDADE DOS AQÜÍFEROS 225
6.4.1. Análise por Sistema Aqüífero 225
6.4.2. Análise por Unidade Geológica 226
6.4.3. Análise dos Poços do Município de Cuiabá 231
6.5. CONCLUSÕES REFERENTES AOS DADOS ANALISADOS E PRODUTIVIDADE DAS UNIDADES AQUÍFERAS 232
7. CONCLUSÕES 233
8. FOTOGRAFIAS 237
9. BIBLIOGRAFIA 306
ANEXOS
ANEXO I – MAPAS
A001 MAPA GEOLÓGICO DO ESTADO DE MATO GROSSO – 1:1.500.000
A002 MAPA DE POTENCIALIDADE MINERAL DO ESTADO DE MATO GROSSO – 1:1.500.000
A003 MAPA DAS UNIDADES AQÜÍFERAS DO ESTADO DE MATO GROSSO – 1:1.500.000
LISTA DE QUADROS
001 QUANTIFICAÇÃO DOS DADOS FÍSICOS DAS CAMPANHAS DE CAMPO DE GEOLOGIA 09
002 PROVÍNCIAS GEOCRONOLÓGICAS DO CRÁTON AMAZÔNICO 120
003 PRODUÇÃO AURÍFERA DO ESTADO DE MATO GROSSO 163
004 PRODUÇÃO AURÍFERA GARIMPEIRA POR MUNICÍPIO NO PERÍODO DE 1982 A 1995 (DNPM-DIPEM) 165
005 PRODUÇÃO AURÍFERA INDUSTRIAL NO PERÍODO DE 1982 A 1995 (DNPM-DIPEN) 169
006 RESERVA DE DIAMANTE PARA O MUNICÍPIO DE NORTELÂNDIA EM 1995 176
007 PRODUÇÃO BENEFICIADA DE DIAMANTES (EM QUILATES) NO ESTADO DE MATO GROSSO E BRASIL 178
008 PRODUÇÃO DE CALCÁRIO NO ESTADO DE MATO GROSSO 185
009 RESERVAS E PRODUÇÃO DE CALCÁRIO PARA O ESTADO DE MATO GROSSO, PERÍODO DE 1971 A 1996 186
010 PRODUÇÃO BENEFICIADA DE ESTANHO (CASSITERITA) NO MUNICÍPIO DE ARIPUANÃ 189
011 RESERVAS E PRODUÇÃO DE ESTANHO (CASSITERITA) NO ESTADO DE MATO GROSSO 190
012 RELAÇÃO DOS PONTOS DE SURGÊNCIA DE ÁGUAS TERMOMINERAIS RELACIONADOS À FORMAÇÃO FURNAS 196
013 FONTE DOS DADOS DOS POÇOS TUBULARES PROFUNDOS CADASTRADOS 216
014 CLASSIFICAÇÃO DOS POÇOS TUBULARES PROFUNDOS SEGUNDO A CONFIABILIDADE DA LOCAÇÃO E DESCRIÇÃO GEOLÓGICA. 217
015 DESCRIÇÃO DAS UNIDADES AQÜÍFERAS E SUA OCORRÊNCIA NAS PROVÍNCIAS E SUBPROVÍNCIAS HIDROGEOLÓGICAS 220
016 VALORES DE CAPACIDADE ESPECÍFICA, VAZÃO E PROFUNDIDADE DOS POÇOS DOS SISTEMAS AQÜÍFEROS GRANULAR E FRATURADO 229
017 VALORES DE CAPACIDADE ESPECÍFICA E VAZÃO DAS UNIDADES GEOLÓGICAS 230
018 ANÁLISE DOS DADOS DOS POÇOS CADASTRADOS NO MUNICÍPIO DE CUIABÁ 232
LISTA DE FIGURAS
001 COLUNA CRONOLITOESTRATIGRÁFICA DO ESTADO DE MATO GROSSO 13
002 GEOLOGIA SIMPLIFICADA E GRAVIMETRIA NA BACIA DOS PARECIS 90
003 MAPA DE CONTORNO DE PROFUNDIDADES DO EMBASAMENTO (INTERVALO DE CONTORNO: 500 M) E INTERPRETAÇÃO DOS PRINCIPAIS LIMITES ESTRUTURAIS 91
004 RESULTADO DA SIMULAÇÃO PARA DEFINIR A IDADE DA ÚLTIMA EXPOSIÇÃO AO AMBIENTE FAVORÁVEL À FORMAÇÃO DE COURAÇAS FERRUGINOSAS, PÓLOS DE MULLER ET AL. 1993, p=0 E 0,4 98
005 ESTRUTURAÇÃO DOS REGOLITOS SOB REGIME EQUATORIAL SAZONAL GERANDO PERFIS LATERÍTICOS (a), E REGIME EQUATORIAL TROPICAL GERANDO LATOSSOLOS (b) 99
006 FORMAÇÃO DO PERFIL LATERÍTICO COM REBAIXAMENTO DA SUPERFÍCIE 100
007 DIVISÃO DA AMAZÔNIA EM TRÊS PROVÍNCIAS GEOLÓGICAS, ORIENTAL, CENTRAL E OCIDENTAL 112
008 ISÓCRONAS Rb/Sr DE REFERÊNCIA PARA ROCHAS DO EMBASAMENTO NA REGIÃO AMAZÔNICA 113
009a ESQUEMA DA EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA DA PROVÍNCIA RIO NEGRO-JURUENA BASEADO NA TECTÔNICA DE PLACAS 116
009b ESQUEMA DA EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA DA PROVÍNCIA RIO NEGRO-JURUENA BASEADO NA TECTÔNICA DE PLACAS 117
010 PROVÍNCIAS TECTÔNICAS DO CRÁTON AMAZÔNICO 118
011 SEÇÃO ESQUEMÁTICA DO MODELO TECTÔNICO PARA O DESENVOLVIMENTO DOS ARCOS VENTUARI-TAPAJÓS E RIO NEGRO JURUENA 119
012 ESQUEMA DAS RELAÇÕES ESTRATIGRÁFICAS NA BORDA SUDESTE DO CRÁTON AMAZÔNICO 131
013 DIAGRAMA DE TERRAS RARAS NORMALIZADOS A CONDRITO. LEUCO GABRO (GRANITO MATUPÁ) E DUAS OUTRAS AMOSTRAS DO XINGU (FC-318-41 E PC-386-39) 144
014 DIAGRAMA DE TERRAS RARAS NORMALIZADOS A CONDRITO. AMOSTRAS DE GRANITÓIDES DO COMPLEXO XINGU 145
015 DIAGRAMA DE TERRAS RARAS NORMALIZADOS A CONDRITO. GRANITÓIDES DA SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES COM “FRISOS” MINERALIZADOS A OURO 145
016 DIAGRAMA DE TERRAS RARAS NORMALIZADOS A CONDRITO. GRANITÓIDES DA SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES (CÍRCULOS) E RIÓLITOS DO GRUPO IRIRI (DIAMANTES) 146
017 DIAGRAMA DE TERRAS RARAS NORMALIZADOS A CONDRITO EM DUAS AMOSTRAS DE ELEMENTOS DE GRANITÓIDES DO COMPLEXO XINGU, PROVÍNCIA RONDONIANA-SAN IGNACIO 147
018 DIAGRAMA DE ALCALINIDADE COM X VERDE, COMPLEXO XINGU; ASTERISCO BRANCO, LEUCO GABRO (GRANITO MATUPÁ); CIRCULOS VERMELHOS CHEIOS, GRUPO IRIRI; CAIXA AMARELA CHEIA, SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES COM ‘FRISOS AURÍFEROS”; DIAMANTE ABERTO MARROM, SUÍTE INTRUSIVA GUAPÉ; DIAMANTE AMARELO EM CAIXA BRANCA, METADIABÁSIO DO GRUPO SERRA DO RIO BRANCO; TRIANGULO ABERTO BRANCO, SUÍTE INTRUSIVA GUAPÉ; + BRANCO, BASALTO TAPIRAPUÃ. 148
019 DIAGRAMA AFM. CÍRCULOS VERDES, COMPLEXO XINGU; CÍRCULOS VERMELHOS, GRUPO IRIRI; DIAMANTES ABERTOS BRANCOS, SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES; TRIÂNGULOS CHEIOS BRANCOS, SUÍTE INTRUSIVA GUAPÉ; + AMARELO, GRUPO SERRA DO RIO BRANCO; DIAMANTE CHEIO AMARELO, FORMAÇÃO TAPIRAPUÃ. 149
020 DIAGRAMA DE SHUND. CÍRCULOS VERDES, COMPLEXO XINGU; CÍRCULOS VERMELHOS, GRUPO IRIRI; DIAMANTE CHEIOS BRANCOS, SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES; CRUZ ANMARELA, GRUPO SERRA DO RIO BRANCO; TRIÂNGULO BRANCO, SUÍTE INTRUSIVA GUAPÉ 149
021 DIAGRAMA R1-R2. CÍRCULOS VERDES, COMPLEXO XINGU; CÍRCULOS VERMELHOS, GRUPO IRIRI; DIAMANTE CHEIOS BRANCOS, SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES; CRUZ ANMARELA, GRUPO SERRA DO RIO BRANCO; TRIÂNGULO BRANCO, SUÍTE INTRUSIVA GUAPÉ 150
022 DIAGRAMA Rb-Ba-Sr. CÍRCULOS VERDES, COMPLEXO XINGU; CÍRCULOS VERMELHOS, GRUPO IRIRI; DIAMANTE CHEIOS BRANCOS, SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES; CRUZ AMARELA, GRUPO SERRA DO RIO BRANCO; TRIÂNGULO BRANCO, SUÍTE INTRUSIVA GUAPÉ 151
023 TIPOS DE POROSIDADE ASSOCIADAS ÀS ROCHAS 214
LISTA DE GRÁFICOS
001 PRODUÇÃO AURÍFERA DO ESTADO DE MATO GROSSO, DADOS SEGUNDO DNPM-DIPEN E BANCO DO BRASIL 170
002 PRODUÇÃO AURÍFERA DO ESTADO DE MATO GROSSO, DADOS SEGUNDO DNPM-DIPEN 171
003 NÚMERO DE POÇOS TUBULARES PROFUNDOS PERFURADOS POR PERÍODO 217
004 DISTRIBUIÇÃO DOS VALORES MÉDIOS E MEDIANAS DA CAPACIDADE ESPECÍFICA, VAZÃO E PROFUNDIDADE DOS POÇOS DAS UNIDADES AQÜÍFERAS 228
LISTA DE FOTOGRAFIAS
001 GNAISSES BANDADOS MILONÍTICOS DO COMPLEXO XINGU (FA- 318-17). 237
002 SUPERFÍCIE SUAVEMENTE DISSECADA DO COMPLEXO XINGU, APRESENTANDO BOSSAS GRANÍTICAS RESIDUAIS DE GRANITOS GROSSEIROS LIGEIRAMENTE FOLIADOS (PC-298-48). 238
003 MORROTES SUSTENTADOS POR GRANITO DA SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES. GRANITO EQUIGRANULAR, CINZA ROSADO PRÓXIMO À PONTE DO RIO PUCUNÃ, (FA-297-8). 239
004 FORMAÇÃO MUTUM PARANÁ. ALTERNÂNCIA DE ESTRATOS DE ARGILITOS, CORES AVERMELHADAS, ARROXEADAS E ESBRANQUIÇADAS. APRESENTA DELGADOS VEIOS DE QUARTZO CONCORDANTES COM A FOLIAÇÃO REGIONAL QUE ORIENTA-SE SEGUNDO N85ºW/75º (FA-297-51). 240
005 VISTA PANORÂMICA DA ESCARPA DO PLANALTO DE DARDANELOS, FACE NORTE. ESCARPA SUSTENTADA POR ARENITOS ARCOSIANOS DA FORMAÇÃO DARDANELOS. FOTO TOMADA DA MT-208, JURUENA-MT A ARIPUANÃ-MT, NAS PROXIMIDADES DE TUTELÂNDIA, ENTRONCAMENTO DA MT-208 COM A MT-418. 241
006 ARENITO ARCOSIANO DA FORMAÇÃO DARDANELOS COM ESTRATIFICAÇÃO CRUZADA TANGENCIAL (FA-297-27). 242
007 SALTO DE APIACÁS. ARENITOS FELSPÁTICOS E GROSSEIROS, SOBRE A FENDA OCORRE UMA LENTE DE CONGLOMERADO COM + 1 METRO DE ESPESSURA (PC-299-90). 243
008 AFLORAMENTO DE FILITO DO GRUPO CUIABÁ NO LEITO DO RIO COXIPÓ (FA-388-17), MT-251 (CUIABÁ-CHAPADA). 244
009 FILITO CONGLOMERÁTICO DO GRUPO CUIABÁ. NOTAR O TAMANHO DO CALHAU COMUMENTE ENCONTRADO IMERSO NA MASSA FILÍTICA. A DISCREPÂNCIA ENTRE A GRANULOMETRIA DA MATRIZ E DOS CLASTOS QUE SUPORTA É EVIDENTE (FA- 388-15). 245
010 METADIAMICTITOS DO GRUPO CUIABÁ. A PRESENÇA DE MATACÕES É COMUM NESSAS ROCHAS. 246
011 FORMAÇÃO FERRÍFERA BANDADA TIPO LAGO SUPERIOR, GRUPO CUIABÁ (RB-359-58). 247
012 PARACONGLOMERADOS POLIMÍTICOS DA FORMAÇÃO PUGA. A ORIGEM DESTA ROCHA É CONTROVERSA, ALGUNS AUTORES DEFENDEM A TESE DE AS MESMAS SEREM PRODUTOS DE GLACIAS, PARA OUTROS, DECORRENTE DE CORRENTES DE TURBIDEZ E CORRIDAS DE LAMA EM AMBIENTE MARINHO. 248
013 AFLORAMENTO DE CALCÁRIO ARARAS MONSTRANDO O DESENVOLVIMENTO DE LAPIES (RB-372-57). 249
014 CAVERNA EM CALCÁRIO ARARAS, FAZENDA ÁGUA PRETA, BACIA DO ARAGUAIA. BELEZA CÊNICA (RB-375-28). 250
015 DETALHE DE ARENITO RAIZAMA MONSTRANDO MARCAS DE ONDA. BASE DA SERRA DO TOMBADOR. 251
016 DETALHE DE ARENITOS RAIZAMA QUE AFLORAM NA SERRA AZUL, REGIÃO DE PLANALTO DA SERRA. OS NÍVEIS MAIS CLAROS APRESENTAM TERMOS MAIS FINOS ENQUANTO OS MAIS ESCUROS SÃO ARENOSOS E ENCONTRAM-SE FERRUGUNIZADOS (FA-373-53). 252
017 AS CAMADAS DE ARENITO ARCOSIANO APRESENTAM-SE MAIS MACIÇAS, ENQUANTO QUE AS CAMADAS DE ARGILITOS MAIS FOLIADAS. A COLORAÇÃO, EM GERAL, É MARROM- AVERMELHADA A CHOCOLATE. O ACAMAMENTO E FOLIAÇÃO DAS ROCHAS NO LOCAL É N80ºE/80ºNW A VERTICAL A E-W/65º (FA-373-61). 253
018 ESTRATOS DELGADOS BEM DEFINIDOS DE ARENITOS FINOS E ARENITOS SILTOSOS, TÍPICO DO DIAMANTINO (RB-359-02). NOTAR A AUSÊNCIA DO SOLO. 254
019 CRUZIAMAS, MOLDES DE ICNOFÓSSEIS (DP-405-21). LOCALIDADE, FÁTIMA DE SÃO LOURENÇO. ÀS MARGENS DO RIO SÃO LOURENÇO. 255
020 CHAPADA DOS GUIMARÃES, CACHOEIRA VÉU DA NOIVA. ESTRATOS DE ARENITOS FURNAS. NA SUPERFÍCIE DO TERRENO OCORRE PASSAGEM GRADACIONAL PARA SILTITOS E FOLHELHOS FOSSILÍFEROS DA FORMAÇÃO PONTA GROSSA (FOTO 021). 256
021 CHAPADA DOS GUIMARÃES, CACHOEIRA VÉU DA NOIVA. FOLHELHOS FOSSILÍFEROS DA FORMAÇÃO PONTA GROSSA. SOBRE ESTE JAZIGO ESTÁ SENDO CONSTRUÍDO UM POSTO FISCAL DO IBAMA. 257
022 CHAPADA DOS GUIMARÃES, CACHOEIRA VÉU DA NOIVA FOLHELHOS SILTOSOS FOSSILÍFEROS. 258
023 FORMAÇÃO PALERMO APRESENTANDO FALHA INVERSA DESLOCANDO BANCO ARENÍTICO DA UNIDADE, POR APROXIMADAMENTE 60 CM, AO LONGO DO PLANO DE FALHA (DP-406-70). 259
024 ESCARPA DA SERRA DAS PARNAÍBAS ( FOLHA DOM AQUINO). CONTATO Pca/Pp. A FORMAÇÃO AQUIDAUANA É REPRESENTADA POR UMA SEQÜENCIA DE ARENITOS FINOS MICÁCEOS E ARGILITOS MICÁCEOS AVERMELHADOS. A FORMAÇÃO PALERMO É CONSTITUÍDA POR ARENITO FINO COM NÍVEIS DE CHERT BANDADO QUE SUSTENTAM RELEVO TABULAR. O CONTATO ENTRE AS FORMAÇÕES É MARCADO NA BASE DO BANCO DE CHERT ( FA-389-55). 260
025 VOÇORACAMENTO EM ARENITO AQUIDAUNA SITUADOS IMEDIATAMENTE ABAIXO DO CONTATO Pca/Pp. PROVOCADO POR ÁGUA SERVIDA DE ESTRADA ( FA-389-55). 261
026 EROSÃO PLUVIAL EM ARENITO BOTUCATU FORMANDO ESCULTURAS RUINIFORMES, CHAPADA DOS GUIMARÃES. 262
027 VOÇOROCA DESENVOLVIDA NA INTERFACE BOTUCATU/CORUMBATAÍ. PAREDES ÍNGREMES COM SUCESSIVOS ABATIMENTOS DE BLOCOS ( DP-420-12). 263
028 FORMAÇÃO BOTUCATU, QUEDA DE BLOCOS. LAPA DE ROCHA QUE CAIU NA POSIÇÃO INDICADA APÓS DOIS DIAS DE CHUVA. LIBERAÇÃO POR FRATURA. PROCESSO TÍPICO DE RECUO DE PAREDÕES ROCHOSOS (DP-420-20). 264
029 FORMAÇÃO UTIARITI. VOÇOROCA QUE TEVE COMO ORIGEM, LEITO DE ESTRADA ABANDONADA EM DECLIVE DE ENCOSTA (PC-370-32). 265
030 TUFOS DE CAPIM DO CERRADO, FUNCIONAM COMO BLOQUEADORES DOS PROCESSOS EROSIVOS CONCENTRADOS. PLANALTO DOS PARECIS ( PC-370-32). 266
031 VISTA PANORÂMICA DA CHAPADA DOS PARECIS, CAMPOS CERRADOS ABERTOS. O SOLO É ARENOSO, APESAR DO RELEVO SUAVE, SÃO SUCEPTÍVEIS À EROSÃO CONCENTRADA (PC-370-20). 267
032 CROSTA LATERÍTICA COM MAIS DE 2 M DE ESPESSURA SUSTENTANDO O CHAPADÃO CONHECIDO COMO SERRA DA ESTRELA. A CROSTA LATERÍTICA ACHA-SE SOB OS LATOSSOLOS ARGILOSOS VERMELHOS-ESCUROS, COM MAIS DE 10 M DE ESPESSURA, QUE CAPEIAM O CHAPADÃO. 268
033 VOÇOROCA AO NORTE DE SÃO JOSÉ DO RIO CLARO. MADEREIRAS JOGAM REJEITOS NO SEU INTERIOR (FA-356-12). 269
034 PERIFERIA DE SÃO JOSÉ DO RIO CLARO. O PROBLEMA DE EROSÃO ATINGE ATÉ A PARTE URBANA DA CIDADE. 270
035a TÁLUS COM CALHAUS E SEIXOS DE METARENITOS E QUARTZO, SOBRE ALTERITOS DO XINGU. OBSERVAR FRATURAMENTO N10-20ºW CORTANDO EMBASAMENTO E COBERTURA. OS SEDIMENTOS ESTÃO EM FRANCO PROCESSO DE EROSÃO. 271
035b FRATURAS N10-20ºW EM ALTERITOS DO XINGU, PREENCHIDAS POR ARGILAS VERMELHAS. AS FRATURAS CORTAM AS COBERTURAS GUAPORÉ. POR MOTIVO DE EXPOSIÇÃO, A FOTO APRESENTA APENAS FRATURAS NOS ALTERITOS XINGU. 272
036a CROSTAS LATERÍTICAS NA BASE DA FORMAÇÃO GUAPORÉ (7.96.240 E 84.07.847N) ATUALMENTE ESTA CROSTA ESTÁ EM FASE DE DESMANTELAMENTO. 273
036b CROSTAS LATERÍTICAS DA BASE DO GUAPORÉ EM DESMANTELAMENTO (97.96.240E, 84.07.847N). 274
037 VEREDAS OU CAMPO GRAMÍNIAS TEMPORARIAMENTE ALAGADAS, OBSERVÁVEIS NO PANTANAL DO GUAPORÉ. SUBSTRATO DE AREIAS QUARTZOSAS MICROCONGLOMERÁTICAS ( PC-385-12). 275
038 CENA DE REGIÃO ALAGADA AO SUL DE COCALINHO, BACIA DO ARAGUAIA. 276
039 COCALINHO, RIO ARAGUAIA. BELEZA CÊNICA. 277
040 CASCALHO LATERÍTICO RECOBRINDO A FORMAÇÃO DIAMANTINO QUE AFLORA EM JANELA NA BACIA DO ARAGUAIA ( RB-342-35). 278
041 AREIAS ESBRANQUIÇADAS E INCONSOLIDADAS DA FORMAÇÃO BANANAL ( DP-302-15). 279
042 TERRAÇO ALUVIONAR APRESENTANDO COBERTURA ARENOSA INCOESA ( DP-302-15). CARANDAZAL. 280
043 TERRAÇOS EM LUCIARA, MT. O 1º NÍVEL ENCONTRA-SE A 6-8 METROS ACIMA DO RIO ARAGUAI. SOBRE ELE, TEM-SE UM 2º NÍVEL A 8-10 METROS ( DP-323-11). 281
044 DOBRAS SANFONADAS EN CHEVRON EM ROCHAS DO GRUPO CUIABÁ. O AFLORAMENTO SE SITUA EXATAMENTE SOBRE O TRAÇADO DA FALHA DE EMPURRÃO DE SÃO MANUEL. AS ROCHAS SÃO ARENITOS MUITOS FINOS, SILTITOS E SILTITOS ARGILOSOS ( FA-373-23). 282
045 DOMO DE ARAGUAINHA ESTRUTURA ANELAR AO SUL DO DOMO. A ÁREA INTERNA É DEPRIMIDA. 283
046 DOMO DE ARAGUAINHA, INTERFLÚVIO ARAGUAIA- ARAGUAINHA. ESTRATOS PALERMO AFETADOS POR FALHAS E DOBRAS. NÃO HÁ UM PADRÃO TECTÔNICO PARA OS DOBRAMENTOS. FAIXAS COMINUÍDAS DE ROCHA MOSTRAM MOVIMENTOS DIRECIONAIS DE ALTO ANGULO (DP-406-52). 284
047 VISTA PANORÂMICA DA ESCARPA ESTRUTURAL DO GUAPORÉ. 285
048 VISADA DA SERRA DA ESTRELA (DP-406-13). O PRIMEIRO MORROS ENCONTRA-SE BASCULADO PARA NORTE, O SEGUNDO MOSTRA MORRO COM ESCARPA QUE SUGERE REPRESENTAR ESCARPA DE LINHA DE FALHA. BASCULAMENTO PÓS SUPERFÍCIE DE APLANAMENTO SUL AMERICANA. 286
049 FEIÇÕES DE BASCULAMENTO EM SEQÜÊNCIAS AQUIDAUANA NA SERRA DA SAUDADE LESTE DE GUITATINGA. A MOVIMENTAÇÃO SUGERE ABATIMENTO E BASCULAMENTO ENTRE OS MORROS (DP-406-74). 287
050 CACHOEIRA QUE DESAGUA NO SUMIDOURO DO RIO PIQUIRI (DP-419-25), O RIO TEM CERCA DE 30 M DE LARGURA NO LOCAL (FORMAÇÃO MARÍLIA). 288
051 SUMIDOURO DO PIQUIRI, O FUNIL TEM CERCA DE 15 M DE DIÂMETRO (DP-419-25). 289
052 GARIMPO A CÉU ABERTO EM MINERALIZAÇÃO PRIMÁRIA AS CAVAS ATINGEM DEZENAS DE METROS DE EXTENSÃO POR ATÉ 10-20 M DE PROFUNDIDADE. NO CASO O PRIMÁRIO RESTRINGE-SE A UM “FRISO” EM GRANITÓIDE (GROTA DO ZÉ DOIDO, GARIMPO DE APIACÁS). 290
053 FILETE DE QUARTZO QUE EMERGIU DE UM FRISO. A LAPISEIRA E MÃO DO GARIMPEIRO POSICIONAM-SE SOBRE A FRATURA. A MESMA É IMPERCEPTÍVEL SE NÃO HOUVER UM RASTREAMENTO (GROTA ZÉ DO DOIDO, GARIMPO DE APIACÁS) 291
054 GARIMPO DO MARABÁ, APIACÁS. ESTA É A FEIÇÃO CARACTERÍSTICA DOS GARIMPOS DE ALUVIÃO DEPOIS QUE AS LAVRAS SÃO PARALISADAS: ASSOREAMENTO, ÁGUAS REPRESADAS, ÁGUAS CORRENTES TURVAS, DESTRUIÇÃO DA MATA CILIAR, DO SOLO E ABANDONO. A DEGRADAÇÃO SE EXTENDE POR DEZENAS DE QUILÔMETROS (10-20 KM OU MESMO MAIS), COM FLATS VARIÁVEIS DE 200-300M (PC-273- 131). 292
055 SOBREVÔO NO GARIMPO DO SARARÉ. A ÁREA FOI INVADIDA POR GARIMPEIROS (AO REDOR DE 5.000) POUCOS MESES ANTES DA TOMADA DESTA FOTO (JAN/97). AS ALUVIÕES ASSOREADAS SE EXTENDEM POR QUILÔMETROS. 293
056 GARIMPO DO JATOBÁ. A ROCHA ENCAIXANTE DOS VEIOS DE QUARTZO TRATA-SE DE UM FILITO. CONFORME PODE SER OBSERVADO, EM GRANDE PARTE OS VEIOS SÃO CONCORDANTES COM A FOLIAÇÃO LOCAL QUE SE DÁ SEGUNDO N50-60ºW/20-30ºNE. ATUALMENTE O GARIMPO ENCONTRA-SE PARALISADO, O OURO SUPERFICIAL ESGOTOU- SE (FA-388-18). 294
057 VISTA PARCIAL DE UMA EXTENSA ÁREA ALUVIONAR NO RIO COITÉ, GARIMPADA PARA DIAMANTE, PRÓXIMA AO DISTRITO DE ALTO COITÉ (FA-389-62). 295
058 GARIMPO DE DIAMANTE DO 21 DE ABRIL, JUÍNA. O CASCALHO BASAL FOI ATINGIDO (PARA ONDE SE DIRIGE O JATO D’ÁGUA),COM CERCA DE 30 CM DE ESPESSURA. ESTE É O
HORIZONTE MINERALIZADO. O ESTÉRIL APRESENTA CERCA DE 8 M DE ESPESSURA. 296
059 GARIMPO DO 21 DE ABRIL (KM 180). VISTA PARCIAL DO GARIMPO. APÓS O DESMONTE HIDRÁULICO, O CASCALHO É CONCENTRADO NUM PROCESSO MECANIZADO DE LAVAGEM. AO FINAL, RESUME-SE O CASCALHO MANUALMENTE. 297
060 GARIMPO DO 21 DE ABRIL (KM 180), JUÍNA. APROXIMADAMENTE 8 METROS DE SEDIMENTOS TÊM DE SER REMOVIDOS PARA SE CHEGAR AO NÍVEL MINERALIZADO. 298
061 HOTEL ÁGUAS QUENTES, FONTE PAULISTA. A TEMPERATURA D’ÁGUA NESTA FONTE É DE 42ºC. 299
062 BALNEÁRIO ÁGUAS QUENTES, FAZENDA NOSSA SENHORA APARECIDA, BAIRRO BURITIZAL, MUNICÍPIO DE POXORÉU. TEMPERATURA DA ÁGUA, 34,5ºC (15º38’58” E 54º24’48”W). 300
063 GARIMPO DO EXPEDIDO (FA-297-51). O MORROTE É COBERTO POR “GOSSAN”. FOI PROGRAMADO PELA EMPRESA TABOCO. A REGIÃO FOI SONDADA, NUM DOS FUROS INTERCEPTOU-SE UM NÍVEL DE METACHERT DE APROXIMADAMENTE 10 M COM SULFETOS DE Cu, Pb e Zn. DESTES, 2 M ERAM DE SULFETOS PRATICAMENTE MACIÇOS. O OURO OCORRE COM TEORES BAIXOS E CASO O MINÉRIO VENHA A SER LAVRADO, CONSTITUIR-SE Á EM SUBPRODUTO. 301
064 GARIMPO DO EXPEDITO. AMOSTRAGEM DE CANAL CORTANDO NÍVEIS DE METACHERT. O MATERIAL É ANALISADO PARA Cu,Zn e Au. 302
065 GRUPO IRIRI. ESTUDOS PETROGRÁFICOS EFETUADOS PELA MINERAÇÃO TABOCO S/A, CARACTERIZARAM ESTAS ROCHAS COMO METATUFOS ÁCIDOS (FA-297-51). 303
066 VISTA PARCIAL DO BARREIRO DA CERÂMICA SÃO GONÇALO, ÀS MARGENS DO RIO CUIABÁ. A EXPRESSÃO DESTE BARREIRO ASSEMELHA-SE A INÚMEROS OUTROS EXISTENTES AO LONGO DA PLANÍCIE ALUVIONAR DO CUIABÁ. EXPLORADO POR OUTROS CERAMISTAS. O MAIOR NÚMEROS DE BARREIROS CONCENTRAM-SE NA MARGEM DIREITA DO RIO, NO MUNICÍPIO DE VARGEM GRANDE. 304
067 ASPECTO GERAL DAS FRATURAS PREENCHIDAS POR FILMES DE PIRITA E, SUBORDINADAMENTE, MOLIBDENITA. 305
LISTA DE MAPAS
001 ARTICULAÇÃO DOS PRINCIPAIS PROJETOS GEOLÓGICOS DESENVOLVIDOS DE FORMA SISTEMÁTICA NO ESTADO DE MATO GROSSO NAS ESCALAS 1:50.000, 1:100.000, 1:250.000, 1:500.000 E 1:1.000.000 05
002 ARTICULAÇÃO DE PROJETOS RELACIONADOS COM ÁREAS DE MINERAÇÃO/GARIMPOS E MEIO AMBIENTE EM ESCALAS DIVERSAS 06
003 COMPARTIMENTAÇÃO GEOTECTONICA ESQUEMÁTICA E COBERTURAS FANEROZÓICAS DO ESTADO DE MATO GROSSO 127
1
1. INTRODUÇÃO
O presente relatório apresenta o resultado das atividades de geologia previstos no Módulo 4 - “Sistematização das Informações Temáticas”, as quais, na atividade GL6, deram origem à elaboração do Mapa Geológico do Estado de Mato Grosso, do Mapa de Potencialidade Mineral, do Mapa das Unidades Aqüíferas, todos na escala 1:1.500.000 e do respectivo Relatório Técnico contemplando a caracterização geológica, a avaliação das potencialidades minerais, os aspectos das águas subterrâneas do Estado, assim como das feições geotécnicas que podem ser associadas às respectivas unidades litoestratigráficas.
A sistematização regional das grandes feições geológicas do Estado de Mato Grosso advém, principalmente, dos levantamentos realizados nos Projetos RADAM e RADAMBRASIL, realizados na década de 70 e início dos anos 80, bem como trabalhos desenvolvidos pelo DNPM/CPRM em várias porções do Estado, e pela PETROBRAS, essa última restringindo-se ao domínio da Bacia do Paraná. Estes levantamentos foram revistos posteriormente durante a elaboração da Carta Geológica da Amazônia Legal pela Superintendência do Desenvolvimento da Amazônia (SUDAM) e a Fundação Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE), em 1990, a qual faz parte do Projeto Zoneamento das Potencialidade dos Recursos Naturais da Amazônia Legal e que representa o documento geológico em escala mais abrangente do Estado, tratando o território matogrossense como um todo e já em consonância com os conceitos estabelecidos pela SAE – Secretaria de Assuntos Estratégicos, visando o futuro zoneamento da Amazônia Brasileira.
Os objetivos daqueles levantamentos estavam voltados à resolução dos problemas geológicos inerentes ao entendimento da evolução crustal, comportando, portanto, o empilhamento estratigráfico, a evolução tectônica, a estruturação geológica e potencialidade mineral visando fomentar as atividades de empresas estatais ou privadas que investiam em exploração mineral.
Diante do intervalo de tempo existente entre a execução daqueles projetos e dos objetivos a que se ativeram e os objetivos almejados por este diagnóstico, foi previsto, neste âmbito, a utilização de dados secundários e levantamento de dados primários que permitissem:
• fazer uma revisão da distribuição espacial dos domínios litoestratigráficos e respectiva estruturação geológica;
• apresentar a distribuição dos principais jazimentos minerais e elaborar uma avaliação da potencialidade mineral;
• apresentar um diagnóstico dos aspectos dos recursos hídricos subterrâneos; e
• fazer uma caracterização das principais feições geotécnicas em associação com unidades ou litoestratigráficas. (e.g. erosão concentrada, carst, assoreamento, escorregamentos etc.).
Dentro da estratégia adotada para se atingir esses objetivos, precedeu uma primeira fase de consolidação dos dados secundários, que teve por objetivo apresentar a “Espacialização Preliminar das Principais Informações Geológicas do Estado de Mato Grosso”, na escala 1:1.500.000, e que foi objeto do Relatório de Geologia “Consolidação dos Dados Secundários, Nível Compilatório, DSEE-GL-RT-002”, que se consistiu numa das principais fontes de consulta para os trabalhos subseqüentes. 2
O presente Relatório, por sua vez, agrega informações de campo, análises laboratoriais químicas, petrográficas e mineralógicas e interpretações de imagens de sensores remotos, na escala de 1:250.000, que deram origem a 74 Mapas Geológicos e 65 Mapas de Potencialidade Mineral, elaborados na escala 1:250.000 e respectivas Memórias Técnicas. Estes documentos se consistiram nos elementos básicos para a elaboração do Mapa Geológico e Relatório Técnico Final na escala de 1:1.500.000.
Os Mapas Geológico, de Potencialidade Mineral e das Unidades Aqüíferas elaborados, com adição das informações referentes às fragilidades geotécnicas identificadas, juntamente com os mapas geomorfológicos, pedológicos, climatológicos etc., compõem o cenário integrado do meio físico, assim como permitem um relacionamento nos seus aspectos interativos com o meio biótico e econômico, no conjunto fornecendo as bases para a elaboração do Diagnóstico Sócio-Econômico-Ecológico do Estado de Mato Grosso, objetivo maior deste projeto, e embasamento para a formulação do macrozoneamento ambiental do Estado.
Cabe salientar que apesar de todos os esforços direcionados na recuperação dos levantamentos geológicos efetuados por diferentes órgãos estatais e federais, inclusive dos levantamentos em estágio de elaboração, aos quais foram adicionados dados primários coletados em campo; os trabalhos aqui apresentados, por si só, não permitem a resolução de determinadas questões de cunho estratigráfico, geotectônico, metalogenético, hidrogeológico ou mesmo pendências existentes, para as quais as soluções devem ser procuradas em projetos específicos, com utilização de técnicas e escalas adequadas e pertinentes para cada situação identificada.
2. PROCEDIMENTOS METODOLÓGICOS
Para consecução dos objetivos propostos procedeu-se sistematicamente às seguintes tarefas:
- identificação e recuperação da documentação geológica existente, tais como:
de projetos regionais realizados por organismos públicos ou privados, teses, dissertações, artigos em periódicos, congressos, simpósios, etc., enfim toda sorte de publicação, de conteúdo regional ou mesmo local, onde se identificou conexão com os objetivos almejados;
dos pontos de descrição de afloramentos e de jazimentos minerais. Nesse sentido, recuperou-se uma coletânea de 8.826 pontos de afloramentos e 1.446 pontos de descrição de jazimentos minerais, do arquivo Microsiga, elaborado pela CPRM, referentes aos mais diversos projetos executados no Estado;
dos cadastros das áreas da situação legal referentes aos direitos minerários do Estado junto ao DNPM, totalizando 7452 requerimentos, dos quais 5.109 requerimentos de pesquisa, 1118 autorizações de pesquisa, 959 lavras garimpeiras, 165 lavras e 101 licenciamentos; tendo como data base de referência Julho de 1995.
- interpretação das imagens de satélite LANDSAT 5, Thematic Mapper – TM P&B canais 4 e 5 e composição colorida canais 3, 4 e 5 e mosaicos de radar do 3
Projeto RADAMBRASIL, todos na escala 1:250.000, com elaboração de mapas geológicos interpretados na escala 1:250.000;
- elaboração dos mapas de Estações Geológicas e de Jazimentos Minerais
- levantamentos de campo com amostragem dos diferentes tipos líticos identificados. A localização em campo foi efetuada com a utilização de GPS Magellan, com erro de até 100 m;
- controle das informações do cadastro dos poços tubulares profundos, os quais foram locados nos mapas 1:250.000 e as informações relativas ao perfil geológico foram apreciadas, e, quando possível, retrabalhadas e adequadas ou mesmo descartadas diante da confiabilidade ou não dos dados disponíveis;
- integração dos dados secundários e primários com elaboração de Mapas Geológicos, na escala 1:250.000, documento básico para a elaboração do Mapa Geológico na Escala 1:1.500.000, com as generalizações necessárias diante na nova escala adotada.
- as unidades litoestratigráficas do Mapa Geológico na escala 1:1.500.000 foram convertidas em unidades hidro-litológicas, segundo os conceitos de STRUCKMEIER & MARGAT, (1995).
O detalhamento desses procedimentos encontram-se apresentados a seguir segundo quatro etapas distintas de trabalho: documentação geológica; interpretação temática; trabalho de campo e integração dos dados.
2.1. DOCUMENTAÇÃO GEOLÓGICA
A etapa que se ateve à sistemática de análise e recuperação da documentação geológica correspondeu a três tipos básicos de informações:
• Análise de Projetos a Nível Regional e Local
Recuperação de projetos efetuados por organismos federais e estatais, onde áreas específicas do Estado de Mato Grosso foram estudadas e/ou mapeadas. Um total de 39 projetos executados ou em andamento, em diferentes escalas que variaram de 1:50.000 a 1:1.000.000, foram consultados e recuperados, os quais se constituíram num acervo de consulta à execução do projeto. Os Mapas 001 e 002 apresentam a articulação desses projetos no Estado e as respectivas escalas de trabalho;
• Análise de Trabalhos Científicos Diversos
• A recuperação de trabalhos científicos, reunindo-se aqui teses, dissertações e artigos publicados em atas, periódicos, revistas, publicações internacionais, magazines, etc. Várias teses e dissertações foram recuperadas para consulta, assim como cerca de 100 artigos foram recuperados e cuja identificação encontra-se apresentada na Bibliografia deste relatório; e
• Coleta de Informações Secundárias (descrições e afloramentos, jazimentos minerais e poços tubulares profundos).
8.826 estações geológicas descritas no programa Microsiga foram plotadas via software em mapas 1:250.000 e, em cada estação, foi identificada a 4
unidade litoestratigráfica e o tipo lítico aflorante. Este trabalho serviu de apoio e orientação aos trabalhos interpretativos de imagens de sensores remotos. Em virtude da proliferação de termos estratigráficos, decorrentes de diferentes projetos executados em áreas distintas e épocas diversas, a plotagem dos pontos de afloramentos no mapa base foi precedida de uma padronização da nomenclatura estratigráfica, de acordo com a estratigrafia proposta pela SUDAM/IBGE, (1990).
De forma análoga, os 1.446 pontos de jazimentos minerais do arquivo Microsiga foram plotados via software, bem como os jazimentos publicados pela METAMAT, os divulgados pela CPRM referentes ao Projeto Ouro Brasil; os coletados durante os levantamentos de campo (61) e aqueles obtidos diante de demais órgãos e da literatura disponível. Assim, todas as informações referentes aos jazimentos minerais foram plotadas diretamente nos mapas 1:250.000, totalizando mais de 1.500 pontos de jazimentos minerais, distribuídos em 65 mapas. Tais mapas se constituíram no documento básico para a elaboração do Mapa de Potencialidade Mineral;
Recuperação de dados hidrológicos e de perfis geológicos referentes aos poços tubulares profundos em todo o Estado, que perfazem um total de 1.409 poços. Para isso foram consultados as principais companhias perfuradoras que atuam no Mato Grosso, sendo que as que disponibilizam informações foram: Companhia de Saneamento do Estado de Mato Grosso – SANEMAT (588 poços); Departamento Nacional de Produção Mineral – DNPM-SISON (360 poços); Geoeste Engenharia (350 poços); Promon Perfurações e Montagem Matogrossense (70 poços); AHEC-ARAL (34 poços); Outras (7 poços);
Conforme a confiabilidade da informação e detalhamento geológico e hidrológico obtido em cada poço, as informações foram agrupadas em diferentes níveis para a realização dos estudos hidrológicos que se seguiram.
A essas informações, adicionam-se dois poços estratigráficos realizados pela PETROBRAS no Estado de Mato Grosso: 2AG – 1MT (Alto Garças) e 2TQ – 1MT (Taquari). LEGENDA
A B A - Projetos em escala 1:50.000
1 Província Serrana 5 Apiacás - Caiabis
2 Coxipó Fase I 6 Manissauá - Missu 6 1 7 2 8 B - Projetos em escala 1:100.000 7 Serra do Roncador
1 Ouro / Gemas - Alta Floresta 8 Alto Guaporé
2 Peixoto de Azevedo 9 Serra Azul
Programa de Levantamento Geológico 5 3 Coxipó Fase II Básico - Fl. Morraria da Insuá 10 1 9 2 Programa de Levantamento Geológico Geologia do Centro Leste de 4 11 Básico - Fl. Serra de Amolar Mato Grosso
5 Aluviões Diamantíferos 3 D - Projetos em escala 1:500.000 4 1 : 50.000 1 : 100.000 6 Aerogeofísico Juruena - Teles Pires 1 Serra do Roncador
C 7 São Manuel 2 Centro Oeste de Mato Grosso
Juruena - Teles Pires 8 3 Alto Guaporé
Programa de Levantamento Geológico 9 Básico - Fl. Pontes e Lacerda 4 Goiânia II 1 2
3a 3b 4 C - Projetos em escala 1:250.000 Manissauá - Missu 6 5 5 1 Aerogeofísico Juruena - Teles Pires Bodoquena 3d 6 7 2 Apiacás 3c 7 Apiacás - Caiabis
8 9 3 Mapas Metalogenéticos 8 Aripuanã - Sucunduri 3e 3f 3a Rio Branco e Pimenta Bueno 1010 11 E - Projetos em escala 1:1.000.000 3b Vila Guarita 1 PRODIAT 1 : 250.000 3c Vilhena e Pimenteiras 2 Centro Oeste de Mato Grosso D E 3d S. Miguel do Araguaia e Araguaçu Barra do Bugres, Mato Grosso ou 3 Mapa Metalogenético - Fl. Guaporé 3e Jauru, Cuiabá e Rosário Oeste RADAM/ RADAM BRASIL (FL. Porto Velho- Barra do Garças 8 3f 4 SC.20; Juruena - SC.21; Tocantins- SC.22; Guaporé - SD.20; Cuiabá - 4 Rio do Sangue SD.21; Goiás - SD.22; Corumbá - SE.21; Goiânia - SE.22 e Tapajós - SB.21 7 5
FONTE : CNEC, 1997
2 2 1 3 1 Mapa 001 TÍTULO ARTICULAÇÃO DOS PRINCIPAIS PROJETOS GEOLÓGICOS DESENVOLVIDOS 4 3 DE FORMA SISTEMÁTICA NO ESTADO DE MATO GROSSO NAS ESCALAS 4 1 : 50.000, 1 : 100.000, 1 : 250.000, 1 : 500.000 e 1 : 1.000.000 MINISTÉRIO DA BIRD BANCO INTERNACIONAL PARA RECONSTRUÇÃO E DESENVOLVIMENTO INTEGRAÇÃO NACIONAL 6 GOVERNO DO ESTADO DE MATO GROSSO 1 : 500.000 1 : 1.000.000 SEPLAN SECRETARIA DE ESTADO DE PLANEJAMENTO E COORDENAÇÃO GERAL 0 110 220 Km ZONEAMENTO SÓCIO-ECONÔMICO ECOLÓGICO Projeto de Desenvolvimento Agroambiental do Estado de Mato Grosso PRODEAGRO 2000 Engenharia S. A. C70 GE 01.CDR LEGENDA
Projetos de Mineração, Garimpos e Meio Ambiente
1 Orientação Técnica à Reserva Garimpeira de Peixoto de Azevedo
2 Diagnóstico Ambiental dos Garimpos da Região Norte do Estado
2a - Peixoto de Azevedo 2b - Zé Vermelho N 2c - Juruena AMAZONAS 2d - Cabeça
3 Modernização, Racionalização e Desenvolvimento Sustentado da Mineração na Região PARÁ Norte do Estado de Mato Grosso 2c 2b 4 4 Diagnóstico das Atividades Mineradoras da Bacia do Rio Teles Pires I 5 Programa de Controle Ambiental da Garimpagem de Ouro para o Desenvolvimento Sustentável da Bacia do Tapajós 3 2d 2a 1 6 Opções Tecnológicas para o Controle Ambiental da Atividade Garimpeira e Poxoréo
7 Garimpo Poconé TOCANTINS
8 Uso da Terra e o Garimpo na Bacia do Rio São Lourenço
RONDÔNIA FONTE : CNEC, 1997
Obs. : As diversas teses consultadas encontram-se referenciadas na Bibliografia. 5
6
7
BOLÍVIA 8
0 50 100 250 Km
MATO GROSSO DO SUL Mapa 002 TÍTULO ARTICULAÇÃO DOS PRINCIPAIS PROJETOS RELACIONADOS COM ÁREAS DE MINERAÇÃO, GARIMPOS E MEIO AMBIENTE EM ESCALAS DIVERSAS MINISTÉRIO DA BIRD BANCO INTERNACIONAL PARA RECONSTRUÇÃO E DESENVOLVIMENTO INTEGRAÇÃO NACIONAL
GOVERNO DO ESTADO DE MATO GROSSO SEPLAN SECRETARIA DE ESTADO DE PLANEJAMENTO E COORDENAÇÃO GERAL ZONEAMENTO SÓCIO-ECONÔMICO ECOLÓGICO Projeto de Desenvolvimento Agroambiental do Estado de Mato Grosso PRODEAGRO 2000 Engenharia S. A.
C70 GE 02.CDR 7
2.2. INTERPRETAÇÃO TEMÁTICA
A etapa referente à interpretação foi desenvolvida em dois momentos distintos, quais sejam: interpretação básica e interpretação temática. Utilizaram-se como materiais para a interpretação as imagens de satélites LANDSAT, TM 5 P&B, canais 4 e 5 e falsa cor, canais 3, 4 e 5, ambas com correção UTM, e mosaicos de radar do Projeto RADAMBRASIL, todos na escala 1:250.000.
Inicialmente buscando identificar os aspectos comuns entre os temas afins, geologia, geomorfologia e pedologia, procedeu-se à interpretação dos elementos comuns, tais como: frentes de escarpas, cristas topográficas, planícies aluvionares, depósitos de coberturas, áreas degradadas por garimpo ou mineração, etc., que serviu como ponto partida para os trabalhos de interpretação temática num momento posterior.
Como metodologia para a interpretação temática, procedeu-se seqüencialmente aos seguintes passos:
• a interpretação foi efetuada em papel transparente e indeformável, contendo a rede de drenagem oficial do IBGE na escala de 1:250.000;
• devido às distorções cartográficas existentes entre a rede de drenagem oficial do IBGE e do DSG e das imagens de satélite/radar, procedeu-se a obtenção de setores de ajuste cartográfico segundo a metodologia de MADRUGA & ARIMA, (1995). Este procedimento permitiu delimitar áreas onde as distorções encontram-se minimizadas ou mesmo inexistentes, e assim aprimorar cartograficamente as cartas interpretadas; procedimento este incorporado tanto para a interpretação básica como para a interpretação temática.
• os pontos de afloramento descritos no banco de dados MICROSIGA (CPRM) foram plotados através de software para uma base cartográfica 1:250.000. As informações geológicas referentes à unidade litoestratigráfica; litologias aflorantes e as estruturas presentes, foram assinaladas em cada ponto.
Como informação adicional à interpretação, transcreveu-se também via software todos os pontos de jazimentos minerais disponíveis no arquivo MICROSIGA;
• apoiado no mapa de pontos de afloramentos e de jazimentos minerais, levando- se em consideração os mapas geológicos regionais preexistentes e, em especial, tendo-se como referência geral a Espacialização das Principais Informações Geológicas do Estado de Mato Grosso (CNEC, 1995), deu-se início aos trabalhos interpretativos;
• na interpretação propriamente dita, a delimitação das zonas homólogas foi obtida através dos princípios clássicos da interpretação, tais como: rugosidade e dissecação do terreno; padrão de densidade, tropia e grau de entalhamento da drenagem; tonalidade e textura da imagem; formas de relevo, padrão estrutural, etc.
• na delimitação das zonas homólogas utilizou-se sistematicamente as imagens de satélite P&B e falsa cor e dos mosaicos de radar. Nesta fase também foram extraídas as áreas garimpadas e, prevendo os trabalhos de campo, as estradas e caminhos reconhecíveis; 8
• a delimitação das zonas homólogas adicionadas às informações secundárias permitiram a correlação entre as zonas homólogas e as unidades litoestratigráficas; e
• cotejamento dos dados secundários versus padrão de imageamento permitiu identificar e priorizar as áreas merecedoras de maior atenção durante os trabalhos de campo, quer seja para melhor definição das unidades litoestratigráficas e/ou litológicos, quer seja para melhor definição de aspectos geotécnicos ligados a erosão e assoreamento.
2.3. TRABALHOS DE CAMPO
Os mapas interpretados obtidos a partir das imagens de sensores remotos e dos dados secundários elaborados na etapa anterior permitiram identificar as áreas de maior complexidade geológica, assim como as áreas mais carentes de informações ou ainda áreas onde se identificaram possíveis processos de erosão e assoreamento.
Apoiado nas cartas topográficas e nas estradas e caminhos identificados nas imagens falsa cor, foi programado um roteiro de campo que permitisse otimizar os traçados a serem percorridos e áreas críticas a serem visitadas, algumas vezes, priorizando o reconhecimento de aspectos geotécnicos, importantes indicadores da fragilidade geológica.
A uniformidade de informações dos diferentes técnicos que compunham a equipe de geologia, foi garantida pelas discussões conjuntas e pela sistematização da coleta de informações através de fichas de descrição de campo, de poços tubulares profundos e de jazimentos minerais.
Os dados quantitativos referentes aos trabalhos de campo encontram-se especificados no Quadro 001, que se segue. 9
QUADRO 001 QUANTIFICAÇÃO DOS DADOS FÍSICOS DAS CAMPANHAS DE CAMPO DE GEOLOGIA
DADOS FÍSICOS DAS CAMPANHAS
CAMPANHAS TÉCNICOS CUIABÁ INÍCIO RETORNO DIAS DE CAMPO PONTOS CONTROLE Km PERCORRIDOS CARTAS PERCORRIDAS (Nº MIR)
FERNANDO MARTINS 10/09 13/09 09/10 27 114 5300 244, 245, 246, 270, 271, 272, 295, 296, 297, 316 FERNANDO FAHL 16/09 17/09 12/10 26 89 7600 318, 319 DIRCEU PAGOTO 16/09 17/09 07/10 23 167 7700 277, 278, 302, 303, 322, 323 1ª (1996) RUBENS BORGES 16/09 17/09 09/10 22 135 7600 275, 276, 300, 301 PAULO PRESSINOTTI 16/09 17/09 14/10 27 280 6000 220, 247, 273, 274, 298, 299 Subtotal 125 785 34200 28 cartas FERNANDO MARTINS 21/10 22/10 13/11 23 135 6290 320, 321, 340, 341 FERNANDO FAHL 27/10 29/10 16/11 19 89 5800 338, 355, 356 2ª (1996) RUBENS BORGES 30/10 01/11 21/11 21 120 6100 341, 342, 343, 358, 359 PAULO PRESSINOTTI 27/10 29/10 23/11 26 170 5500 317, 336, 337, 353, 354 Subtotal 89 514 23.690 18 cartas FERNANDO MARTINS 12/01 14/01 05/02 23 141 5150 357, 373, 389 FERNANDO FAHL 12/01 14/01 03/02 21 108 5988 339, 371, 372 DIRCEU PAGOTO 12/01 14/01 01/02 19 190 7000 390, 391, 406, 420, 433 3ª (1997) RUBENS BORGES 12/01 14/01 02/02 20 179 5250 341, 358, 374, 375 PAULO PRESSINOTTI 12/01 14/01 05/02 23 140 4300 369, 370, 385, 386, 402 Subtotal 106 758 27.688 20 cartas Apoio 3ª FERNANDO MARTINS 10/04 11/04 07/05 27 30 6920 246, 273, 297, 298, 318 Campanha GM FERNANDO FAHL 14/04 14/04 05/05 21 30 5634 275, 276, 300, 301 (1997) Subtotal 48 60 12.554 9 cartas FERNANDO MARTINS 11/09 12/09 10/10 29 140 6228 373, 388, 389, 404 FERNANDO FAHL 11/09 12/09 08/10 27 166 6619 370, 386, 402, 403, 417, 418 4ª (1997) DIRCEU PAGOTO 11/09 12/09 03/10 22 150 8020 405, 406, 419, 420, 433 PCBAP RUBENS BORGES 11/09 12/09 08/10 27 182 8510 371, 372, 387, 404 Subtotal 105 638 29.377 19 cartas
Perfil na Bacia No período de 12 a 16/09/1997 foi efetuado um perfil geológico na Bacia do Paraná. Integrantes: Mário Vital, Rubens Borges, Paulo Pressinotti, Dirceu Pagoto, Fernando Martins, do Paraná Juraci Ozeda. Cartas Percorridas: 388, 389 TOTAL 473 2.755 127.509
10
Durante os levantamentos de campo, tendo como apoio a utilização de um GPS, procedeu-se também à coleta de amostras dos tipos líticos representativos da geologia ou atípicos, representando produtos de alteração hidrotermal ou metassomática, de interesse no estudo dos jazimentos minerais do Estado. No total foram coletadas 956 amostras, que compõem a litoteca do projeto, encaminhadas à SEPLAN - Secretaria de Estado e Planejamento e Coordenação Geral do Mato Grosso.
Para codificação das amostras coletadas procedeu-se sistematicamente à identificação do coletor através de suas siglas iniciais, número MIR, número da estação de campo, e.g. PC-298-01 (coletor: Paulo Cesar Pressinotti, MIR: 298, estação 01), caso mais de uma amostra fosse coletada por estação, diferenciava-se através da codificação: a, b, c, etc. (PC-298-01a)
As amostras identificadas como de interesse à caracterização petrográfica e/ou química, foram encaminhadas para análises petrográficas, químicas e mineralógicas, conforme se segue:
• em 126 amostras de rochas foram feitas análises petrográficas por microscopia ótica em lâmina delgada polida , sob supervisão do Prof. Dr. Antenor Zanardo do Instituto de Geociências da UNESP, Campus de Rio Claro;
• em 02 amostras foram efetuadas seções polidas;
• em 30 amostras de rochas foram efetuadas análises químicas na GEOLAB, sendo dosados sistematicamente os óxidos normativos maiores e menores e os elementos traços pelos seguintes métodos Li, Cu, Pb, Zn, Mo, Ni e Cr (solubilização total/AA); Rb, Sr, Zr, Nb, Ta, Be, W, Sn (fluorescência de raios-x), Be e Y (ICP) e F (íon específico). Destas 30 amostras, em 20 foram efetuadas análises de terras raras por ICP. Todas amostras analisadas quimicamente tiveram correspondente análise petrográfica;
• em 5 amostras de cascalho diamantífero foram efetuadas análises mineralógicas dos minerais pesados; e
• em 2 amostras de nódulos argilosos foram efetuados difratogramas para determinação dos minerais de argila.
2.4. INTEGRAÇÃO DOS DADOS
A integração dos dados consistiu na síntese das informações geológicas disponíveis, tais como:
• dos dados secundários (8.826 pontos secundários) e primários (2.755 pontos primários) de geologia;
• da análise crítica dos projetos geológicos preexistentes, num total de 39 projetos regionais com escala variando de 1:50.000 a 1:2.500.000;
• da análise das informações geofísicas disponíveis como ferramenta auxiliar no mapeamento geológico;
• da análise das informações concernentes aos jazimentos minerais (mais de 1.500 descrições);
11
• das informações relativas aos garimpos;
• das informações relativas à situação legal dos Direitos Minerários. Todas as informações dos overlays de controle legal de áreas foram plotadas nas bases cartográficas na escala de 1:250.000 , correspondendo a um total de 7.452 processos;
• das informações disponíveis referentes ao cadastro dos poços tubulares profundos - PTPs (1.411 PTPs); e
• de toda informação geológica dispersa nas diversas publicações existentes e que se encontram apresentadas na Bibliografia.
A análise crítica de todas estas informações permitiram a elaboração dos mapas geológicos na escala de 1:250.000, que serviram de elemento básico para a elaboração do mapa geológico do Estado na escala de 1:1.500.000, com as devidas generalizações.
Os mapas geológicos elaborados na escala 1:250.000 e os mapas de jazimentos minerais e das situações legais se constituíram nos elementos básicos para a elaboração dos mapas de potencialidade mineral na escala de 1:250.000, e estes para o mapa de potencialidade mineral do Estado na escala de 1:1.500.000.
O tratamento estatístico dos dados dos poços tubulares profundos associados à geologia, permitiu, segundo o método de STRUCKMEIER & MARGAT, (1995), a elaboração do Mapa das Unidades Aqüíferas do Estado, em que as unidades litoestratigráficas são convertidas em unidades hidro-litológicas.
3. DESCRIÇÃO DAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS
Aqui será apresentada a conceituação das unidades cronolitoestratigráficas que afloram no Estado de Mato Grosso no que tange à sua definição, distribuição, seus principais constituintes litológicos, suas relações litoestruturais, potencialidade mineral e feições geotécnicas mais relevantes, no que se refere a fragilidade à erosão, instabilizações e tipos de solo. A compartimentação das unidades geológicas pode ser visualizada na Figura 001 – Coluna Crono litoestratigráfica do Estado de Mato Grosso e sua distribuição espacializada no “Mapa A001 – Mapa Geológico do Estado de Mato Grosso – 1:1.500.000”.
3.1. ARQUEANO E PROTEROZÓICO INFERIOR
O Arqueano, como considerado no presente trabalho, corresponde aos tempos anteriores à idade de 2.600 Ma. São considerados neste Eon o início do desenvolvimento dos terrenos metamórficos de médio a alto graus, bem como, da instalação das seqüências vulcano-sedimentares, algumas do tipo greenstone belts e de complexos máficos-ultramáficos intrusivos.
São representantes desse Eon: o Complexo Xingu, amplamente distribuídas ao norte do Estado e bordejando o Vale do Guaporé; o Complexo Goiano, que ocorre localmente como uma janela estrutural na Bacia do Araguaia; a Suíte Intrusiva Rio Alegre com ocorrência no vale do Rio Alegre, entre a Serra de Santa Bárbara e as serras do Caldeirão, Pau a Pique e Aguapeí. Esta unidade anteriormente descrita no Planalto de Jauru, vem sendo redefinida
12
nesta porção do Estado como sendo constituída por seqüências metavulcano-sedimentares, tendo-se preservado a denominação original somente para o pacote aflorante no vale do Rio Alegre.
3.1.1. Complexo Xingu
Esta unidade foi introduzida por SILVA et al., (1974, In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SB.22 - Araguaia e parte da Folha SC.22 - Tocantins, DNPM, 1974), para reunir as rochas mais antigas do extremo leste do Cráton Amazônico, constituídas principalmente por gnaisses (Foto 001), migmatitos, tonalitos, granulitos, anfibolitos, granodioritos e rochas cataclásticas, substituindo designações precedentes e pouco adequadas como Pré-Cambriano Indiferenciado, Embasamento Cristalino, Complexo Basal, etc. Suas características mineralógicas e químicas permitem defini-los, em sua maior parte, como de origem ortoderivada.
O Complexo Xingu distribui-se na porção meridional do Cráton Amazônico, ocorrendo no Estado de Mato Grosso em duas faixas descontínuas em superfície, a primeira, mais extensa, na porção norte do Estado; e, a segunda, mais restrita bordejando a Bacia do Guaporé, na porção sudoeste do Estado. Ao norte aflora numa extensa área alongada E-W que se estende desde os limites da Serra da Providência, divisa com o Estado de Rondônia, até as margens do Araguaia (e.g. Santa Terezinha). A largura desta unidade na área em foco é variável, encontrando maior exposição na porção centro - ocidental, banhada pelos rios Arinos e Juruena, estreitando-se na porção oriental, rumo ao vale do Rio Xingu.
FIGURA 001 COLUNA LITOESTRATIGRÁFICA DO ESTADO DE MATO GROSSO EON ERA PERÍODO DESCRIÇÃO SUMÁRIA DAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS FONTES
Ha - Aluviões Atuais: areias, siltes, argilas e cascalhos
Hai - Aluviões Antigos Indiferenciados: areias, siltes, argilas e cascalhos
Qb - Formação Bananal: sedimentos arenosos, síltico-arenosos, argilo-arenosos e areno- Cunha et al . 1981; Bezerra et conglomeráticos semi-consolidados e inconsolidados. Níveis com concreções ferruginosas al . 1990
Qg - Formação Guaporé: Sedimentos arenosos, síltico-argilosos, argilo-arenosos, areno- conglomeráticos e conglomeráticos semi-consolidados e inconsolidados. Extensas coberturas de Figueiredo & Olivatti, 1974 cascalho laterítico fino QUATERNÁRIO
Qp - Formação Pantanal: Sedimentos arenosos, síltico-argilosos, argilo-arenosos e areno- Oliveira & Leonardos, 1943; conglomeráticos semi-consolidados e inconsolidados. Localmente impregnações ferruginosas e Almeida, 1964; Figueiredo & salinas Olivatti, 1974
CENOZÓICO Qx - Formação Xaraiés: tipos variados de calcários travertinos mais ou menos concrecionários Almeida, 1945 e 1965
TQdl - Coberturas Detríticas Laterizadas: sedimentos areno-síltico-argilosos mal selecionados e imaturos, com cascalho quartzoso basal ou em níveis delgados intercalados nos sedimentos. O Neste Projeto conjunto encontra-se laterizado e/ou ferruginizado
TQc - Coberturas Conglomeráticas Indiferenciadas: intercalações de arenitos grosseiros
TERCIÁRIO- microconglomeráticos e camadas de cascalhos com seixos angulosos de arenito e quartzo. Neste Projeto QUATERNÁRIO Material inconsolidado
Tpspl - Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização: solos argilosos a argilo- arenosos microagregados de coloração vermelha-escura. Podem apresentar na base crosta Neste Projeto ferruginosa, raramente com nódulos concrecionários de caulinita sotopostos às crostas ferruginosas TERCIÁRIO PALEOGENO
Km - Formação Marília: arenitos de granulometria variada, paraconglomerados e arenitos argilosos, Almeida & Barbosa, 1953 calcíferos em diferentes horizontes e, subordinadamente, níveis de siltitos e argilitos
Kut - Formação Utiariti: sedimentos arenosos feldspáticos de granulometria fina a média com subordinadas intercalações de siltitos, argilitos e raros níveis delgados de Barros et al . 1982 conglomerados
Ksn - Formação Salto das Nuvens: arenitos, arcóseos e níveis conglomeráticos Barros et al . 1982 FANEROZÓICO intercalados predominantemente na sua porção basal GRUPO PARECIS
Kip - Grupo Iporá: rochas de filiação alcalina reunindo sienitos, piroxenitos, dioritos, rochas Guimarães et al . 1968; Ianhez CRETÁCEO hipabissais, efusivas e piroclásticas. Ocorrências na forma de diques ou de bossas et al . 1983
Kγλp - Intrusiva Ponta do Morro: rochas de filiação alcalina reunindo granitos, monzonitos, sienitos Luz et al . 1980; Del´Arco, pórfiros e microsienitos 1982 MESOZÓICO
Kt - Formação Tapirapuã: derrames basálticos de granulação muito fina, coloração cinza escura a Evans, 1894; Figueiredo et al . negra, com textura amigdaloidal no topo dos derrames 1974
JKsg - Formação Serra Geral: derrames basálticos toleíticos de textura afanítica, cor White, 1908 cinza escura a negra e textura amigdaloidal no topo dos derrames JURO- CRETÁCEO
Jb - Formação Botucatu: arenitos finos a médios, bimodais, com grãos bem Gonzaga de Campos, 1889, arredondados e estratificações cruzadas de grande porte. Podem ocorrer na forma Muhlman et al . 1974 GRUPO SÃO BENTO SÃO GRUPO de intertrapes com basaltos. Desenvolvem extensos areiais JURÁSSICO
Pi - Formação Irati: alternância de folhelhos pretos pirobetuminosos e fétidos, siltitos, calcários dolomíticos e cherts White, 1908; Barbosa & Gomes, 1958; Andrade Silva & Andrade, 1827 Pc - Formação Corumbataí: alternância rítmica de siltitos, folhelhos, argilitos e níveis de calcários GRUPO PASSA DOIS PASSA GRUPO PERMIANO PALEOZÓICO
Pp - Formação Palermo: arenitos finos a muito finos e siltitos com intercalações de White, 1908 sílex oolítico e/ou pisolítico TUBARÃO SUPERGRUPO
CPa - Formação Aquidauana: arenitos com níveis conglomeráticos e intercalações Lisboa, 1909 de siltitos, argilitos e subordinadamente diamictitos PERMO- TUBARÃO SUPERGRUPO CARBONÍFERO ZÓICO FIGURA 001 COLUNA LITOESTRATIGRÁFICA DO ESTADO DE MATO GROSSO EON ERA PERÍODO DESCRIÇÃO SUMÁRIA DAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS FONTES
Ha - Aluviões Atuais: areias, siltes, argilas e cascalhos
Hai - Aluviões Antigos Indiferenciados: areias, siltes, argilas e cascalhos
Qb - Formação Bananal: sedimentos arenosos, síltico-arenosos, argilo-arenosos e areno- Cunha et al . 1981; Bezerra et conglomeráticos semi-consolidados e inconsolidados. Níveis com concreções ferruginosas al . 1990
Qg - Formação Guaporé: Sedimentos arenosos, síltico-argilosos, argilo-arenosos, areno- conglomeráticos e conglomeráticos semi-consolidados e inconsolidados. Extensas coberturas de Figueiredo & Olivatti, 1974 cascalho laterítico fino QUATERNÁRIO
Qp - Formação Pantanal: Sedimentos arenosos, síltico-argilosos, argilo-arenosos e areno- Oliveira & Leonardos, 1943; conglomeráticos semi-consolidados e inconsolidados. Localmente impregnações ferruginosas e Almeida, 1964; Figueiredo & salinas Olivatti, 1974
CENOZÓICO Qx - Formação Xaraiés: tipos variados de calcários travertinos mais ou menos concrecionários Almeida, 1945 e 1965
TQdl - Coberturas Detríticas Laterizadas: sedimentos areno-síltico-argilosos mal selecionados e imaturos, com cascalho quartzoso basal ou em níveis delgados intercalados nos sedimentos. O Neste Projeto conjunto encontra-se laterizado e/ou ferruginizado
TQc - Coberturas Conglomeráticas Indiferenciadas: intercalações de arenitos grosseiros
TERCIÁRIO- microconglomeráticos e camadas de cascalhos com seixos angulosos de arenito e quartzo. Neste Projeto QUATERNÁRIO Material inconsolidado
Tpspl - Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização: solos argilosos a argilo- arenosos microagregados de coloração vermelha-escura. Podem apresentar na base crosta Neste Projeto ferruginosa, raramente com nódulos concrecionários de caulinita sotopostos às crostas ferruginosas TERCIÁRIO PALEOGENO
Km - Formação Marília: arenitos de granulometria variada, paraconglomerados e arenitos argilosos, Almeida & Barbosa, 1953 calcíferos em diferentes horizontes e, subordinadamente, níveis de siltitos e argilitos
Kut - Formação Utiariti: sedimentos arenosos feldspáticos de granulometria fina a média com subordinadas intercalações de siltitos, argilitos e raros níveis delgados de Barros et al . 1982 conglomerados
Ksn - Formação Salto das Nuvens: arenitos, arcóseos e níveis conglomeráticos Barros et al . 1982 FANEROZÓICO intercalados predominantemente na sua porção basal GRUPO PARECIS
Kip - Grupo Iporá: rochas de filiação alcalina reunindo sienitos, piroxenitos, dioritos, rochas Guimarães et al . 1968; Ianhez CRETÁCEO hipabissais, efusivas e piroclásticas. Ocorrências na forma de diques ou de bossas et al . 1983
Kγλp - Intrusiva Ponta do Morro: rochas de filiação alcalina reunindo granitos, monzonitos, sienitos Luz et al . 1980; Del´Arco, pórfiros e microsienitos 1982 MESOZÓICO
Kt - Formação Tapirapuã: derrames basálticos de granulação muito fina, coloração cinza escura a Evans, 1894; Figueiredo et al . negra, com textura amigdaloidal no topo dos derrames 1974
JKsg - Formação Serra Geral: derrames basálticos toleíticos de textura afanítica, cor White, 1908 cinza escura a negra e textura amigdaloidal no topo dos derrames JURO- CRETÁCEO
Jb - Formação Botucatu: arenitos finos a médios, bimodais, com grãos bem Gonzaga de Campos, 1889, arredondados e estratificações cruzadas de grande porte. Podem ocorrer na forma Muhlman et al . 1974 GRUPO SÃO BENTO SÃO GRUPO de intertrapes com basaltos. Desenvolvem extensos areiais JURÁSSICO
Pi - Formação Irati: alternância de folhelhos pretos pirobetuminosos e fétidos, siltitos, calcários dolomíticos e cherts White, 1908; Barbosa & Gomes, 1958; Andrade Silva & Andrade, 1827 Pc - Formação Corumbataí: alternância rítmica de siltitos, folhelhos, argilitos e níveis de calcários GRUPO PASSA DOIS PASSA GRUPO PERMIANO PALEOZÓICO
Pp - Formação Palermo: arenitos finos a muito finos e siltitos com intercalações de White, 1908 sílex oolítico e/ou pisolítico TUBARÃO SUPERGRUPO
CPa - Formação Aquidauana: arenitos com níveis conglomeráticos e intercalações Lisboa, 1909 de siltitos, argilitos e subordinadamente diamictitos PERMO- TUBARÃO SUPERGRUPO CARBONÍFERO ZÓICO FIGURA 001 COLUNA LITOESTRATIGRÁFICA DO ESTADO DE MATO GROSSO EON ERA PERÍODO DESCRIÇÃO SUMÁRIA DAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS FONTES
PALEOZ Cj - Formação Jauru: diamictitos, siltitos arenosos, folhelhos, arenitos arcoseanos e conglomerados Olivatti & Ribeiro Filho, 1976; polimíticos Bezerra et al . 1990 CARBONÍFERO
Dpg - Formação Ponta Grossa: arenitos finos a muito finos com intercalações de Oliveira, 1912 siltitos, argilitos e delgados níveis conglomeráticos DEVONIANO
SDf - Formação Furnas: arenitos ortoquartzíticos de granulometria grosseira a localmente finos. Na base apresentam horizontes conglomeráticos monomíticos de Oliveira, 1912 GRUPO PARANÁ espessuras métricas FANEROZÓICO
Dequech, 1943; Leal SDpb - Formação Pimenta Bueno: ruditos e lutitos com níveis calcíferos irregulares et al . 1978 SILURO-DEVONIANO
PALEOZÓICO OSri - Grupo Rio Ivaí: arenitos finos em bancos espessos e maciços, ocasionalmente grosseiros e Faria & Reis Neto, 1978; conglomeráticos em posições basais Assine, 1996 SILURIANO ORDOVÍCIO-
∈Oαm - Vulcânicas de Mimoso: dacitos, riodacitos, riólitos, sienitos pórfiros e quartzo-pórfiros Luz et al. 1980
Almeida, 1954; Cordani & CAMBRIANO ∈Oγv - Suíte Intrusiva São Vicente: granitos isótropos róseos de composição alcalina a subalcalina Tassinari, 1979
Psu - Formação Urucum: metaconglomerados polimíticos, metarcóseos, metagrauvacas líticas e Lisboa, 1909; Almeida, 1945 conglomeráticas, metarenitos e metassiltitos
PSd - Formação Diamantino: arcóseos com intercalações de siltitos e folhelhos Evans, 1894; Almeida & micáceos Hennies, 1969
PSs - Formação Sepotuba: sedimentos pelíticos com predomínio de folhelhos e Almeida , 1964; Bezerra et al . siltitos micáceos e intercalações de arenitos finos 1990
PSr - Formação Raizama: arenitos ortoquartzíticos com intercalações de siltitos e Evans, 1894; Almeida, 1964 argilitos
PSa - Formação Araras: predominam sedimentos carbonáticos calcíferos e pelíticos Evans, 1894; Figueiredo & na base e dolomitos no topo. Finas intercalações de siltitos e folhelhos Olivatti, 1964 GRUPO ALTO PARAGUAI ALTO GRUPO SUPERIOR
PROTEROZÓICO PSp - Formação Puga: conglomerados (diamictitos) com intercalações de arenitos, Maciel, 1959; Vieira, 1965; siltitos e folhelhos. No topo exibe intercalações de margas e calcários Marini et al . 1984
PSbx -Formação Bauxi: arenitos finos a grossos, com intercalações delgadas de Vieira, 1965; siltitos, argilitos e conglomerados Barros et al . 1982
PScb - Grupo Cuiabá: filitos diversos, metassiltitos, ardósias, metarenitos, metarcóseos, Evans, 1894; metagrauvacas, xistos, metaconglomerados, quartzitos, metavulcânicas ácidas e básicas, Marini et al . 1984 mármores calcíticos e dolomíticos. Presença conspícua de veios de quartzo
PSγδg - Suíte Intrusiva Guapé: granitos, granodioritos, adamelitos, granófiros e riólitos Barros et al . 1982
PMSγr - Suíte Intrusiva Rondônia: biotita granitos róseos de afinidade cratogênica, estaníferos e de Isotta et al . 1978; Leal et R composição alcalina a subalcalina al . 1978 MÉDIO- SUPERIO
Liberatore et al . 1972; PMλca - Alcalinas Canamã: rochas alcalinas de composição sienítica Iwanuch, 1981
Ribeiro Filho & Figueiredo, PMsb - Grupo Serra do Rio Branco: riodacitos, granitos pórfiros, andesitos, dacitos e básicas 1974; Barros et al . 1982 FIGURA 001 COLUNA LITOESTRATIGRÁFICA DO ESTADO DE MATO GROSSO EON ERA PERÍODO DESCRIÇÃO SUMÁRIA DAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS FONTES
PMmc - Formação Morro Cristalino: metarenitos ortoquartzíticos e feldspáticos com Souza & Hildred, 1980 intercalações de conglomerados MÉDIO
PMvp - Formação Vale da Promissão: metassiltitos, filitos, ardósias e metarenitos Souza & Hildred, 1980 finos, todos sericíticos GRUPO AGUAPEÍ GRUPO PMf - Formação Fortuna: metarenitos ortoquartzíticos com níveis métricos de Souza & Hildred, 1980 conglomerados digomíticos
PMp - Formação Prainha: arenitos arcoseanos finos a médios com níveis conglomeráticos e Almeida, 1958; Bizzinella et al. intercalações de siltitos e argilitos maciços 1980
PMβa - Formação Arinos: basaltos alcalinos e subordinadamente olivina noritos, Silva et al . 1980 basaltos amigdaloidais e lamprófiros
PMd - Formação Dardanelos: arenitos arcoseanos médios a grosseiros com lentes Almeida & Nogueira Filho, de conglomerados, subgrauvacas vulcânicas e arcóseos 1959 GRUPO CAIABIS GRUPO
PMβϒc - Suíte Intrusiva Ciriquiqui: rochas máficas de caráter básico e anortosítico, eventualmente Leal et al . 1978; Santos & ultrabásico Oliveira, 1978
PMc - Grupo Cubencranquém: arenitos quartzosos, arcoseanos, tufos vítreos e cineríticos, Barbosa et al . 1966; Cunha & brechas vulcânicas e conglomerados subordinados Bezerra, 1984
PMγp - Suíte Intrusiva Serra da Providência: batólitos e stocks de granitos, granitos rapakivi, Leal et al. 1978; Santos & Reis granófiros e microgranodioritos Neto, 1982
PMb - Grupo Beneficente: arenitos quartzosos, feldspáticos, siltitos, argilitos, calcários, dolomitos Almeida, 1958; Santos & estromatolíticos ou não, folhelhos, conglomerados, cherts e tufos Loguércio, 1984 MÉDIO PMmp - Formação Mutum-Paraná: conjunto de rochas clásticas e piroclásticas epimetamorfizadas, Moraes et al . 1964 PROTEROZÓICO constituído por arenitos, siltitos, folhelhos e tufos
PMgo - Grupo Gorotire: arenitos com lentes de conglomerados, argilitos, siltitos, cherts e tufos; Ramos, 1955 cataclasitos, milonitos e ultramilonitos
PMγt - Suíte Intrusiva Tarumã: granitos, granodioritos, monzonitos e tonalitos Cunha et al . 1981
PMγd - Suíte Intrusiva Rio Dourado: granitos pórfiros, granófiros e granitos granulares granofíricos Cunha et al . 1981 ou não
PMγtp - Suíte Intrusiva Teles Pires: granitos pórfiros e microgranitos, granitos Silva et al . 1980 normais, granófiros, riebeckita granitos e granitos rapakivi.
PMαi - Grupo Iriri: riólitos, riodacitos, andesitos, basaltos, rochas piroclásticas e SUDAM, 1972; ignimbritos Andrade et al . 1978 SUPERGRUPO UATUMÃ
PIγm - Suíte Intrusiva Matupá: granitóides de composição predominantemente monzogranítica e Barros, 1994 granodiorítica, profundamente hidrotermalizados INFERIOR
PIγj - Suíte Intrusiva Juruena: granodioritos e monzogranitos recristalizados Barros, 1994
INFERIOR PIvspj - Seqüências Metavulcano-Sedimentares do Planalto de Jauru: Compreende faixas de Saes et al . 1984; Monteiro et rochas vulcânicas de composições variadas, rochas sedimentares terrígenas e químicas, PROTEROZÓICO al . 1986; Menezes et al. 1993 metamorfizadas na fácies xisto verde. Encontram-se separadas por terrenos granito-gnáissicos
Aβϒa - Suíte Intrusiva Rio Alegre: associação básica-ultrabásica reunindo gabros, gabros Barros et al. 1982 anfibolíticos, anfibolitos e serpentinitos FIGURA 001 COLUNA LITOESTRATIGRÁFICA DO ESTADO DE MATO GROSSO EON ERA PERÍODO DESCRIÇÃO SUMÁRIA DAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS FONTES
pCx - Complexo Xingu: rochas predominantemente ortometamórficas constituídas por granitos, granodioritos, adamelitos, dioritos, anfibolitos, gnaisses ácidos e básicos, migmatitos, granulitos, Silva et al . 1974 com subordinados quartzitos, quartzo-mica-xistos e mica-xistos. Grau metamórfico fácies anfibolito médio a granulito ARQUEANO
Ag - Complexo Goiano: gnaisses de composição tonalítica a granodiorítica e migmatitos diversos. Hasui & Almeida, 1970 Grau de metamorfismo fácies anfibolito a granulito
FONTE: CNEC 2000 Obs.: A essa coluna adicionam-se as Intrusivas Básicas Tipo Juína (Kβj) e os kimberlitos (Kϒkb) de idades cretácea, possivelmente até o eocenozóico 17
No norte do Estado, o Complexo Xingu reúne os tipos litológicos colocados estratigraficamente abaixo dos vulcanitos Iriri. A designação é aplicada para todo o setor sul do Cráton Amazônico, com idade admitida como Arqueana, com remobilizações no Proterozóico Inferior.
As idades isotópicas efetuadas por GOMES et al., (1971), indicaram variações de 1,9 a 3,2 Ga. Na região da Serra do Tapirapé, município de Luciara, TASSINARI et al., (1980), referem-se a um possível núcleo Arqueano com idade Rb/Sr mínima de 2.750 Ma, admitindo razão inicial Sr87/Sr86 de 0,701. Os dados obtidos permitiram a TASSINARI et al., (op. cit.), considerarem um importante fenômeno de homogeneização isotópica durante o ciclo Transamazônico, propiciando, provavelmente, o retrabalhamento de rochas crustais mais antigas.
Os primeiros modelos admitiam que o Complexo Xingu desenvolveu-se através de uma amalgamação de faixas móveis em tempos do Arqueano remobilizados no Proterozóico Inferior. Posteriormente estabeleceram-se seqüências de cobertura, vulcanismo e plutonismo relacionados à tectônica plataformal. Encontra-se sotoposto pelos vulcanitos Iriri ou diretamente pelas coberturas sedimentares plataformais do Proterozóico Médio, como o Grupo Beneficente e as Formações Gorotire, Dardanelos, Prainha, etc.
Os vulcanitos Iriri e coberturas sedimentares proterozóicas margeiam esta faixa, conforme observado no Graben do Cachimbo, ao norte, e o Graben do Caiabis, ao sul, evidenciando o Alto Estrutural Juruena – Teles Pires, a estrutura arqueada mais proeminente de todo Estado. Esta mega-estrutura apresenta fechamento no meridiano de Peixoto de Azevedo, onde o limite Xingu – Iriri delineia o “nariz” desta mega-estrutura antiformal, quando então passam a predominar vulcanitos Iriri que se estendem para além da margem oriental do Rio Xingu, quando então volta a aflorar o segmento infracrustal até as margens do Araguaia.
Este alto estrutural apresenta uma notória inversão de relevo, visto que no núcleo aflora o segmento infracrustal em situação topográfica mais baixa, enquanto que nas bordas afloram os segmentos supracrustais em situação topografica mais elevada (grabens do Cachimbo e Caiabis).
As bordas das depressões estruturais são balizadas por um adensamento de descontinuidades estruturais denominadas de lineamentos, como os lineamentos Madeira- Quatorze de Abril, Apiacás - Teles Pires, Arinos – Aripuanã, São João da Barra – Teles Pires, sendo que alguns deles vem se revelando como espessas zonas de cisalhamento. O núcleo do alto estrutural é cortado por lineamentos, fraturas e falhas de direções NE, NW e E-W. Os trabalhos interpretativos efetuados reconheceram densas concentrações de lineamentos E-W, praticamente não identificados nos levantamentos que utilizaram exclusivamente mosaicos de radar. Extensos corpos mapeados anteriormente como granulitos nas folhas de Rio Guariba e Rio Aripuanã, no noroeste do Estado, apresentam-se nas imagens de satélite como mega océolos, com forte estruturação E-W.
No aspecto composicional, predominam termos graníticos, monzograníticos granodioríticos e tonalíticos, podendo apresentar-se mais ou menos deformados, com estrutura gnáissica mais ou menos acentuada. No decorrer dos trabalhos de campo foi observado que existem inúmeros corpos graníticos com exposição restrita, os quais foram enfeixados dentro do Xingu. Mas isso, muito mais decorrente da falta de acessos que permitissem a verificação da continuidade do corpo ou das relações de contato, do que propriamente o aspecto textural do granitóide.
Pode-se dizer ainda que o Complexo Xingu reúne uma grande variedade de litotipos que ainda não estão adequadamente delimitados, e, até mesmo, bem caracterizados. Um exemplo claro desta situação foi encontrado próximo ao Distrito Mineiro do Cabeça, onde foram
18
mapeados restos de seqüências metassedimentares, com padrão de dobramento complexo, dúctil, apresentando transposição de camadas, injetado por granitóides e com uma manifestação hidrotermal muito grande, denotada por inúmeros veios e venulações de quartzo. Uma outra situação compreende as inúmeras faixas vulcano-sedimentares tectônicamente imbricadas no Complexo Xingu que foram recentemente descritas no Planalto de Jauru (SAES et al., 1984; MONTEIRO et al., 1986; MENEZES et al., 1993), e que foram reunidas neste trabalho sob a denominação de Seqüências Metavulcano-Sedimentares do Planalto de Jauru. Neste contexto, a possibilidades de existirem vários tipos de unidades vulcano-sedimentares, metassedimentos terrígenos, químicos e calciossilicáticas embutidas no Xingu e até hoje não identificadas é muito grande, especialmente se considerarmos que grandes extensões do Complexo Xingu são desprovidas de afloramentos face a espessura do solo.
Outros litotipos com menor distribuição caracterizam-se por xistos biotíticos e moscovíticos, faixas de filonitos e, mais raramente, meta-ultrabasitos e metabasitos, fels e formações ferríferas localizadas. Formação ferrífera bandada a magnetita foi localizado de forma pontual na Folha São João da Barra, nas imediações de Apiacás, as quais pelo interesse econômico que se revestem, são merecedoras de levantamentos específicos adicionais. É presumível a existência de assembléias de composição tonalítica, trondjemítica e granodiorítica – TTG, embutidas em terrenos Xingu.
Adicionalmente, o Complexo Xingu constitui parte do embasamento do Cráton Amazônico. As áreas cratônicas podem sofrer regenerações tanto nas margens (orógenos) como em seu interior remoto (ativação). No caso de regeneração marginal, a situação diz respeito à Faixa Móvel Alto Paraguai de idade Neoproterozóico e, no caso de ativação, refere- se as fases paraplataformais do Mesoproterozóico com as coberturas cratônicas tipo Uatumã, Beneficente, etc. Os processos de regeneração são indutores de mineralizações pois geralmente envolvem processos onde o manto tem participação bem evidente (magmatogênese, uplift, etc.), fazendo com que ortoplataformas adquiram novas riquezas metalogenéticas. Um exemplo dessas situação, considerando o contexto de ativação, é representado pelas mineralizações filonares de Au que estão encaixadas em granitóides e vulcânicas do Supergrupo Uatumã.
As mineralizações primárias de ouro ocorrem predominantemente associadas a zonas de cisalhamento e podem apresentar minerais de cobre na paragênese, como ocorre na Folha de Vila Guarita-MIR 300.
Dentro do contexto apresentado, é sugestivo que o Complexo Xingu, em primeira instância, seja sempre uma unidade a ser considerada em programas de exploração na Amazônia, quando se enfocar metais preciosos e metais base, tendo em consideração que o Complexo é uma unidade bastante desconhecida, portanto, passível de abrigar litologias com mérito geológico favorável para mineralizações sulfetadas de metais base e ouro, onde as descontinuidades estruturais são apenas os metalotetos reveladores desse potencial. Obviamente que, para a delimitação da área a ser investigada, outros fatores deverão ser considerados.
O padrão de imageamento é bastante diversificado. Os relevos podem apresentar-se suavizados, colinosos, rugosos ou mesmo serranos, refletindo, no geral, processos erosivos, ora ligados a processos neotectônicos ora a erosão diferencial de litologias com diferentes graus de resistência. Erosão diferencial pode ser observada no nordeste do Estado, onde os relevos Xingu encontram-se bastante suavizados por aplanamento, pobremente estruturados e, não raramente, destacam-se residuais alongados, com forte estruturação. Aqui, os trabalhos de campo revelaram, esses residuais, tratarem-se quartzitos ou de litologias quartzosas bastantes resistentes à erosão. As espessuras dos solos no Xingu aplanado são modestas, no geral, entre 1 a 2 m.
19
Na porção noroeste do Estado, entre os rios Aripuanã, Guariba, Roosevelt e Madeirinha, os relevos também encontram-se aplanados, suavizados, pobremente estruturados; porém, aqui, sem a presença de residuais Xingu. As espessuras são ligeiramente maiores que o observado na porção oriental, com espessuras médias ao redor de 3 m, ou superiores. Nas regiões afetadas pelos grandes lineamentos, a regra geral é a presença de relevos movimentados, com espessuras de solo variáveis, em média da ordem de 1 a 3 m.
Estruturação tectônica evidente de foliação milonítica dúctil, em termos regionais, somente foi observada com presença marcante porção sudoeste do Estado, na franja Xingu que acompanha o bordo ocidental da Chapada dos Parecis. Estruturalmente, o Xingu caracteriza-se por grandes lineamentos estruturais, localmente podendo apresentar maior ou maior adensamento que acabam por configurar os grandes lineamentos e estruturas circulares de diferentes diâmetros. Predominam solos areno-argilosos ou areno-siltico-argilosos.
O padrão de relevo é muito variável, sendo distinguível extensas áreas onde predominam relevos suaves (Foto 002), relevos colinosos e de colinas e morros. A espessura do solo também é muito variável, da ordem de 1 metro até atingir mais de uma dezena de metros, naturalmente que ao longo dos vales a espessura tende a ser maior.
3.1.2. Complexo Goiano
HASUI & ALMEIDA, (1970), definiram o Complexo Goiano como embasamento da região central do Estado de Goiás, apresentando gnaisses diversos, com predomínio dos biotíticos, gnaisses básicos com horblenda ou piroxênios, gnaisses kinzigíticos, charnockitos, biotita-xistos, mármores, metaconglomerados, para-anfibolitos, rochas graníticas, metabasitos, piroxenitos e quartzitos. O grau metamórfico varia de fácies anfibolito a granulito.
O Complexo Goiano aflora no limite oriental da Folha Nova Xavantina e na Folha de Barra do Garças, a noroeste de Araguaiana, às margens do Rio Araguaia. Em termos de padrão de imageamento, o Complexo Goiano é caracterizado por apresentar-se como janelas do embasamento na forma de colinas suavemente onduladas que se destacam da planura da Bacia do Araguaia e com lineamentos evidentes. As janelas são de tamanho variável, abrangendo desde alguns quilômetros até uma ou duas dezenas de quilômetros de comprimento, alinhadas na direção NNE, segundo o trend da bacia.
Compreende um embasamento siálico que se interpõe à Faixa de Dobramento Paraguai - Araguaia a oeste e Uruaçu a leste. É constituído por granitóide grosseiro, rico em megacristais de feldspatos potássicos euhedrais ou subheudrais, sem orientação evidente ou tenuamente orientados, tendo biotita e anfibólios como minerais máficos. Ainda foram observados biotita xistos, gnaisses miloníticos e quartzitos grosseiros de cor amarelada, geralmente cobertos por uma capa de laterita, com espessura variável de 1 a 2 m. A foliação tem direção de N40 a 55ºE com mergulhos variáveis para SE e NW, de 30 a 80.
Os solos desenvolvidos sobre o Complexo Goiano são areno-síltico-argilosos, se bem que também desenvolvem crostas lateríticas com espessuras variáveis, atingindo até 3 m. Não foram observados processos notáveis de erosão concentrada associada a esta unidade.
3.1.3. Suíte Intrusiva Rio Alegre.
Proposição de BARROS et al., (1982 In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SD.21 - Cuiabá, MME, 1982) para uma associação básico-ultrabásico reunindo gabros, gabros anfibolitizados e/ou anfibolitos e serpentinitos, intrusivos no Complexo Xingu, na região SW do Estado de Mato Grosso, no Planalto de Jauru e no vale do Rio Alegre entre a Serra de Santa
20
Bárbara e as serras do Caldeirão, Pau a Pique e Aguapeí. O corpo que deu origem à suíte está localizado no vale do Rio Alegre, Folha SD.21-Y-C - Jauru e se constitui, principalmente, de anfibolitos de baixo grau metamórfico.
Datações radiométricas apresentadas por BARROS et al., (op. cit.), forneceram valores K/Ar próximos de 1.250 e 1.600 Ma, com valores mais constantes entre 1.245 35 e 1.227 25 Ma o que levou a posicioná-las no início do Proterozóico Superior. Entretanto, considerando a associação litológica e o fato de estarem embutidas em terrenos de evolução desde o Arqueano, esta suíte foi correlacionada a outras unidades admitidas como arqueanas (e.g. Tupunquara, Mucajai, Pium e Caraíbas).
No Planalto de Jauru esta unidade vem sendo redefinida como constituída por seqüências metavulcano-sedimentares (SAES et al., 1984; MONTEIRO et al,. 1986; MENEZES et al., 1993). MENEZES et al., (1993), ao mapearem a Folha Pontes e Lacerda (SD.21-Y-C-II) na escala 1:100.000, caracterizam o segmento norte destes terrenos, englobados na Suíte Intrusiva Rio Alegre, como biotita-hornblenda-ortopiroxênios tonalitos (granulitos enderbíticos) e hornblenda-clinopiroxênios gabros (gabros noríticos) cinza esverdeados, finos a médios, em associação com ortoanfibolitos finos a médios, enfeixando estas rochas no Complexo Granulítico Anfibolítico de Santa Bárbara de idade Arqueano-Proterozóico Inferior.
A presença de corpos granulíticos aliados à interpretação das imagens de satélite que mostram cavalgamento do embasamento sobre as coberturas proterozóicas, leva a inferir que os terrenos aqui evidenciados foram alçados tectonicamente.
Porém, no contexto das áreas aqui reunidas sob a denominação de Suíte intrusiva Rio Alegre, cabe lembrar o trabalho de PINHO, (1990), que detalhou uma área de 10 km2 ao longo do Rio Aguapeí, localizada entre as serras de Santa Bárbara e Aguapeí, tendo concluído pela similaridade dos terrenos estudados com os terrenos granito-greenstone, demonstrou que os granitóides ocorrentes ao longo do vale do Rio Aguapeí apresentam composição mineralógica variada, predominando tonalitos e trondjemitos, quimicamente com características de granitos cálcio-alcalinos. Para as rochas máficas conclui pela predominância de termos ortoanfibolíticos, admitindo a possibilidade de paraanfibolitos.
MATOS, (1995), estudando uma área de 220 km2, na região do Rio Alegre, município de Porto Esperidião, reconhece 3 conjuntos litoestratigráficos representados pelo Complexo Metamórfico Alto Guaporé, representado por gnaisses tonalíticos – trondjemíticos peraluminosos, por uma seqüência vulcano-sedimentar denominada Rio Alegre e intrusivas associadas e coberturas de plataforma. MATOS, (op. cit.), conclui que:
- “geologicamente a região do Rio Alegre possui características de terrenos arqueanos com retrabalhamentos proterozóicos superimpostos, similares a outras áreas da borda do Cráton Amazônico e/ou, em geral, de núcleos continentais arqueanos, com acréscimos crustais proterozóicos de outras regiões do Brasil e do mundo (quadrilátero Ferrífero MG, Afica do Sul, Austrália e Canadá, entre outras)”;
- “os tipos de associações lito-estruturais arqueanos compreendem gnaisses, migmatitos, e granitóides intrusivos diversos do Complexo Intrusivo Alto Guaporé. Parte dos complexos e migmatitos observados na área de estudo, apresentam características petrográficas de complexos de gnaisses TTG (gnaisses tonalito-trondjemito-granodioríticos) arqueanos, onde os litotipos mais aluminosos (eventualmente granatíferos) e os metaluminosos (com horblenda), poderiam representar, respectivamente, associações TTG com alto e baixo alumínio, no sentido de CONDIE, (1981);”
- “Balizados por contatos tectônicos a oeste pelos gnaisses do complexo metamórfico Alto Guaporé e a leste ora pelos metassedimentos do Grupo Aguapeí, ora pelo Granito Santa Helena, ocorre a Seqüência Vulcano-Sedimentar Rio Alegre. Para esta, foi proposta, com base em critérios de campo, petrográficos e geoquímicos, uma origem como cinturão de rochas verdes (greenstone belts) arqueanas, e a seguinte subdivisão litoestratigráfica: ...”
21
Nesta conceituação, é provável que a evolução no que tange à Suíte Intrusiva Rio Alegre no Planalto de Jauru, ocorra também na área que define a seção tipo, ressalvando-se aqui a presença de rochas granulíticas.
Morfologicamente, o relevo encontra-se suavemente dissecado na forma de colinas médias a amplas. Sobre esses terrenos é comum a presença de uma delgada cobertura coluvionar, de espessura inferior a 1 m, com seixos entre 4 a 6 cm, de arenitos finos ou grosseiros, alguns, microconglomeráticos, muito semelhantes aos litotipos do Aguapeí, e que possivelmente originaram-se por coluvionamento das serras adjacentes. Este material assenta- se de maneira descontínua sobre um solo argiloso vermelho escuro, com muitos grãos de opacos, cuja espessura supostamente está em torno de 2 a 3 m. Por vezes, ocorrem pequenos blocos e matacões de rochas básicas dispersas na superfície. No domínio desta unidade não se observaram processos notórios de erosão concentrada ou de assoreamento de drenagem.
3.2. PROTEROZÓICO
O Proterozóico, compreendido no período de 2.600 a 570 Ma, reúne a estruturação dos grandes cinturões metamórficos, das coberturas vulcânicas, das seqüenciais metavulcano- sedimentares de baixo grau metamórfico, das coberturas vulcano-sedimentares, das coberturas sedimentares e dos complexos magmáticos vulcano-plutônicos, de ocorrências peri e intracratônica e da faixa móvel pericratônica do Alto Paraguai
3.2.1. Proterozóico Inferior
O Proterozóico Inferior compreende o intervalo de 2.600 a 1.900 Ma e encontra-se representado em pontos específicos no Cráton Amazônico. Entretanto, para a escola que admite o cráton individualizado no final do Proterozóico Inferior, esta Era representa intensos processos de amalgamação que vinham ocorrendo desde o Arqueano e que são referenciados como “evento” Transamazônico.
No Estado de Mato Grosso, o Proterozóico Inferior encontra-se representado pelas suítes intrusivas Juruena e Matupá, e aqui pressupõe-se que as Seqüencias Metavulcano- Sedimentares do Planalto de Jauru também foram desenvolvidas nesta Era.
3.2.1.1. Seqüências Metavulcano - Sedimentares do Planalto de Jauru
Compreende um conjunto de faixas constituídas por rochas supracrustais, reunindo vulcânicas de composições variadas e rochas sedimentares terrígenas e químicas associadas, todas metamorfisadas na fácies xisto verde.
SAES et al., (1984), propõem a denominação Seqüência Vulcano-Sedimentar Quatro Meninas para definir um conjunto de rochas básicas e ultrabásicas, vulcânicas e plutônicas, metamorfisadas na fácies xisto verde, associadas a metassedimentos terrígenos e químicos.
MONTEIRO et al., (1986), propõem a denominação Greenstone Belt Alto Jauru em contrapartida de seqüência Vulcano-Sedimentar Quatro Meninas de SAES et al., (1984), descrevendo três faixas de trend NNW-SSE separadas por embasamento granítico-gnáissico, denominadas de faixas Cabaçal, Araputanga e Jauru, de leste para oeste, respectivamente.
MENEZES et al., (1993), descreveram a seqüência metavulcano-sedimentar Pontes e Lacerda a leste das três faixas do Greenstone Belt do Alto Jauru, para caracterizar um
22
conjunto de rochas vulcânicas e sedimentares químicas e clásticas fortemente transpostas e metamorfisados no intervalo xisto verde alto a anfibolito baixo.
MATOS, (1994, apud GERALDES, 1996), denominou o conjunto de litotipos vulcânicos mapeados na região de Pontes e Lacerda de Seqüência Vulcano Sedimentar Rio Alegre, denominada por MENEZES et al., (1993), como Seqüência Metavulcano-Sedimentar de Pontes e Lacerda.
Levando-se em consideração a associação petrotectônica similar destas faixas, as quais são atribuídas diferentes designações, mas que se desenvolvem sobre o mesmo tipo de embasamento, separadas por faixas de terrenos granito-gnáissico, e que apresentam o mesmo grau metamórfico, optou-se, neste projeto, a reuni-las sob a designação de Seqüências Metavulcano-Sedimentares do Planalto de Jauru, dado que nesta unidade geomorfológica ocorrem caracteristicamente estas seqüências.
A posição cronolitoestratigráfica destas seqüências metavulcano-sedimentares não estão seguramente estabelecidas, pois os estudos geocronológicos ainda são escassos.
MONTEIRO et al., (1986), apresentaram idades de 2.800 Ma a partir de datações K/Ar em 2 amostras do Gabro de Indiavaí, propondo, com o valor encontrado, idades mínimas para o Complexo Xingu e o “Greenstone Belt do Alto Jauru”. CARNEIRO, (1985), para a região de São José dos Quatro Marcos, apresentou idades isocrônicas Rb/Sr de 1.971 ± 70 Ma com ri 0,7017 para gnaisses cinzentos que vinham sendo considerados como do Complexo Xingu, e de 1.472 ±19 Ma para granitos róseos; apresentou também idades K/Ar em gnaisses cinzentos e anfibolitos da ordem de 1.500 Ma, consideradas como atuação de um evento termo-tectônico (reativação Parguazense ou ciclo San Ignacio). PINHO, (1990), concluiu pela semelhança dos terrenos estudados no vale do Rio Aguapeí, com terrenos arqueanos do tipo TTG. MENEZES, (1991, 1993), atribuiu ao Proterozóico médio o Complexo Metavulcano-Sedimentar Pontes e Lacerda aflorantes a Oeste do Greenstone Belt do Alto Jauru. RUIZ, (1992), num quadro sinóptico para a região do Distrito da Cachoeirinha, parte de um embasamento gnáissico– tonalítico (Gnaisse Quatro Meninas) do Proterozóico Inferior, seguido da deposição de um conjunto vulcano-sedimentar também do Proterozóico Inferior, que sofreu um rejuvenescimento isotópico ao redor de 2.000 Ma. MATOS, (1995), em bases interpretativas, defende que o Complexo Metamórfico Alto Guaporé corresponde a terrenos TTG peraluminosos arqueanos.
Diante dos dados existentes, considerou-se, numa primeira aproximação, que esses pacotes vulcano-sedimentares ter-se-iam depositado no Proterozóico Inferior e estiveram sujeitos a rejuvenescimentos isotópicos de eventos tectônicos que afetaram o Cráton do Guaporé, sendo plenamente admissível que este posicionamento cronológico possa sofrer modificações, à medida que novos trabalhos forem efetuados, podendo mesmo vir a serem identificadas seqüências do Proterozóico Médio
Esta unidade apresenta-se bem representada a leste de Pontes e Lacerda, estendendo-se para norte, na forma de faixas alongadas, tectônicamente justapostas ao embasamento Xingu e separadas por infracrustais granito-gnáissicas.
Os litotipos verificados junto a esta unidade compreendem filitos grafitosos, metargilitos sedosos, anfibolitos, metabasaltos e metabásicas. Os metargilitos são ricos em sericita com xistosidade penetrativa de direção geral N30ºW, podendo apresentar variações para até N60ºW, e com mergulhos médios a fortes para NE, entre 40 e 50º; os filitos apresentam cores de oxidação nas matizes amareladas e avermelhadas. É comum a presença de veios de quartzo tanto paralelos quanto transversais à foliação. A desagregação destes veios e retrabalhamento, com pouco transporte, resulta em coberturas detríticas imaturas com cascalho basal, que capeia esta unidade com espessuras variáveis, de decímetros a 1 ou 2 metros. Estas coberturas, via de regra, encontram-se ferruginizadas em diferentes níveis,
23
podendo formar crostas duras. Estas crostas ocorrem tanto na cobertura detrítica quanto no seu substrato. Assim, dentro da cidade de Pontes e Lacerda, defronte a casa de comércio Sepase - Sementes de Pasto Esperança, observa-se veios de quartzo em posição estrutural preservada, concordante com o trend regional, em crosta laterítica dura.
No setor oriental da Folha Jauru, esta unidade se manifesta predominantemente na forma de anfibolitos finos a médios, com ocorrências restritas de metabásicas finas a médias. Também se constatou a presença de rochas xistosas, principalmente no quadrante SE, observando-se localmente biotita xistos muito alterados cortados por veios de quartzo e sericita-xistos expostos em cavas de garimpo abandonado, mostrando feições de cisalhamento e crenulação. De maneira geral, tanto estas seqüências como os litotipos do Complexo Xingu encontram-se tectonicamente justapostos e cisalhados com direção geral N30-40ºW, conferindo um padrão de faixas alternadas e orientadas segundo este trend.
O relevo desta unidade é variável, ocorrendo tanto na forma de colinas suaves com matacões presentes em pequena quantidade nos topos das colinas, como também através de relevos mais dissecados, com desníveis maiores. Os morros rebaixados com topos convexos são mais raros. Os solos originados por estas rochas são argilo-arenosos de coloração vermelho-escura. Possuem espessuras variadas, comumente de pequena expressão, em torno de 1,0 m, sendo que as exposições normalmente se dão na forma de pequenos matacões.
Próximo à Vila de Taquaruçu, observam-se processos de ravinamento associados a vales mais encaixados em relevo de colinas médias. O padrão de imageamento revela relevo suavizado marcado por lineamentos estruturais, com média densidade de drenagem, padrão sub-dendritico e coloração cinza-clara.
3.2.1.2. Suíte Intrusiva Juruena
Estas rochas granitóides foram caracterizadas na região de Peixoto de Azevedo, com base no mapeamento geológico na escala 1:100.000 de PAES DE BARROS, (1994). O relevo desta unidade assemelha-se com os terrenos graníticos do Complexo Xingu, devido às semelhanças litológicas, o que dificulta sua delimitação pelos critérios de interpretação de imagens. No campo ocorrem na forma de matacões dispersos na superfície.
Representam granitóides intrusivos do Complexo Xingu, pré-Uatumã, de cor cinza amarelada, com granulação fina a média e composição variável de granodiorítica a monzogranítica. Seus afloramentos são descontínuos e espalham-se por área variável. Constituem corpos isolados com dimensões variadas, sendo suas maiores exposições próximas à Peixoto de Azevedo e ao longo da MT-320.
Apresentam anisotropia incipiente e, em lâmina petrográfica, evidenciam recristalização do quartzo. Do ponto de vista metalogenético abrigam veios de quartzo auríferos nas regiões de Peixoto de Azevedo e Matupá. Os veios auríferos estão encaixados em zonas de cisalhamento e apresentam espessuras variáveis de decimétricas até métricas, e com comprimento da ordem de algumas dezenas de metros.
Os solos que prevalecem na Suíte Intrusiva Juruena são areno-argilosos, amarelados com manchas vermelhas, apresentando erosão concentrada principalmente onde houve ação antrópica.
24
3.2.1.3. Suíte Intrusiva Matupá
Estas rochas granitóides foram caracterizadas na região de Peixoto de Azevedo, com base no mapeamento geológico na escala 1:100.000 de PAES de BARROS, (1994). Aflora em área bem localizada ao longo da rodovia BR-080, que liga Matupá a São José do Xingu, entre os quilômetros 3 e 4 a partir de Matupá, na localidade onde se desenvolveu o Garimpo Serrinha.
Ocorrem pequenos corpos granitóides (três stocks) que se alinham em direção E-W , inseridos no contexto do Complexo Xingu, próximo ao contato com o Grupo Iriri. Representam granitóides de granulometria média, com as micas cloritizadas e bastante metassomatizados. A composição, no geral, é granodiorítica e a coloração é variável em função do grau de alteração hidrotermal, desde verde amarelada até verde oliva. Em termos de jazimentos minerais, os granitóides Matupá abrigam mineralizações auríferas hidrotermais associadas a processos tardia pós-magmáticos e tipo veio, em descontinuidades estruturais e em núcleos metassomatizados com pirita e ouro disseminados.
Recentemente, BOTELHO et al., (1997), reconheceram dois grupos de granitos na região que engloba Terra Nova do Norte, Guarantã do Norte, Matupá e Peixoto de Azevedo. Segundo BOTELHO et al., (op. cit.), os granitos formadores de maciços na região de Terra Nova do Norte e Guarantã do Norte são portadores de fácies subsolvus e hipersolvus, de anfibólio sódico do tipo richterita, bem como de biotita de característica de granitos alcalinos. Correspondem a granitos oxidados do tipo magnetita. Apesar de na literatura estes granitos serem caracterizados como anorogênicos do tipo Teles Pires, quimicamente são comparáveis a granitos de arcos vulcânicos. Apesar de hospedarem algumas mineralizações auríferas não aparentam manter relação genética com a mineralização.
O segundo tipo corresponde ao granito Matupá (1.880 Ma, MOURA et al., 1997), representado por um biotita monzogranito homogêneo, não deformado, oxidado do tipo magnetita. Os granitos aflorantes nas proximidades dos depósitos de ouro situados a oeste de Peixoto de Azevedo foram também considerados como do tipo Matupá por BOTELHO, (op. cit.). Estes granitos englobam os cálcio-alcalinos, semelhantes aos do tipo I, de arco vulcânico ou pós-tectônico, contém magnetita magmática e composição química da biotita semelhante à de granitos cálcio-alcalinos. Os demais granitos correspondem a quartzo-monzonitos e monzogranitos. Os granitos hospedeiros de mineralizações apresentam-se freqüentemente metassomatizados, com predomínio de sericitização e feldspatização acompanhados de quantidades variadas de sulfetos, especialmente piritas. A constante presença de fácies hidrotermalizadas levou BOTELHO et al., (op. cit.), a sugerir a relação genética entre estes granitos e respectivas mineralizações na região de Peixoto de Azevedo-Matupá.
Os solos no Garimpo da Serrinha são da ordem de 1 a 2m de espessura e apresentam-se areno-argilosos de coloração amarelo-avermelhada.
3.2.2. Proterozóico Médio
O intervalo compreendido entre 1.900 - 1.100 Ma, considerado do Proterozóico Médio, coincide em seu limite inferior com o fim dos episódios tectono-metamórficos e magmáticos que caracterizaram o Proterozóico Inferior, tendo início, em grande parte do Cráton Amazônico e nas áreas granito-gnáissicas de Goiás, dos eventos de plataforma.
Os episódios de reativação relativos a esta Era registrados no Cráton Amazônico caracterizam-se pelo estabelecimento de espessas seqüências de coberturas vulcânicas,
25
sedimentares e vulcano-sedimentares, acompanhadas da formação de complexos magmáticos, plutônicos, hipabissais e vulcânicos sem interferência de processos orogênicos.
Os eventos de reativação tectônica foram sucessivos e marcados por epirogênese (uplift), levando a movimentação de blocos na vertical, associados também àqueles de distensão, levando a formação de bacias, receptáculos de espessos pacotes sedimentares e vulcano-sedimentares, e magmatismo de diferentes composições, todo este conjunto de feições marcado por falhamentos numa conseqüência direta desses eventos.
Os primeiros registros configuram-se na forma de um vulcano-plutonismo, principalmente, ácido e intermediário, raramente básico, representado pelo Supergrupo Uatumã, de caráter cíclico e com registros até aproximadamente 1.600 Ma; idade com que é registrado no noroeste do Estado. Acompanhando este vulcanismo, é observado plutonismo ácido associado que recebeu denominações locais de suítes intrusivas Teles Pires, Rio Dourado e Tarumã.
Registra-se também, durante o vulcano-plutonismo, a incidência de rochas piroclásticas e introdução de magmas de composição básica. Recobrindo o Supergrupo Uatumã, estabeleceram-se seqüências sedimentares terrígenas e químicas de coberturas de plataforma, e.g. Grupo Beneficente e vulcano-sedimentares, e.g. Grupo Caiabis.
Por volta de 1.500 Ma novos processos de sedimentação, correspondentes ao Grupo Beneficente e Formação Mutum-Paraná, antecedem a introdução de corpos graníticos de composição alcalina, onde os componentes efusivos inexistem ou são de ocorrência restrita. Estes corpos graníticos são tipificados pelos granitos Serra da Providência, episódio este a partir do qual se iniciou o desenvolvimento das seqüências essencialmente continentais, algumas com contribuição piroclástica. Estes sedimentos tipificados pelas Unidades Cubencranquém, Dardanelos, Prainha e Aguapeí (Formações Fortuna, Vale da Promissão e Morro Cristalino), em geral, foram depositados em extensas bacias. Nessa época se instalaram, ainda, as rochas básicas que compõem a Suíte Intrusiva Ciriquiqui.
O fim do Proterozóico Médio é marcado, ainda, por novo magmatismo (vulcano- plutonismo), de caráter ácido, intermediário, alcalino e restritamente básico, registrado principalmente pela Suíte Intrusiva Rondônia, Grupo Serra do Rio Branco e Alcalinas Canamã.
3.2.2.1. Supergrupo Uatumã.
OLIVEIRA & LEONARDOS, (1943), introduziram a denominação Série Uatumã, colocando-a duvidosamente no Cambriano e supondo-a como base sedimentar da bacia do baixo Amazonas. BARBOSA, (1966), foi o primeiro a empregar a denominação Grupo Uatumã, assinalando a existência de tufos, lavas riodacíticas, diques de riolitos e ignimbritos. RAMGRAB & SANTOS, (1974), redefiniram o Grupo Uatumã, incluindo as formações Rio Fresco e Iriri, as efusivas ácidas do Grupo Aripuanã, o Grupo Fumaça e as vulcânicas e intrusivas do Jamanxim. PESSOA et al., (1977), elevaram a Formação Iriri à categoria de subgrupo, o que levou à redefinição da unidade Uatumã como supergrupo por MELO et al., (1978).
O Supergrupo Uatumã vem marcar o fim dos episódios tectono-metamórfico- magmáticos que caracterizaram o Arqueano e parte do Proterozóico Inferior, marcando o início do Cráton Amazônico, que então passa a evoluir no contexto de uma tectônica plataformal caracterizado por regime distensivo e tectônica de reativação, marcado por edificações de bacias e altos estruturais sem interferência de processos orogênicos até o Proterozóico Superior, quando a estabilidade do cráton é quebrada com o desenvolvimento da Faixa Dobrada Paraguai-Araguaia.
26
O Supergrupo Uatumã corresponde às vulcânicas ácidas e intermediárias (raramente básicas) não metamorfisadas do Grupo Iriri, tectônicamente pouco perturbadas, que recobrem o Complexo Xingu, mais as plutônicas ácidas conhecidas como Suíte Intrusiva Teles Pires que ocorrem associadas a esse vulcanismo ácido, com inúmeros corpos distribuídos na mesopotâmia Juruena-Teles Pires, assim como mais para leste, até o meridiano de 54º W de Gr. A partir deste meridiano, outras suítes graníticas espacialmente associadas às vulcânicas Iriri também ocorrem, passando a receber outras denominações, como Rio Dourado e Tarumã.
3.2.2.1.1. Grupo Iriri
O Grupo Iriri corresponde ao vulcanismo continental da ativação Mesoproterozóica responsável pela cobertura de plataforma representada pelo Supergrupo Uatumã. O Grupo Iriri é uma unidade composta por vulcânicas, ignimbritos, piroclásticas e intrusivas associadas. Predominam vulcânicas ácidas e intermediárias e raramente básicas.
O nome Iriri foi primeiramente usado pela Superitendência do Desenvolvimento da Amazônia – SUDAM, (1972), com o status de Formação. SILVA et al., (1974, In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SB.22 - Araguaia e parte da Folha SC.22 - Tocantins, DNPM, 1974), subdividiram o Grupo Uatumã nas formações Iriri e Sobreiro. PESSOA et al. (1977), elevaram o Iriri à categoria de Subgrupo, desmembrando-o em três unidades: Formação Aruri; Formação Salustiano; e Seqüência Híbrida. ANDRADE et al., (1978), ao subdividirem o Supergrupo Uatumã, introduziram a denominação de Grupo Iriri em substituição a subgrupo.
Estratigraficamente a unidade Iriri recobre rochas do Complexo Xingu e é sotoposta por coberturas plataformais tipo Beneficente e intrudida pelas suítes graníticas Teles Pires, Rio Dourado e Tarumã, geneticamente associadas ao vulcanismo Iriri.
As exposições Iriri apresentam nos seus grandes traços controle estrutural associado ao alto estrutural Juruena-Teles Pires. A unidade encontra exposições contínuas ao sul do Graben do Cachimbo, onde aflora numa faixa, com largura variável entre 20 a 30 km, estendendo-se para leste onde faz o fechamento do alto estrutural Juruena-Teles Pires na região de Peixoto de Azevedo-Matupá. Nesta região, constitui-se na unidade basal das unidades Beneficente, Dardanelos e Cubencranquém; até mesmo do Grupo Gorotire, mais a leste do Rio Xingu. O limite meridional deste alto estrutural, apresenta direção regional NE-SW, controlando estruturalmente a exposição dos sedimentos cretáceos do Grupo Parecis que ocorrem na margem ocidental do Rio Xingu.
No extremo nordeste do Estado, limite com o Pará, na margem esquerda do Rio Xingu, as exposições Iriri encontram-se controladas por altos e baixos estruturais. Ao longo do Rio Comandante Fontoura, já no limite com o Pará, tem-se exposições Xingu enquanto que nas suas margens e cabeceiras tem-se exposições Iriri. No caso observa-se um alto estrutural com inversão de relevo, onde seu eixo encontra-se entalhado pelo vale do Rio Comandante Fontoura.
Interessante notar que ao aproximar-se da Bacia do Araguaia, que segundo HALES, (1981), trata-se de uma fossa tectônica, as exposições Iriri desaparecem para reaparecerem na forma de diminutas janelas na referida bacia. Neste contexto, isto sugere que o bordo ocidental desta fossa foi soerguido e erodido, com remoção da cobertura Iriri.
No lado ocidental do Rio Juruena, o Grupo Iriri expõe-se ao redor das formações Mutum-Paraná e Dardanelos e sob os sedimentos Beneficente, ao sul e ao norte do alto estrutural Juruena-Teles Pires, respectivamente. Na mesopotâmia Arinos - Juruena e extensões laterais que configuram o alto estrutural Eugênia - Arinos, não se observa exposições Iriri.
27
São inúmeras as mineralizações auríferas em veios de quartzo hospedados em vulcânicas ácidas em toda região norte do Mato Grosso, tendo como uma das melhores exposições aquelas que ocorrem no Distrito Mineiro de Juruena e de Peixoto de Azevedo- Matupá, sugerindo evento mineralizante pós Iriri, associado espacialmente com as vulcânicas da unidade.
Na Folha Rio Branco-MIR 296, observa-se associação espacial entre jazimentos de estanho e as vulcânicas ácidas do Grupo Iriri (DNPM/CPRM, 1985) Esta associação é característica de jazimentos de cassiterita fibrosa em veios de quartzo hospedados em vulcânicas ácidas, conhecidos como jazimentos de estanho tipo mexicano, em associação com domos riolíticos e pláceres derivados. Normalmente originam depósitos pequenos, da ordem de 1.000 a 4.000 t com teor médio de 0,38%. Este tipo de jazimento geralmente ocorre em áreas de crosta continental espessa.
Mineralizações de ouro e estanho associadas às vulcânicas Iriri não são uma situação particular deste vulcanismo. Mineralizações espacialmente associadas com vulcanismo ácido de áreas reativadas no Mesoproterozóico são bem conhecidas na Chapada Diamantina - BA (Au, Sn e Ba), no Complexo Rio dos Remédios
O padrão de imageamento da unidade é bastante variado, ao que é atribuído larga distribuição com compartimentações tectônicas locais, que influenciam no modelado do terreno. Predomina padrão de drenagem dendrítico ou sub-dendrítico com elementos de drenagem controlado por lineamentos, de média a alta densidade. Estruturas circulares não são raras. As formas de relevo podem apresentar topos colinosos, de ocorrência mais freqüente, ou formas de topo agudas ou ainda tabulares. A tonalidade predominante é de cinza média. Os solos são argilosos ou argilo-arenosos e a espessura é muito variada e associadas com o tipo de relevo. Numa primeira aproximação pode-se estipular um valor de espessura média entre 3 a 4 metros nas áreas de colinas suaves, adelgaçando-se em direção aos relevos mais movimentados e espessando-se em direção aos relevos mais planos.
3.2.2.1.2. Suíte Intrusiva Teles Pires.
SILVA et al., (1974. In: Projeto RADAM, Folha SB.22 - Araguaia e parte da Folha SC.22 - Tocantins, DNPM, 1974), propuseram a denominação Granito Teles Pires, referenciando-se a corpos graníticos, intrusivos, subvulcânicos, quase sempre exibindo feições circulares, tendência alasquítica, anorogênicos e geneticamente relacionados ao Grupo Iriri.
Os dados geocronológicos apontam, de modo geral, que esta suíte granítica sucedeu ao Grupo Iriri e encontra-se sotoposta ao Grupo Beneficente. BASEI, (1974), apresentou uma isócrona de referência de 1.590 32 Ma para os granitos subvulcânicos da área da Folha SC.21 - Juruena. SILVA et al., (1974, op. cit.), relatam idade Rb/Sr de 1.550 Ma para o granito Teles Pires. BASEI & TEIXEIRA, (1975, apud Projeto RADAMBRASIL Folha SC.21 Juruena, DNPM, 1980), apresentaram um diagrama isocrônico em rocha total para o que chamaram de vulcano-plutonismo Teles Pires, com idade de 1.552 18 Ma e razão inicial Sr87/Sr86 de 0,742; nesta isócrona incluíram tanto rochas vulcânicas como os plutonitos a elas associadas. BASEI, (1977), apresentou idade de 1.561 Ma em diagrama Rb/Sr, obtido a partir de 23 análises de rochas vulcânicas que denominou de vulcanismo Teles Pires, ressaltando que a este vulcanismo estão relacionados rochas subvulcânica de tendência alasquítica e de forma geralmente circular. BEZERRA et al., (1990 In: Projeto Zoneamento das Potencialidades dos Recursos Naturais da Amazônia Legal), adotaram idade Rb/Sr de 1.585 18 Ma para a Suíte Intrusiva Teles Pires, valor este situado bem próximo do limite inferior admitido para as vulcânicas do Supergrupo Uatumã.
28
No Estado de Mato Grosso esta suíte encontra-se representada por quase duas dezenas e corpos graníticos circunscritos e de contornos circulares, que ocorrem indistintamente por toda faixa de exposição do Grupo Iriri. Corresponde a corpos de granulometria fina, fina a média, porfiríticos; porém, a depender do nível de erosão podem ser encontradas variedades mais grosseiras. Apresentam composição modal predominantemente monzogranítica, com variações para termos mais evoluídos, tais como álcali e sienogranitos. O máfico principal é a biotita, porém tem sido também descritas variedades com hornblenda e também leucogranitos.
O padrão de imageamento considerou corpos circunscritos, medianamente dissecados, com topos colinosos ou aguçados (Foto 003), drenagem sub-dendrítica com controle estrutural, fraturas evidentes, tonalidade cinza escura e textura rugosa.
3.2.2.2. Suíte Intrusiva Rio Dourado
A denominação deve-se a CUNHA et al., (1981. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SC.22 – Tocantins, MME, 1981), que relataram a presença de 60 corpos graníticos intrusivos, na forma de granitos, granodioritos, dioritos, granófiros, microgranitos e adamelitos em íntima associação com as vulcânicas do Grupo Iriri. Estas rochas foram englobadas na Suíte Rio Dourado, topônimo ao curso d’água que drena um de seus representantes na porção sul da Folha SC.22-V-B (Estado do Pará).
Petrograficamente, a suíte apresenta variações texturais marcantes, tendo sido descritos conjuntos de granitos granulares e pórfiros granofíricos ou não. Contudo, têm-se variações texturais e mineralógicas que geram termos transicionais e que foram incluídos em um ou outro grupo principal. O diagrama de alcalinidade de WRIGHT, (1969), discrimina para estas rochas tanto o campo alcalino como cálcio - alcalino. Razão inicial 87Sr/86Sr = 0,719 possibilita admitir que estas rochas tiveram fonte ou contaminação crustal (CUNHA et al., op. cit.).
Na região nordeste do Estado, na margem direita do Rio Xingu foram assinalados corpos graníticos atribuíveis à esta suíte. Compreendem granitos isótropos e circunscritos em intima associação espacial com o Grupo Iriri. Quando observados em campo foram caracterizados por apresentar textura porfirítica com matriz de granulometria fina a média. Análise petrográfica numa única amostra descreveu estilpnomelano microgranito granofírico com anfibólio alcalino, semelhante ao observado para os granitos Teles Pires.
Onde observado, o solo apresentou-se areno-argiloso, de granulometria fina a média, com espessura estimada entre 3 e 5 m. O padrão de imageamento salienta corpos circunscritos e circulares de topos colinosos ou aguçados.
3.2.2.3. Suíte intrusiva Tarumã
São corpos graníticos subvulcânicos e hipoabissais que afloram em porções marginais do vulcanismo Uatumã. Sob esta denominação, CUNHA et al., (1981. In: Projeto RADAM, Folha SC.22 – Tocantins, MME, 1981), incluíram sete corpos graníticos subvulcânicos a hipoabissais, relacionados a episódios de recorrência magmática ácida pós Formação Gorotire, com seção tipo na Serra do Inajá, localizada na porção centro norte da Folha Tocantins, Estado do Pará, onde se instalou o corpo granítico paradigma desta suíte, nas proximidades da Fazenda Tarumã, que lhe empresta o nome.
Estratigraficamente, no Pará, a Suíte Intrusiva Tarumã situa-se entre a Formação Gorotire, em quem desenvolve auréola de contato, e a Formação Cubencranquém, que lhe é
29
superposta. Amostras de granitos desta suíte foram datadas por métodos Rb/Sr e fornecem idade de 1.641 22 Ma (CUNHA et al., op. cit.). Os tipos petrográficos mais comuns a esta suíte são biotita granitos, monzonitos, álcali - granitos, hornblenda - biotita granitos, granodioritos e tonalitos.
No Estado de Mato Grosso, na porção centro oriental da Folha Rio Comandante Fontoura MIR - 302, mais especificamente ao sul da Serra do Tapirapé, ocorre um corpo granítico de dimensões batolíticas enfeixado na Suíte Intrusiva Tarumã. O corpo reúne uma variedade de tipos, no geral, representado por biotita granitóides róseos, grosseiro, com megacristais de feldspatos róseos ou cinzas. Com freqüência têm-se veios aplíticos com espessura de 4 a 6 cm cortando o granitóide. Apresenta variações granulométricas para termos inequigranulares e porfiróides. Trata-se de corpo granítico não - foliado a ligeiramente foliado. Este corpo granítico encontra-se recoberto por sedimentos argilosos em superfície aplanada, que foram atribuídos, à priori, à Formação Gorotire.
O padrão de imageamento é caracterizado por relevo medianamente dissecado, de topos colinosos ou aguçados, apresentando drenagem subdendrítica encaixadas em descontinuidades estruturais. Apresentam textura rugosa, com estruturação linear em padrão losangular e tonalidades cinza claro e escuro. Os solos são de constituição areno-argilosa, com concentrações variadas em argila e espessura variável, em geral, entre 1 e 3 m.
3.2.2.4. Grupo Gorotire.
Coube a RAMOS, (1955), a introdução do termo “arenito da Serra de Gorotire” para designar um pacote de arenitos grosseiros a conglomeráticos e subordinadamente com horizontes de granulometria mais fina, leitos de conglomerados com seixos de diâmetros variáveis entre 5 a 10 cm, cores predominantemente esbranquiçadas, caulínicos e tectonizados. A seção tipo localiza-se no morro existente ao lado do Posto Indígena Gorotire, no Rio Fresco - PA.
A unidade, de início, foi considerada como pré-siluriana depositada em ambiente de transgressão marinha, sendo atualmente posicionada no Proterozóico Médio e admitida como de origem continental. PESSOA et al., (1977, apud SANTOS & LOGUERCIO, 1984), caracterizaram uma extensão do Grupo Gorotire na região sudeste do Pará (Tapajós- Jamanxim), presente notadamente em duas sinclinais: Crepori e Tocantins. Na primeira verificaram a existência de um sill de diabásio, diabásio Crepori, cuja datação possibilitou a o estabelecimento de uma idade mínima para essa cobertura de plataforma (1.611 25 Ma), permitindo seu posicionamento no Proterozóico Médio.
Os plutonitos Teles Pires são intrusivos nos arenitos Gorotire e são posteriores às vulcânicas da unidade Iriri. Os arenitos feldspáticos e arenitos líticos, com fragmentos de rochas vulcânicas ácidas mostram uma grande contribuição do vulcanismo Iriri para a gênese dos sedimentos Gorotire.
A área de ocorrência da unidade Gorotire é grosso modo limitada pelas bacias dos rios Xingu e Tocantins no Estado do Pará e, no Estado de Mato Grosso, encontra-se exposta entre as bacias hidrográficas do Xingu e Araguaia.
O Grupo Gorotire ocorre na forma de duas grandes manchas descontínuas na porção oriental das folhas Rio Capivara - MIR 277 e Rio Comandante Fontoura - MIR 302. A mancha ao norte, situada na Folha Rio Capivara, encontra-se representada por arenitos ferruginosos com hematita e níveis silicosos possantes, aparentemente cherts, com espessuras métricas, ou como arenitos de granulometria muito fina, originalmente de cor cinza, com tons avermelhados
30
por oxidação, que sob microscopia ótica foi caracterizado como metarenito argiloso ou quartzo filito com textura blasto – psamo -pelítica.
Na mancha ao sul, na Folha Rio Comandante Fontoura, as áreas com exposição do Grupo Gorotire têm pouco acesso. Onde investigado afloram termos silicosos, conglomeráticos, untuosos ao tato (possível hidrotermalismo). No lado oeste da BR-158 ocorrem blocos de arenitos conglomeráticos e de arenitos cinza que, por oxidação, tomam cores avermelhadas, estando silicificados e capeados por laterita. Sob microscopia ótica foi identificado, em amostra de arenito, textura blasto psamítica inequigranular, com matriz sericítica, tendo sido classificada como metarenito. Pelas características petrográficas e de campo, estes sedimentos foram enfeixados no Grupo Gorotire. A norte, os arenitos silicificados, característicos do Grupo Gorotire, já não mais ocorrem, passando a aflorar, em manchas descontínuas, argilitos avermelhados e arroxeados, ligeiramente laminado. A não continuidade da exposição do pacote argiloso, tanto vertical quanto lateralmente, não permite um diagnóstico conclusivo da unidade litoestratigráfica em que se inserem estes sedimentos argilosos e que recobrem o granito Tarumã ao lado oeste da BR-158, pois tanto podem representar um fácies argiloso do Gorotire, como um recobrimento do Utiariti, que aflora mais a oeste. A priori, foram enfeixados como Gorotire.
O padrão de imageamento se caracteriza por relevos medianamente ou suavemente dissecados, de topos tabulares, bordas escarpadas e/ou festonadas. A drenagem é sub- dendrítica, parcialmente controlada por descontinuidades estruturais. Os solos são arenosos pouco argilosos de espessuras variáveis, no geral, entre 1 e 2 m.
O Grupo Gorotire também aflora na forma de janelas estruturais na porção norte da Bacia do Araguaia, como numa pequena janela que ocorre na porção central da Folha São Félix do Xingu, onde foram verificados conglomerados, arcóseos, cataclásitos e possível rocha piroclástica. Foram consideradas como pertencentes à unidade Gorotire pela similaridade com as rochas que ocorrem a oeste de Vila Rica e nas serras do Urubu Branco e de São João. Em virtude da precariedade dos afloramentos e a dificuldade natural de correlações estratigráficas das coberturas proterozóicas, que ocorrem como janelas estruturais, a correlação com a Formação Gorotire não tem caráter conclusivo, visto a possibilidade de litotipos piroclásticos também serem correlacionáveis com o Grupo Iriri.
Na Folha Santa Terezinha - MIR 303, o Grupo Gorotire resume-se a uma pequena mancha de morros de topos arredondados em janela estrutural da Bacia do Araguaia. Seus contatos foram estabelecidos com base na interpretação de sensores remotos e levando-se em consideração a presença de planalto residual Gorotire, imediatamente a oeste.
O padrão de imageamento prioriza relevos de topos tabulares ou suavemente dissecados, limitados por quebras positivas de relevo, drenagens sub-dendríticas, parcialmente controladas por estruturas, apresentando raros lineamentos e tonalidade cinza escura.
3.2.2.5. Formação Mutum-Paraná
Citação original de MORAES et. al., (1964), possui localidade tipo próxima da Vila Mutum-Paraná e do rio homônimo, afluente da margem direita do Rio Madeira, Rondônia. A Formação Mutum-Paraná é uma seqüência vulcanoclástica, constituída principalmente de metarenitos feldspáticos, metarcóseos e arcóseos, conglomerados, filitos ou filonitos, quartzitos e piroclásticas associadas. Esta unidade já foi correlacionada com o Supergrupo Uatumã e Grupo Beneficente (LEAL et al., 1974, apud Projeto RADAMBRASIL, Folha SC.20 - Porto Velho, 1978; MONTALVÃO et al., 1984)
31
A Formação Mutum-Paraná aflora de forma relativamente contínua por toda porção noroeste do Estado, ocorrendo extensivamente nas folhas Rio Branco – MIR 296, Aripuanã – MIR 297, Cacoal – MIR 316 e Juína – MIR 317. Nestas região a unidade se sobrepõe ao Complexo Xingu ou ao Grupo Iriri, encontrando-se em boa parte recoberta pela Formação Dardanelos. Na divisa do Estado com Rondônia, nas folhas Rio Teles Pires e Ji-Paraná, a unidade encontra-se em contado por falha com o granito Serra da Providência, aparentemente com o granito cavalgando sobre a unidade vulcanoclástica.
Dentre as coberturas que ocorrem na porção norte do Estado, a Formação Mutum- Paraná destaca-se por apresentar dobramentos em braquissinclinais e braquianticlinais com eixos posicionados E-W e flancos apresentando mergulhos fortes, mesmo verticalizados, não observado em outras unidades de cobertura, onde as estruturas são bem suaves.
De acordo com SOUZA et. al., (1985. In: Projeto Mapas Metalogenéticos e de Previsão de Recursos Minerais, Folha SC.20-Z-B - Rio Branco, DNPM/CPRM, 1985), em termos litológicos, na Folha Rio Branco, compreende uma seqüência sedimentar indiferenciada epimetamórfica reunindo conglomerados polimíticos, metarenitos, arenitos arcoseanos, arcóseos, arenitos ortoquartzíticos, pelitos, metapelitos, siltitos, metassiltitos, argilitos, metamargas e metarritmitos.
Esta unidade foi observada na estrada que liga Juína a Aripuanã, sendo constituída por metargilitos rítmicos avermelhados, que se apresentam verticalizados, com foliação incipiente, sub-paralela ao acamamento, segundo N85ºW/vertical ou subvertical (Foto 004). Pequenos veios e venulações de quartzo ocorrem paralela/sub-paralelamente a esta direção. Em grande extensão desta estrada observou-se uma laterização intensa nos metassedimentos desta unidade, chegando a desenvolver blocos de crosta duras (ironstones).
Na Folha Juína, na estrada que liga Juína a Aripuanã, o primeiro contato Complexo Xingu com a Formação Mutum-Paraná dá-se por um pacote conglomerático com mais de 50 m de espessura, de matriz areno-argilosa, com calhaus e seixos de quartzo e arenitos nas mais diferentes granulometrias, incluindo termos microconglomeráticos, de granitóides e blocos de hematita. Os níveis basais deste conglomerado apresentam predomínio de calhaus, enquanto, os superiores, de seixos. Este conglomerado sustenta morros alongados de topos tabulares, com extensa ferruginização nas porções cimeiras e encostas. Não foram encontrados sedimentos sobrepostos ao conglomerados. Como a extensão norte destes sedimentos une-se com a Formação Mutum-Paraná, este nível conglomerático foi considerado a base da unidade no local. Apesar desta espessura notável, a camada de conglomerado não foi identificada 20 Km a WNW onde a passagem do Complexo Xingu para a Formação Mutum-Paraná dá-se através de arenitos finos quartzosos, de estrutura maciça ou ligeiramente laminados. O contato Complexo Xingu com a Formação Mutum-Paraná é marcado, no local, por zona de falha que afeta o arenito e desenvolve filonetes de quartzo segundo a descontinuidade estrutural N80ºW/subvertical.
Ao longo do perfil Aripuanã-Juína ocorre ampla cobertura ferruginosa laterítica que chama a atenção pelos tamanhos dos blocos de hematita na superfície. Os afloramentos de sedimentos que se identificam abaixo das coberturas lateríticas compreendem ritimitos argilosos avermelhados verticalizados segundo E-W, com pequenos veios de quartzo paralelos ao bandamento sedimentar e venulações quartzosas. As contínuas exposições ferruginosas com blocos de hematita constituem áreas merecedoras de trabalhos de maior detalhe, com escavações para se identificar a natureza do substrato assim como para avaliar a potencialidade mineral quanto a ouro e metais básicos.
Embutido na Formação Mutum-Paraná, ao norte de Juína, foi identificado afloramento de granitóide, creme, grosseiro e deformado. Pelas características texturais grosseiras e cataclásticas e por não ter sido detectado halo de metamorfismo, bem como pela exposição do
32
afloramento em continuidade com estrutura em antiformal, interpretou-se tratar de janela estrutural, cujos limites do corpo granitóide foram obtidos por interpretação de imagens de sensores remotos. Dada a importância desta relação, quer no contexto de granito intrusivo ou de janela estrutural do embasamento, trata-se de área merecedora de levantamentos geológicos específicos para avaliação da potencialidade mineral da área.
Em termos de padrão de imageamento o relevo pode apresentar diferentes padrões de dissecação, desde finamente dissecados como na Serra da Sagrada Paixão, onde são evidentes os controles tectônicos sobre a unidade; como suavemente dissecado, com interflúvios amplos de topos tabulares ou suavemente convexos, com quebras positivas de relevo. A tonalidade é cinza e a textura lisa. Quanto aos solos, os relevos de topos tabulares tendem a apresentar solos argilosos derivados de lateritas ferruginosas, presumivelmente com espessuras superiores a 2 m; quando ocorre na forma de colinas suaves e a presença de laterita já não é tão conspícua , os solos também são argilosos, com espessuras variáveis, da ordem de metros, com valor médio estimado entre 1 a 3 m.
Os solos, predominantemente argilosos e em grande parte ferruginizados, encontram-se bastante coesos e resistentes a instalação de processos erosivos concentrados. Do ponto de vista ambiental não foram observadas feições de erosão e/ou assoreamento associadas a esta unidade.
3.2.2.6. Grupo Beneficente.
Citação original de ALMEIDA, (1958), tendo como localidade tipo o Povoado Beneficente, situado na margem esquerda do Rio Aripuanã, Estado do Amazonas. Esta unidade litoestratigráfica repousa sobre as vulcânicas ácidas do Iriri, certamente envolvidas na elaboração da depressão estrutural do Cachimbo, principal sítio deposicional da grande unidade. Apresenta grande variedade litológica observável desde os domínios oeste da bacia, onde prevalecem sedimentos francamente marinhos, químicos e clásticos, com ocorrências de fosfato, folhelhos, calcários, arenitos glauconíticos, até sua extremidade leste, com domínio de sedimentação clástica e ambiente oxidante, facilmente detectável, com o aparecimento de argilitos vermelhos gretados, intercalados a arenitos arcoseanos e arcóseos.
CARVALHO & FIGUEIREDO, (1982), mapearam seis unidades compondo o Grupo Beneficiente, essencialmente marinhas, com quartzo - arenitos, siltitos, calcários dolomíticos, conglomerados, folhelhos, dolarenitos e brechas intraformacionais.
A idade do Grupo Beneficente passou por diversos posicionamentos cronológicos, tendo inicialmente sido admitida como pré-silurianas por ALMEIDA & NOGUEIRA FILHO, (1959), pré - cambriana superior conforme LIBERATORI et al., (1972), porém passou a ser posicionada no Proterozóico Médio por estar afetada por granitos da Suíte Serra da Providência e por ser cortado por diques e sills do magmatismo básico Crepori, com idades de 1.565 50 Ma e 1.599 37 Ma (SANTOS & LOGUERCIO, 1984)
No Estado de Mato Grosso, o Grupo Beneficente ocupa o extremo norte aflorando praticamente na divisa com os estados do Amazonas e Pará, tendo sua maior área de exposição na mesopotâmia Juruena-Teles Pires. Aflora ao sul da Serra do Cachimbo, em áreas estruturalmente abatidas, limitadas por falhas; e de modo mais extensivo, ao norte da serra, ocupando a depressão estrutural conhecida como graben do Cachimbo
No Mato Grosso superpõe-se na quase totalidade de sua extensão ao Supergrupo Uatumã, porém em trechos menores superpõe-se também ao Complexo Xingu. O contato com o Supergrupo Uatumã dá-se por disconformidade.
33
Uma seção que propicia a observação no Grupo Beneficente no Estado é facultada pela estrada que liga a cidade de Alta Floresta à Ilha do Ariosto. Nesta seção predominam arenitos avermelhados de granulação média, feldspáticos (subarcoseanos) e caulinizados, ocorrendo na forma de bancos com estratificações plano-paralelas. Quando o caulim é removido, percebe-se que os grãos de quartzo são selecionados e sub-arredondados. A passagem do Complexo Xingu para o Grupo Beneficente é marcada por quebra de relevo, mais acidentado na zona de contato, para depois passar a relevo ligeiramente tabular, com franca exposição de arenitos em estratos tabulares.
Na rodovia, os tipos líticos aflorantes revelam uma associação de rochas epimetamorfisadas constituídas por grauvacas líticas, arcóseos com níveis de siltitos, argilitos e silexitos estruturados em bancos de 50 cm a 1,0 m, com laminações plano-paralelas evidentes e arenitos feldspáticos.
Apesar dos sedimentos marinhos estarem francamente expostos no oeste da Bacia Beneficente, no Estado do Amazonas, SILVA et al., (1980, In: Projeto RADAMBRASIL Folha SC.21 Juruena. DNPM, 1980), fazem referência a uma ocorrência de calcário na Foz do Rio Ximari, Folha Rio São João da Barra – MIR 273, município de Apiacás. Descreve um calcário amarelo a cinza escuro, bem estratificado, fino e compacto, na forma de morrotes com continuidade física de até 3 km a jusante da foz do Ximari.
Esta ocorrência é muito importante pela localização em que se encontra, pois não são conhecidas rochas carbonáticas no Estado por centenas de quilômetros ao redor da mesma. Obviamente que, a depender de estudos adicionais, com a finalidade de caracterizar a continuidade física do horizonte carbonático, sua composição química e demais características tecnológicas que permitam a utilização dessa matéria prima como corretivo de solo, poderá vir a atender a solicitação agropastoril de boa parte do norte matogrossense.
Aproximadamente 30 Km a oeste do local onde foram descritas as ocorrências de calcários, afloram silexitos (coord. 9°05’41” S e 57°23’28” W) finamente laminados em leitos milimétricos e submilimétricos, de cor branca leitosa (dominante) e cinza (subordinada). A rocha apresenta pequenos nódulos de sílex cinza e pequenas drusas de quartzo límpido. Em corte paralelo ao acamamento estes nódulos são circulares (2 a 3 mm de diâmetro) e apresentam-se como “verdadeiros” oólitos, porém, quando se observa estes nódulos perpendicularmente ao acamamento, nota-se que apresentam eixo maior segundo este plano, cortando as laminações dos estratos, mostrando tratar-se de um processo epigenético. Pela análise macroscópica da amostra, supõe-se que se trata de um processo de silicificação sobre antigos leitos carbonáticos ou margosos do Grupo Beneficente.
Os sedimentos que constituem a Serra Formosa, Folha de Vila Guarita – MIR 300, anteriormente enfeixados no Grupo Beneficente (IBGE, 1990), constam de arcóseos e conglomerados, idênticos aos tipos líticos que afloram no graben do Caiabis, na região de Colíder-Santa Helena e que aqui foram mapeados como Formação Dardanelos. Adicionalmente, a proximidade geográfica com o graben dos Caiabis induziu a opção de mapear os sedimentos da Serra Formosa também como Dardanelos.
Ainda de acordo com IBGE, (op. cit.), o contato do Grupo Beneficente com o Supergrupo Uatumã dá-se por cavalgamento do Beneficente sobre o Uatumã. Tendo-se em consideração que a unidade Beneficente é mais nova que o Supergrupo Uatumã, tal situação seria merecedora de maiores esclarecimentos visto que normalmente a unidade subjacente é a que cavalga sobre a unidade sobrejacente. Da análise dos produtos de sensoriamento remoto e da tectônica que afeta os sedimentos Beneficente, optou-se por considerar tal descontinuidade estrutural como decorrente de fechamento de bacia, com mudança do regime extensional para o contracional, em regime intraplaca.
34
O Domo de Sucunduri ocorre no Estado do Amazonas, próximo à divisa com o Estado do Mato Grosso, na margem direita do Rio Juruena. Trata-se de uma estrutura com evidências de ativação autônoma (pluma térmica), que afeta o Supergrupo Uatumã e outras coberturas sedimentares do Proterozóico Médio, notadamente o Grupo Beneficente. A análise dos produtos de sensoriamento remoto mostram que ao redor da estrutura dômica central desenvolvem-se amplas estruturas em braquissinclinais, braquianticlinais e domos menores de caimentos suaves, que podem ser cartografados até a Mesopotâmia Juruena-Teles Pires, numa associação espacial indutiva de que ao menos parte dessas estruturas estão associadas ao mesmo evento reativação.
O padrão de imageamento para o Grupo Beneficente mostra relevo tabular suavemente dissecado, apresentando-se estruturado em anticlinais e sinclinais suaves e estruturas dômicas, cujo entorno encontram-se limitados por ressaltos ligeiramente festonados. A drenagem é sub-dendrítica ordenada, com baixa densidade de elementos. Apresenta tonalidade cinza e textura lisa. O padrão textural de imageamento sugere dominância de terrenos areníticos.
Os solos provenientes desses arenitos são arenosos, com conteúdo variado em argilas e apresentam-se pouco desenvolvidos, com espessuras médias ao redor de 2 m.
3.2.2.7. Suíte Intrusiva Serra da Providência
LEAL et al., (1978. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SC.20 - Porto Velho), propuseram essa designação para as intrusões graníticas que assomam na Serra da Providência, no setor oriental de Rondônia. Corresponde a uma extensa serrania orientada NNE-SSW, onde encontram-se rochas graníticas representativas de um ciclo vulcano- plutônico, de natureza subvulcânica e plutônica, anorogênica, com textura granofírica, porfirítica, ocasionalmente grainsenizadas, incluindo-se aquelas com textura rapakivi. LEAL et al., (1978), estenderam essa denominação a outros corpos graníticos do setor oriental de Rondônia e sudeste do Amazonas (Folha SC.20 - Porto Velho), apresentaram datações neste granito, sendo mais coerente o valor de 1.414 47 Ma. Posteriormente, SILVA et al., (1980), relataram uma idade convencional de 1.431 47 Ma. Para os corpos da Folha Juruena, SANTOS & REIS NETO, (1982), estabeleceram uma isócrona Rb/Sr de referência a partir de 8 amostras, para o granito Serra da Providência, com idade de 1.513 Ma. A idade U-Pb do Granito Serra da Providência forneceu valores de 1.606 a 1532 Ma (BETTENCOURT et. al., 1999).
Os granitos da Suíte Serra da providência são intrusivos no Grupo Beneficente, nos Estados de Rondônia e Amazonas, não se dispondo de relações de campo entre estes granitos e a Cobertura Dardanelos. Esta suíte não é enfeixada no Supergrupo Uatumã por se reconhecer uma ampla cobertura sedimentar separando estas duas unidades, representando assim uma segunda fase de reativação do cráton, denominada de Parguazense por AMARAL, (1974).
A Suíte Intrusiva Serra da Providência representa os granitos rapakivi mais antigos da Província Estanífera de Rondônia. Nesta província, as mineralizações mais importantes estão associadas a granitogênese mais nova (Younger Granites of Rondônia) com idade de 1.050-950 Ma (SADOWSKI & BETTENCOURT, 1996). Neste enfoque os granitos tipo Serra da Providência não são os melhores alvos no que diz respeito à qualidade econômica dos depósitos.
No Estado de Mato Grosso esta suíte ocorre na porção noroeste do Estado, tendo como principal representante o batólito aflorante na Serra da Providência, na divisa com Rondônia, topônimo que empresta seu nome à referida suíte. Os representantes desta unidade
35
encontram-se intrusivos no Complexo Xingu, se bem que alguns corpos circunscritos e circulares, encontram-se intrusivos no Supergrupo Uatumã. Interessante também observar a associação espacial desta suíte com os da Suíte Intrusiva Rondônia, com os quais, apesar de ser reconhecido amplo lapso de tempo entre os eventos plutônicos que originaram estes corpos graníticos, guardam composição química e características petrográficas semelhantes como textura rapakivi e termos evoluídos.
O padrão de imageamento salienta relevo movimentado de topos convexos e aguçados, com o traçado de drenagens parcialmente controlado por estruturas lineares e circulares. As fraturas e lineamentos nos relevos movimentados apresentam padrão losangular. A tonalidade é cinza claro e a textura é rugosa.
3.2.2.8. Grupo Cubencranquém
A unidade foi definida por BARBOSA et al., (1966), como uma seqüência de clastos, constituída de baixo para cima de arcóseos finos, arenitos finos, jasperóides, cherts e siltitos. Referiram-se ainda a estruturas globóides silicosas, na Cachoeira das Andorinhas, com camadas concêntricas atingindo até 40 cm de diâmetro, correspondendo a um nível estromatolítico. CUNHA & BEZERRA, (1984), sugerem que essas estruturas possam ser abiogênicas.
O Grupo Cubencranquém tem sua seção tipo na serra do mesmo nome, situada ao sul do Estado do Pará. No Rio Riozinho, afluente da margem esquerda do Rio Fresco e que tem suas nascentes na Serra de Cubencranquém, foram estudadas as rochas que afloram desde a Cachoeira da Fumaça, consistindo de um pacote de arenitos róseos avermelhados, dispostos sob a forma de camadas com espessuras decimétricas a métricas, exibindo estratos cruzados em forma de cunha, de pequeno a médio porte. Nas porções meridional e oriental da Serra de Cubencranquém, esta unidade assenta-se sobre rochas riolíticas do Grupo Iriri.
No Estado de Mato Grosso esta unidade ocorre ao norte do Estado, na margem esquerda do Rio Xingu, já quase na fronteira com o Pará, encontrando-se sobreposta ao Grupo Iriri. Sua forma de ocorrência dá-se num planalto residual topograficamente elevado, com topos aplainados e bordas escarpadas, em que o arqueamento das camadas nas margens da estrutura modelam uma depressão estrutural. Esta feição recebe em sua porção ocidental a denominação de sinclinal de São Pedro.
O padrão de imageamento caracteriza-se por relevo tabular, suave a medianamente dissecado, apresentando quebras topográficas positivas próximas aos limites da unidade. Nos bordos do relevo tabular desenvolvem-se cristas decorrentes de descontinuidades estruturais.. A drenagem é subdendrítica, parcialmente controlada por descontinuidades. A textura é lisa e a tonalidade é cinza escura.
3.2.2.9. Suíte Intrusiva Ciriquiqui
Esta unidade ocorre na forma de dois corpos semi-circulares no quadrante NW da Folha Rio Branco – MIR 296, no noroeste do Estado, às margens do Rio Branco. Representam associações de rochas máficas diferenciadas, com caráter predominantemente básico e anortosítico.
LEAL et al., (1978. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SC.20 - Porto Velho. DNPM, 1978), introduziram a designação básicas e ultrabásicas do Ciriquiqui, município de Lábrea (AM), para reunir as rochas básicas aflorantes no Rio Ciriquiqui, as intrusões de gabros piroxenitos e kimberlitos do SE de Rondônia. SANTOS & OLIVEIRA, (1978), utilizaram o nome Ciriquiqui somente para as rochas básico-alcalinas de Lábrea.
36
As idades K/Ar obtidas em rochas desta unidade variaram entre 1.232 88 Ma e 1.050 23 Ma, enquanto amostra com determinação Rb/Sr apresentou valor convencional de 1.275 37 (DREHER et al., 1976, apud LEAL et al., op. cit.) Ma. Esta idade, por suas características analíticas, foi interpretada como a época mais próxima da formação do conjunto básico-ultrabásico.
O padrão de imageamento mostra rochas dissecadas com interflúvios colinosos de topos arredondados, drenagem controlada por fraturas e fraturas semi-circulares, tonalidade cinza e textura rugosa. O tipo de solo que se desenvolve sobre esta unidade correspondem a Podzólicos Vermelho Amarelos.
3.2.2.10. Grupo Caiabis
Na região centro-norte do Mato Grosso existem dois importante acidentes fisiográficos com orientação WNW-ESE, reconhecidos sob as denominações de Serra dos Caiabis e Chapada dos Dardanelos. Trata-se de dois imponentes planaltos residuais que foram edificadas sobre um pacote sedimentar, no qual, na Serra dos Caiabis, ainda reconheceram-se 2 níveis de basaltos intercalados por uma camada de arenito. A seqüência sedimentar é identificada como Formação Dardanelos e os derrames básicos como Formação Arinos.
A associação de efusivas básicas e cobertura sedimentar levou SILVA et al., (1980. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SC.21 - Juruena), a reuni-las em um grupo estratigráfico, o Grupo Caiabis, com respectivo posicionamento cronoestratigráfico. Dados geocronológicos (TASSINARI et al., 1978, e SILVA et al., 1980, op. cit.) apresentam o intervalo de 1.200-1.400 Ma como idade mínima para os basaltos, com conseqüente amarração cronoestratigráfica do Grupo Caiabis.
3.2.2.10.1. Formação Dardanelos
ALMEIDA & NOGUEIRA FILHO, (1959), denominaram de Formação aos heterogêneos sedimentos que afloram na cachoeira de Dardanelos no Rio Aripuanã. Correspondem a arenitos arcoseanos médios a grosseiros, com lentes de conglomerados, subgrauvacas vulcânicas e arcóseos.
Na Chapada de Dardanelos (Foto 005), a Formação Dardanelos é constituída, basicamente, por arenitos arcoseanos de diversas granulometrias e, subordinadamente, conglomerados e argilitos. Apresentam tons arroxeados, e/ou esbranquiçados e/ou amarelados. Camadas de conglomerados com até 6 m de espessura foram verificados junto à cachoeira das Andorinhas e Dardanelos. Os seixos são compostos de arenitos, arenitos arcoseanos, quartzitos, quartzo e vulcânicas ácidas. Argilitos ocorrem localmente em camadas métricas intercaladas nos arenitos. O pacote sedimentar, como um todo, apresenta estratificação plano paralela sub-horizontal a horizontal e, não raro, estratificações cruzadas (Foto 006). Na chapada, os solos são arenosos ou areno-argilosos e apresentam espessuras da ordem de 1 a 3 m não tendo sido observados processos erosivos concentrados, se bem que, a depender da ocupação, nas áreas de maior gradiente, é previsível a instalação de processos erosivos.
Na Serra dos Caiabis, que corresponde a uma depressão estrutural conhecida como Graben dos Caiabis, a unidade é constituída por sedimentos siliciclásticos, dominantemente representados por arcóseos e arenitos arcoseanos de granulometria média, com variação para termos mais grossos, de cores variadas, predominando tons avermelhados de oxidação.
A porção basal da formação é marcada por arcóseos grosseiros a microconglomeráticos, podendo ocorrer também níveis métricos de conglomerados
37
intraformacionais polimíticos com seixos de quartzo, arenitos, vulcânicas e granitóides, com tamanhos variando de 2 a 7 cm. Estratificação cruzada tabular e acanalada, distribuem-se por toda unidade, não raro, apresentando seixos nos planos de fore sets das cruzadas.
A sudeste de Tapaiuna (povoado atualmente desabitado) foi identificado cimento hematítico e níveis de hematita compacta nos planos de laminação e estratificação cruzada de baixo ângulo nos arenitos. Também foi observado pequenos veios e bolsões de quartzo com hematita compacta, evidenciando hidrotermalismo nestes sedimentos. A leste da referida localidade, nas redondezas do Córrego do Machado, ocorre um nível de filito avermelhado, praticamente um metargilito com foliação penetrativa (blocos deslocados) com lâminas/nódulos de hematita especular, cuja alteração origina um solo argiloso roxo, de maior fertilidade, conforme observado e mencionado por sitiantes locais. A ocorrência de tal horizonte ficou restrita às imediações da localidade supracitada. Aparentemente trata-se de níveis de argilitos intraformacionais na Formação Dardanelos.
O Salto de Apiacás (Serra do Apiacás, Rio Apiacás) é marcado por corredeiras e cachoeiras que se desenvolvem sobre arenitos arcoseanos silicificados, próximo ao contato com o embasamento Xingu (Foto 007). Erosão diferencial entre os arenitos silicificados Dardanelos e os granitos gnáissicos do embasamento Xingu propiciaram a formação deste salto, de indiscutíveis feições de beleza cênica. Análise petrográfica em uma amostra de arenito silicificado identificou um metarenito conglomerático com clastos atingindo até mais de 5 mm, com cimento sílico-ferruginoso.
A Serra Formosa, a leste de Peixoto de Azevedo e Matupá, apresenta-se como superfície elevada, de topo tabular, ou com morrotes isolados em seu interior e bordas escarpadas com desnível ao redor de 100 m. Constitui-se principalmente de arenitos médios arcoseanos e arcóseos, com níveis de arenitos conglomeráticos e conglomerados monomíticos quartzosos, com subordinadas ocorrências de pelitos alterados. A borda norte é escarpada, contendo cachoeiras com quedas de aproximadamente 30 m. Os solos que prevalecem na região da Serra Formosa são lateríticos, com concreções ferruginosas soltas e apresentam espessuras da ordem de 3 m.
Os sedimentos que edificam a Serra Formosa foram classificados como Grupo Beneficente por BEZERRA et al., (1990), entretanto, as litologias observadas constam de arcóseos e conglomerados, idênticos aos tipos líticos que afloram no Graben do Caiabis, na região de Colíder-Santa Helena e que são reconhecidos como Formação Dardanelos. Adicionalmente, a proximidade geográfica com o Graben dos Caiabis induziu a opção de enfeixar os sedimentos da Serra Formosa também como Formação Dardanelos.
Os solos que se desenvolvem sobre o Dardanelos são muito variados, reflexo da própria dimensão da unidade que recobre grandes extensões de terreno no centro-norte e centro-oeste de Mato Grosso. De forma genérica, os sedimentos Dardanelos desenvolvem solos areno-siltosos, com teores variáveis de argila, com espessuras médias ao redor de 2 m. Em áreas de topos tabulares com amplos interflúvios, também foi verificado o desenvolvimento de extensas áreas ferruginizadas (ironstones), que se apresentam em formas pisolíticas, mais ou menos endurecidas, variando desde crostas duras até solos ferruginizados.
O desmantelamento químico das lateritas resultam no aparecimento de solos argilosos, vermelhos, detectáveis pelo desenvolvimento de uma vegetação mais exuberante; solos estes que podem permanecer contínuos por até duas dezenas de quilômetros, ocupando porções cimeiras de interflúvios, conforme observado ao norte do Rio dos Peixes, no trevo que segue para a Fazenda Trescinco (coord. 4.22.835E, 88.23.797N).
38
Neste mesmo trevo, rumando-se à localidade de Paranorte, à unidade é caracterizada por um relevo colinoso, com pouco ou nenhum desenvolvimento de solo, onde os arenitos tornam-se sub-aflorantes por mais de 30 km de extensão, até a referida localidade.
Não foram identificados processos notórios de erosão concentrada junto a unidade. Quando presentes, tratam-se de ravinas localizadas, originadas a partir de água servida por estradas ou caminhos, em terrenos de maior declividade. Os problemas de assoreamento estão francamente ligados aos desmatamentos que não observam as matas ciliares ao longo das drenagens. A prática de queimadas para formação de pasto destrói a mata ciliar; esse tipo de procedimento acelera os processos erosivos em lençol e de erosão concentrada ao longo dos talvegues, que, em curto espaço de tempo, ocasionam descaracterização e assoreamento das cabeceiras de drenagens de primeira e segunda ordem.
Embora não tenham sido observados processos notáveis de erosão concentrada, levando-se em consideração o solo arenoso desta unidade, é possível se prever a instalação de processos erosivos em áreas de gradiente topográfico mais elevado, principalmente se houver uma ocupação desordenada.
O padrão de imageamento caracteriza planaltos residuais de topos tabulares ou ligeiramente convexos com amplos interflúvios. Os planaltos encontram-se limitados por escarpas festonadas e ainda podem apresentar patamares escalonados no seu interior. A drenagem é sub-dendrítica ordenada de baixa a média densidade. Os limites da unidade geralmente são marcados por uma quebra topográfica positiva e adensamento de lineamentos. Apresenta textura lisa e é fracamente estruturado, a tonalidade é cinza e a textura lisa.
3.2.2.10.2. Formação Arinos
TASSINARI et al., (1978. apud SILVA et al., 1980. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SC.21 - Juruena), anunciaram a existência de basaltos intercalados com clásticos grosseiros que sustentam a Chapada dos Caiabis, bem como apresentaram resultados radiométricos Rb/Sr de duas amostras, uma representando o derrame inferior com idade de 1.400 Ma, e outra, o superior, com 1.200 Ma. SILVA et al., (1980, op. cit.), renomearam de Formações Arinos aos dois patamares distintos de basaltos separados por uma camada arenítica, no extremo oeste da Serra dos Caiabis.
A Formação Arinos foi constatada no extremo oeste da Serra dos Caiabis nas proximidades da Fazenda Trescinco, tendo sido identificado apenas um dos dois derrames mapeados pelo Projeto RADAMBRASIL, Folha Juruena, SC. 21.
Macroscopicamente trata-se de uma rocha basáltica, maciça, afanítica e escura. Afloramentos desta rocha básica ocorrem num intervalo 1.400 m, numa seção diagonal à menor espessura do derrame superior da Formação Arinos, ao longo da estrada que dá acesso à referida fazenda. A largura obtida mostra que esta unidade tem faixa menor do que vem sendo espacializado. Na seção efetuada não se deparou com os contatos e texturas (escape de gases, disjunção colunar, etc.) que permitissem descrever a natureza efusiva desses magmatitos.
Conforme o aguardado, não se detectou processos de erosão concentrada ou assoreamento associados aos basaltos da Formação Arinos. A exuberância da vegetação na área de ocorrência dos basaltos é um reflexo de solos mais férteis em relação aos originados a partir dos arenitos da Formação Dardanelos. Os solos são argilosos vermelho escuros, com espessuras médias ao redor de 2 m ou ligeiramente superiores.
39
3.2.2.11. Formação Prainha
A citação original deve-se a ALMEIDA, (1958), referindo-se a sedimentos deltáicos que afloram no leito do Rio Aripuanã, no Estado do Amazonas. ALMEIDA & NOGUEIRA FILHO, (1959), elevaram esta unidade a categoria de formação, constituída predominantemente de “siltitos e arenitos argilosos de granulação fina, mas localmente apresentam camadas de arenitos grosseiros, seixosos, passando mesmo a conglomerados. Tem característica cor vermelho-coral que parece ter afetado praticamente a totalidade da formação”. BIZZINELLA et al., (1980. In: Projeto Tapajós-Sucunduri. DNPM/CPRM, 1980), baseados em descrições de granitos da reativação Rondoniense no Rio Aripuanã, intrusivos na Formação Prainha conferiram-lhe uma idade mínima do final do Proterozóico Médio.
LEAL et al., (1978, op. cit.), citam que a nordeste da Folha SC.20 - Porto Velho, em alguns pontos, como na região de Igarapé Preto, a base arenítica da unidade repousa sobre rochas intrusivas, subvulcânicas de natureza granítica, e encontra-se mineralizada a cassiterita e ilmenita.
A unidade ocorre no noroeste do Estado, estendendo-se para norte, até a divisa com o Estado do Amazonas, e para oeste até a divisa com o Estado de Rondônia.
Na divisa com os estados do Amazonas e Rondônia, ao longo do Igarapé Sucuri, que corre sobre sedimentos da Formação Prainha, têm-se mais de 20 km de padrão de imageamento característico de aluviões lavradas e assoreadas por atividade garimpeira.
O padrão de imageamento da Formação Prainha prioriza planaltos elevados, com bordos escarpados ou íngremes, relevo suavemente dissecado com interflúvios colinosos ou com topos tabulares, drenagem subdendrítica com controle local por descontinuidades estruturais. Apresenta tonalidade cinza a preta e textura lisa. Os limites dessa unidade foram obtidos através de dados secundários e de interpretação de sensores remotos.
3.2.2.12. Grupo Aguapeí
Aflora no Estado de Mato Grosso no extremo sul da Serra do Aguapeí e corresponde a uma seqüência siliciclástica representada por metaconglomerados, metarenitos, ardósias e metassiltitos. A citação original coube a FIGUEIREDO & OLIVATTI, (1974), que referem-se a unidade Aguapeí, composta por três subunidades.
A sub-unidade basal inicia-se por uma camada de mais ou menos 50 m de metaconglomerado oligomítico, com intercalações de metarenitos, conjunto este sotoposto por sedimentos psefíticos. A sub-unidade média é formada por ardósias, filitos e metassiltitos de cores roxa-esverdeada e vermelha, extremamente sericíticos. A sub-unidade superior é constituída de camadas de 2 a 8 m de metarenitos feldspáticos com finas intercalações de metassiltitos e ardósias. SOUZA & HILDRED, (1980), propuseram a elevação da categoria para Grupo, dividindo-a em três formações, a saber: Fortuna, Vale da Promissão e Morro Cristalino.
Na Bolívia, BLOOMFIELD & LITHERLAND, (1979, apud SANTOS & LOGUERCIO 1984), descreveram o Grupo Sunsás, sedimentos plataformais de cobertura, também constituído por três unidades, sendo a inferior e a superior de constituição psamítica e a intermediária de constituição argilosa, correlacionáveis ao Grupo Aguapeí. A idade do referido grupo é tida na interface Proterozóico Médio a Proterozóico Superior, na faixa de 1.300-950 Ma, baseando-se em datações do Complexo Ígneo Rincón del Tigre, de idade 992 Ma, que é intrusivo em rochas daquele grupo.
40
A área tipo do Grupo Aguapeí encontra-se no sudoeste do Estado, próximo à fronteira com a Bolívia onde a seqüência sedimentar, em boa parte dobrada, ocorre formando extensos planaltos residuais e serras alongadas. A seção tipo é descrita nas cabeceiras do Rio Aguapeí que se encontram na Serra de Santa Bárbara (Serra do Aguapeí). Outras localidades tipos abrangem as serras de Ricardo Franco, São Vicente, da Borda, do Caldeirão, do Cágado, do Pau a Pique, do Salto do Aguapeí e do Caramujo. Mais a leste, em Lambari d’Oeste uma extensa faixa sedimentar desta unidade com direção NNW sustenta a Serra do Roncador, encontrado-se o pacote sedimentar basculado para ENE.
3.2.2.12.1. Formação Fortuna
De acordo com SOUZA & HILDRED, (1980), a Formação Fortuna constitui as escarpas inferiores do Grupo Aguapeí com inclinações suaves no topo do patamar, sendo composta por metarenitos ortoquartzíticos intercalados com níveis lenticulares e diques de ortoconglomerados digomíticos.
A Formação Fortuna aflora na base da Serra Ricardo Franco, sustentando as vertentes da serra, aflorando numa estreita faixa com largura variável de 1 a 5 km por 110 km de extensão, bem como formando as escarpas inferiores da Serra de Santa Bárbara, em ambos os casos repousando diretamente sobre o Complexo Xingu e apresentando estratos ligeiramente ondulados.
Na Folha Jauru, já com marco na cidade de Ponte e Lacerda a unidade também ocorre na forma de cristas agudas, que estruturalmente constituem os flancos de dobramentos fechados em anticlinal ou sinclinal e que edificam diversas serras (serras da Borda, Caldeirão, Pau a Pique, Salto do Aguapeí, do Cágado e Azul). De acordo com BARROS et al., (1982. In: PROJETO RADAMBRASIL Folha SD.21-Cuiabá), a espessura medida na Serra de Santa Bárbara é de 120 m.
A unidade é de natureza eminentemente siliciclástica, grosseira, quartzosa com matriz arcoseana, apresentando estratos conglomeráticos oligomíticos quartzosos e arenitos conglomeráticos. Os seixos em média apresentam de 1 a 2 cm de diâmetro.
Na Serra da Borda, na estrada que une Pontes e Lacerda a Vila Bela da Santíssima Trindade, próximo à cidade de Pontes e Lacerda, a unidade constitui-se de quartzitos finos a médios, silicificados, recristalizados e cisalhados segundo N30ºW/70ºNE, nos quais as estruturas primárias foram em boa parte destruídas pelo cisalhamento. Na Serra do Salto do Aguapeí (ao sul da faixa serrana), tem-se quartzitos muito finos micáceos alternados com mica xistos e quartzo-mica xistos, fortemente cisalhados segundo N10ºW/50ºNE .
Devido a resistência destas rochas à erosão, dispõem-se normalmente em relevos elevados, formando grandes alinhamentos serranos, com cristas aguçadas, feições estas corroboradas por cisalhamentos acompanhados de silicificação que ocorrem caracteristicamente nos flancos de anticlinais e sinclinais fechados. Ou dispõem-se em planaltos de bordos escarpados, quando dispostas em estratos sub-horizontalizados ou ondulados (Serra de Santa Bárbara).
A unidade ainda pode ser observada na Serra do Roncador (Folha Barra do Bugres), recobrindo no flanco ocidental as rochas vulcânicas básicas da Seqüência Metavulcano- Sedimentar do Planalto de Jauru e, no flanco oriental, subjacente aos pelitos da Formação Vale da Promissão. Aqui, os quartzitos da Formação Fortuna apresentam granulometria média, encontram-se recristalizados e apresentam cor cinza clara, estruturados em bancos decimétricos, com caimento regional para ENE.
41
Nos flancos das estruturas dobradas, as rochas são praticamente aflorantes em superfície, sem o desenvolvimento de horizontes pedológicos significativos, bem como da instalação de processos erosivos concentrados. O mesmo não se observa quando desenvolvem pequenos platôs ou quando se apresentam suaves caimentos, gerando solos areno-argilosos de espessura variada, da ordem de metros.
3.2.2.12.2. Formação Vale da Promissão
Segundo SOUZA & HILDRED, (1980), a Formação Vale da Promissão constitui o segundo patamar da Serra de Santa Bárbara, correspondendo a uma seqüência dominantemente argilosa, constituída de metassiltitos, filitos, ardósias e metarenitos de granulação fina. De acordo com BARROS et al., (1982. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SD.21-Cuiabá), a espessura desta unidade na Serra de Santa Bárbara chega a 270 m.
A unidade apresenta-se bem exposta ao longo de todas as encostas da Serra de Santa Bárbara, bem como ocupando o núcleo do sinclinal do Cágado, ou ainda ao sul da Serra Ricardo Franco. Na Folha Barra dos Bugres – MIR 387, a unidade aflora segundo uma faixa de direção NNW, sendo limitada a oeste pela Serra do Roncador, a leste, pela Serra de Rio Branco e, ao sul, pelos sedimentos da Formação Pantanal.
Os trabalhos de campo permitiram observar o segundo patamar da Serra de Santa Bárbara, que comporta-se como uma encosta de declividade acentuada entre as escarpas inferiores e superiores sustentadas por sedimentos siliciclásticos arenosos e quartzosos e litificados das formações Fortuna e Morro Cristalino. A Formação Vale da Promissão pode ser observada na comunidade São Fabiano (Folha Serra do Baú – MIR 402), sendo constituída por sedimentos finos, siltitos e argilitos avermelhados. A oeste de Pontes e Lacerda, ao longo do Rio do Cágado e Córrego Carne de Vaca, no núcleo de sinclinal do Cágado, afloram sedimentos argilosos grafitosos com veios de quartzo que acompanham a xistosidade segundo N20ºW/vertical. A porção central desta estrutura sinclinorial encontra-se coberta por sedimentos detríticos laterizados, tal que a área de exposição da formação ficou restrita a incisões de drenagens junto ao vale do Rio do Cágado.
Na extensa faixa que dispõe-se segundo em NNW em Lambari d’Oeste (Folha Barra dos Bugres – MIR 387), a unidade encontra-se limitada a oeste pela Serra do Roncador, a leste pela Serra de Rio Branco, ao sul pelos sedimentos da Formação Pantanal e, ao norte, pela Chapada dos Parecis Apresenta-se com metassiltitos de cor cinza e marrom, ocorrendo para o topo intercalações de bancos de quartzitos de granulação média a fina, de cor amarelada, que são responsáveis por pequenas cachoeiras nos cursos d’água da região de Salto do Céu. A atitude dos estratos é sub-horizontal.
Os solos são autóctones e argilosos, bem desenvolvidos, com espessuras variáveis de 1 a 3 m, ou mais espessos Na escala de investigação, não foram identificados problemas de erosão concentrada e geotécnicos associados à unidade.
O padrão de imageamento mostra relevo colinoso, às vezes com topo plano e tabular, com padrão de drenagem dendrítica a sub-dendrítica, com textura lisa e tonalidade cinza escura.
3.2.2.12.3. Formação Morro Cristalino
Segundo SOUZA & HILDRED, (1980), a Formação Morro Cristalino é constituída de metarenitos ortoquartzíticos e feldspáticos e metarcóseos de cor cinza, rósea e avermelhada, granulação média a grosseira, com níveis conglomeráticos e de metassiltitos intercalados.
42
Constitui o terceiro patamar da Serra de Santa Bárbara, encontra-se no topo da Serra Ricardo Franco, sustenta a Serra de São Vicente e aflora como grandes manchas residuais sobre a Formação Vale da Promissão, entre as serras do Roncador e Rio Branco.
Na porção nordeste da Serra de São Vicente, encontra-se a mina de ouro homônima. O pacote sedimentar na região da mina compreende intercalações de estratos de arenitos ortoquartzíticos, de grã média, bastante silicificados e estratos conglomeráticos com seixos de quartzo, os quais foram enfeixados na Formação Morro Cristalino nos projetos de mapeamento regional antecedentes (e.g. SOUZA & HILDRED, 1980; BARROS et al., 1982; BEZERRA et al., 1990). A mineralização ocorre nos estratos ortoquartzíticos. No flanco nordeste da serra, nas proximidades da mina, os estratos encontram-se dobrados, com direção aproximada N10E vertical/subvertical para W.
Segundo informações obtidas na mina, furos de sondagem rotativa atravessaram a seqüência mineralizada e atingiram o embasamento Xingu sem atravessar a seqüência intermediária pelítica do Grupo Aguapeí. Nesta situação a unidade seria transgressiva sobre as demais, assentando-se diretamente sobre o embasamento ou então ter-se-ia fatores tectônicos envolvidos nestas relações.
SILVA & CHEMALE JR, (1997), estudando a geologia estrutural da Mina de São Vicente, propuseram que, a vergência das camadas observadas para E, poderia ser explicada por processos de empurrão de E para W, que teriam rotacionado eixos de dobras anteriormente vergentes para W e que tiveram seus eixos rotacionados no sentido anti-horário, como conseqüência da continuidade de diversos pulsos, do processo de empurrão de E para W, encontrando-se agora vergentes para E (vergência aparente). Essa idéia foi corroborada através da observação de zonas de milonitização dúcteis, no contato da bacia e embasamento, 2 km a leste da mina e em profundidade na própria mina, através de furos de sondagem que alcançaram zona de intensa milonitização. Neste contexto, presume-se zonas de deslocamento (detachement faults) e, obviamente, posição alóctone do pacote sedimentar.
Segundo informações obtidas na Mina de São Vicente, furos de sondagem rotativa atravessaram a seqüência mineralizada e atingiram o embasamento Xingu sem atravessar a seqüência intermediária, pelítica do Grupo Aguapeí. Esta situação não permite assegurar com certeza que a serra seja sustentada pela Formação Morro Cristalino, a não ser que esta unidade seja transgressiva sobre as demais, assentando-se diretamente sobre o embasamento. Trabalhos recentes que versam sobre a geologia estrutural da jazida de São Vicente (e.g. PASSO JÚNIOR et. al., 1997; SCABORA & DUARTE, 1998), se reportam ao horizonte mineralizado como pertencente à Formação Fortuna, o que vem ao encontro das observações efetuadas durante os trabalhos de campo. Dado à exiguidade de pontos de controle no planalto residual de São Vicente, como um todo, e a complexidade estrutural ali reinante, não se fez modificações substanciais na litoestratigrafia, dando-se preferência à discussão do problema, o qual deverá ser resolvido em projeto específico.
Na Serra Ricardo Franco, os dados secundários indicam que a Formação Morro Cristalino está assentada sobre a Formação Fortuna. Aqui os trabalhos efetuados não reconheceram conclusivamente duas unidades estratigráficas com base em critérios litoestratigráficos. As variações observadas entre os litotipos resumem-se a diferenças de tonalidades (predominantemente arroxeadas na porção inferior do pacote sedimentar e esbranquiçada nas porções superiores) e uma ligeira diminuição na granulometria a medida que se caminha para o topo da seqüência. De maneira geral, os arenitos são arcoseanos, com níveis conglomeráticos, dispostos na forma de estratos de espessuras decimétricas a métricas com estratificações cruzadas planar e tangencial.
Apesar das observações de campo, tendo por base que os pontos primários levantados não permitem introduzir modificações litoestratigráficas substanciais, manteve-se a
43
estratigrafia adotada, com as devidas ressalvas de que levantamentos adicionais de cunho estratigráfico são necessários para melhor caracterizar as unidades que compõem o Grupo Aguapeí nesta serra.
No topo da Serra de Ricardo Franco, observou-se um delgado nível de cascalho laterítico ferruginoso, de formas discóides, capeando a superfície do planalto. Nos bordos serranos ocorrem depósitos coluviais e de tálus, porém, de espacialização restrita diante da escala de trabalho adotada. Instabilidades geotécnicas e escorregamentos são previsíveis de ocorrer nos bordos serranos, advindos dos altos gradientes topográfico.
Na Serra de Rio Branco a unidade corresponde a quartzitos de granulometria fina a média, de cor cinza clara a amarelada, estruturado em bancos decimétricos, com caimento regional para ENE.
Em termos de padrão de imageamento prioriza-se planaltos de topos tabulares com limites escarpados, ocupando nível topográfico elevado em relação aos terrenos circundantes, conforme observado nas serras Ricardo Franco, São Vicente e Rio Branco. Apresenta textura lisa, com vales profundos e tonalidade cinza escura. Os solos são bastante arenosos e com espessura da ordem de 1 m. Na escala de investigação não se detectou problemas de erosão concentrada ou geotécnicos, a não ser queda de blocos e/ou escorregamentos em áreas com alto gradiente topográfico.
3.2.2.13. Grupo Serra do Rio Branco
VIEIRA, (1965), foi o primeiro a fazer referência a ocorrência de gabro no Rio Formoso, englobando estas rochas nos derrames basálticos que ocorrem na região. Com a denominação informal de intrusivas Rio Branco, RIBEIRO FILHO & FIGUEIREDO, (1974. In: Projeto Alto Guaporé; DNPM/CPRM, 1974), descreveram rochas básicas e vulcânicas ácidas e intermediárias na serra do mesmo nome, nas cabeceiras do Rio Paraguai, oeste de Mato Grosso, colocando-as provisoriamente no Pré-Cambriano Superior mas admitindo a possibilidade destas rochas serem correlacionadas com as manifestações ígneas que ocorrem no norte de Mato Grosso e sul do Pará. Posteriormente, OLIVA et al., (1979), denominaram de Complexo Serra do Rio Branco, litologicamente correspondendo a diabásios, diabásios olivínicos, riodacitos, delenitos, andesitos e dacitos.
BARROS et al., (1982. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SD.21 - Cuiabá, MME, 1982), redefinem a unidade e a denominam de Grupo Rio Branco, para a seqüência vulcano- plutônica constituída por rochas básicas (diabásios e gabros) e ácidas/intermediárias (riodacitos, granitos pórfiros, andesitos e dacitos), intrusivas no Grupo Aguapeí na forma de diques e sills, que ocorrem em uma faixa de direção norte-sul, localizada entre a cidade de Rio Branco e a escarpa da Chapada dos Parecis, numa extensão aproximada de 75 km de comprimento por 30 km de largura. Suas rochas na extremidade sul modelam a Serra do Rio Branco, constituída, em sua parte mais elevada, pelos termos ácidos, enquanto que nas bordas, em terrenos mais arrasados, aparecem dominantemente solos vermelhos argilosos, produto de alteração de rochas básicas. Datações radiométricas em vulcânicas ácidas por Rb/Sr fornecem isócrona de referência com idade de 1.130 71 Ma (Projeto RADAMBRASIL, Folha SD.21 - Cuiabá, MME, 1982).
LEITE et al., (1986), caracterizaram estes magmatitos como Suíte Intrusiva Rio Branco, apregoando que as rochas desta suíte são recobertas pelos sedimentos do Grupo Aguapeí. GERALDES et al., (1997), reconheceram rochas básicas intrusivas no Grupo Aguapeí e coletaram amostras das mesmas e daquelas tradicionalmente atribuíveis à unidade, para estudos geoquímicos, sem contudo se posicionarem se se tratam de magmatitos cronolitoestratigráficos.
44
No contexto da Folha Vila Olímpia – MIR 371, a porção norte da unidade é constituída por rochas básicas, onde verificou-se composição gabróide, com granulometria variável de fina a grossa, apresentando coloração esverdeada. De acordo com os levantamentos efetuados, o contato com as rochas do Grupo Aguapeí é intrusivo, principalmente na Formação Vale da Promissão, onde se manifesta na forma de sill e provoca termometamorfismo com desenvolvimento de hornfels, conforme observado nas imediações do povoado de São Jorge e na estrada de acesso para a hidrelétrica do Rio Juba.
Na porção sul da folha e adentrando na Folha Barra do Bugres - MIR 387, dominam litologias de composição ácida, onde os granitos são os termos mais abundantes. São granitos de cor vermelha, isótropos e porfiríticos, onde a matriz tem granulação fina contendo fenocristais. A composição mostra feldspatos e quartzo com pontuações de máficos. Os fenocristais são principalmente álcali-feldspatos rosados, podendo mostrar coroa de plagioclásio cinza-claro, a matriz é granofírica com intercrescimento de quartzo e álcali- feldspato.
A unidade também foi observada a leste da cidade de Salto do Céu, onde está em contato com a Formação Vale da Promissão do Grupo Aguapeí. Na zona de contato aflora rocha de coloração verde, granulometria média a fina e de composição gabróide (olivina gabro) dispondo-se na direção NNW, evidenciando conjunto de matacões alinhados. O contato das rochas gabróides com a Formação Vale da Promissão está encoberto, mas supõe-se ser intrusivo, conforme acontece logo ao norte, na folha contígua ao norte (MIR-371). Para leste, as rochas gabróides passam para rochas granitóides. O contato entre estas duas rochas plutônicas não está exposto. A rocha granitóide tem textura porfirítica, exibindo megacristais (de 1 a 3 cm) de feldspato cinza (k-feldspato pertítico), às vezes com auréolas de plagioclásio, imersos em matriz de granulação fina, onde feldspatos potássicos de cor rósea estão intercrescidos com quartzo, indicando textura granofírica.
Em termos de padrão de imageamento, este é diverso. A porção norte da faixa é arrasada com relevo suavemente ondulado. A porção central apresenta relevo elevado com o topo colinoso, padrão de fraturamento ortogonal, tonalidade cinza-claro e textura ligeiramente rugosa. Ao sul, a unidade apresenta relevo elevado, com topo ligeiramente colinoso, com padrão de fraturamento ortogonal, textura rugosa e tonalidade cinza.
Os solos nas áreas dominadas por rochas básicas são vermelhos, argilosos e com espessura da ordem de 3 m; nas áreas dominadas por rochas ácidas o solo é areno-argiloso e pouco espesso (de 0 a 1 m), dominando extensos campos de matacões. Na escala de investigação, não se detectou erosão concentrada ou problemas de escorregamentos e assoreamentos associados a esta unidade.
3.2.2.14. Alcalinas Canamã
Sob a denominação Alcalinas Canamã estão reunidos vários maciços intrusivos de quimismo alcalino e composição sienítica, expostos na região compreendida pelo extremo noroeste de Mato Grosso e região sul do Estado do Amazonas.
LIBERATORE et al., (1972. In: Projeto Aripuanã-Sucunduri. CPRM, 1972), descreveram diques de micro-nordmarkito cortando camadas do Grupo Beneficente. SILVA et al., (1974. In: Projeto RADAM, Folha SB.22 - Araguaia e parte da Folha SC.22 - Tocantins), assinalaram corpos simétricos intrusivos nos grupos Iriri e Beneficente (na região do Domo do Sucunduri). SILVA & ISSLER, (1974), reuniram estas ocorrências sob a designação de Sienito Canamã.
45
BASEI, (1974), elaborou uma isócrona em rocha total (Rb/Sr) com cinco pontos, obtendo uma idade de 1.175 14 Ma, para os corpos do Estado de Mato Grosso, enquanto IWANUCH, (1981), apresentou resultado isocrônico Rb/Sr distribuído no intervalo de 1.447 15 Ma para os corpos no interior do Domo do Sucunduri.
Ao norte da cidade de Alta Floresta, a montante da barra do Rio Quatro Pontes com o Rio Teles Pires, ocorre imponente corpo circular, circunscrito e intrusivo no Complexo Xingu. Este corpo foi verificado na estrada que sai de Alta Floresta em direção à Ilha do Ariosto, onde se pode verificar textura grosseira, composição sienítica e que o mesmo encontrava-se cortado por diques de vulcânica ácida riolítica, de espessuras decimétricas até com meio metro de espessura (PC-274-194). Esta situação inusitada, levou a interpretar que esta intrusiva alcalina corresponderia a um evento pré Iriri, provavelmente os primeiros produtos de reativação Mesoproterozóica, ou, ter-se-ia, necessariamente, a recorrência de episódios vulcânicos ácidos pós magmatismo alcalino. A primeira hipótese, que leva a inversão da coluna litoestratigráfica, também foi apoiada na relação textural das rochas magmáticas. O corpo plutônico sienítico apresenta textura grosseira, protocataclástica, não se tem referência aos componentes de topo de edifício vulcânico, indicando nível erosivo profundo. A próprio diâmetro do corpo (10 x 12 km) já é uma evidência de um nível erosivo profundo; enquanto que as vulcânicas ácidas Iriri são afaníticas. Esta situação não pode ser explicada com a atual coluna estratigráfica.
Através de dados secundários (Projeto Ouro e Gemas, Áreas da Reserva Garimpeira do Zé Vermelho em Alta Floresta-MT. CPRM, 1992), outros dois corpos alcalinos atribuídos a Suíte Intrusiva Canamã foram delimitados no entorno da Reserva Garimpeira do Zé Vermelho.
A leste da cidade de Aripuanã ocorre um outro corpo circular e circunscrito, sendo que seus limites foram obtidos a partir de dados secundários e interpretativos em sensores remotos. Sua porção extremo norte encontra-se aparentemente controlada por estruturas lineagênicas NW-SE.
É de se esperar que o conjunto dos corpos alcalinos reunidos sob a denominação de Alcalinas Canamã possam representar diferentes episódios de magmatismo dentro do cráton. Do ponto de vista eminentemente geológico, são necessários estudos adicionais para que se possa identificar como maior segurança o real posicionamento estratigráfico destes corpos alcalinos. Em termos previsionais, a importância das alcalinas Canamã reside no fato de representarem possibilidade da presença de corpos carbonatíticos ou de desenvolverem uma fase hidrotermal e apresentarem mineralizações de minerais complexos de U, Th e P2O5.
O padrão de imageamento revela corpos circunscritos e circulares, de textura rugosa e tonalidade cinza escura. O relevo é medianamente dissecado com topos colinosos ou agudos, com média densidade de drenagem.
Com relação ao solo, a alcalina observada junto ao Rio Teles Pires apresentava solo pouco espessos, areno-argilosos com matacões de sienitos. Os levantamentos efetuados não identificaram processos de erosão concentrada associados a esta unidade.
3.2.3. Proterozíco Médio/Superior
Este intervalo encontra-se representado por um conjunto de corpos graníticos multifásicos compreendidos desde o estágio final do ciclo Rondônia-San Ignácio (BETTENCOURT, et.al., 1999) se estendendo até o final do Evento Rondoniano (AMARAL, 1974) que se recebe a denominação de Suíte Intensiva Rondônia.
46
3.2.3.1. Suíte Intrusiva Rondônia.
ISOTTA et al., (1978. In: Projeto Província Estanífera de Rondônia. Porto Velho. DNPM/CPRM, 1978), propuseram esta denominação para englobar os granitos estaníferos de Rondônia. LEAL et al., (1978. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SC.20 - Porto Velho. DNPM, 1978), definiram dois tipos de granitos anorogênicos em Rondônia, os quais foram denominados de Granitos Serra da Providência, mais antigos, e Granitos Rondonianos, mais jovens.
Constituem, até o momento, em termos econômicos, a mais importante atividade magmática ácida do Cráton Amazônico, com várias dezenas de maciços intrusivos, ora como stocks, ora como batólitos, em grande parte mineralizados a estanho, ocorrentes principalmente em Rondônia, mas também com representantes no sul do Amazonas e extremo noroeste de Mato Grosso.
Os maciços, na sua grande maioria, compreendem intrusões graníticas multifásicas com dois tipos principais: os de periferia (mais antigos) normalmente porfiróides e representando a intrusão principal, e os de núcleo, relacionados a uma fase posterior, com características equigranulares; ambos tipos podendo ser de filiação rapakivítica. A mineralização estanífera está associada aos granitos de núcleo. Os “Younger Granites of Rondônia”, na porção sudoeste do Cráton Amazonas, apresentam idades radiométricas de 1.050 a 950 Ma (SADOWSKI & BETTENCOURT, 1996).
A região noroeste de Mato Grosso apresenta inúmeros jazimentos de estanho, inclusive uma mina paralisada – Mina de São Francisco, a qual já constituiu num importante centro de produção deste metal no passado, com uma reserva bloqueada medida de 7.086.339 kg de estanho metálico com teor médio de 498 g Sn/m3, no ano de 1985 (VEIGA, 1988). Diante dos jazimentos conhecidos, este corresponde a terminação oriental da Província Estanífera de Rondônia.
A mineralização primária ocorre na forma de endograisens em granitos Rondonianos, sendo que os resultados da pesquisa demonstraram que apenas os pláceres aluvionares recentes apresentam jazimentos economicamente aproveitável, visto que depósitos secundários ainda podem ser encontrados tanto em sedimentos arenosos na base da Formação Prainha quanto em páleo-pláceres pleistocênicos (VEIGA, op. cit.). O Anuário Mineral Brasileiro de 1996 ainda reporta para o município de Aripuanã uma reserva medida de 32.808.202 kg de estanho metálico com teor de 7.000 g Sn/m3, valores bastante expressivos mesmo para períodos de baixa cotação no mercado (?!).
Em termos de padrão de imageamento destacam-se maciços circunscritos, circulares, com relevo ligeiramente dissecado, de interflúvios médios com topos colinosos.
3.2.4. Proterozóico Superior
Encontram-se reunidos no Proterozóico Superior a Suíte Intrusiva Guapé, representada por rochas plutogênicas predominantemente ácidas intrusivas no Complexo Xingu, no Planalto Jauru e ao longo da faixa Pré-Cambriana que acompanha a borda nordeste da Bacia do Guaporé; e a Faixa Dobrada Paraguai-Araguaia, ou Faixa Paraguai, que bordeja a porção sudeste do Cráton Amazônico. A faixa corresponde aos produtos decorrentes da perda da estabilidade cratônica, representada por deposição de sedimentos em sua borda e posterior fechamento, envolvendo retrabalhamento tectônico, termal e magmático.
47
A Faixa Móvel Paraguai-Araguaia de idade neoproterozóica compreende um arco com concavidade para sudeste, extenso por cerca de 1.500 km, constituído por seqüências sedimentares horizontalizadas ou ligeiramente onduladas no interior cratônico, as quais gradam para seqüências metassedimentares dobradas e truncadas por falhas de cavalgamento, a medida que se afastam do interior cratônico.
Na faixa móvel são reconhecidas duas zona estruturais, uma zona externa que se caracteriza por camadas com dobras abertas, tectônica rúptil ou ainda cortada por falhas de cavalgamento, originalmente representando o recobrimento sedimentar sobre o interior cratônico; e a zona interna, representada em sua maior parte pelo Grupo Cuiabá, a qual apresenta relações estruturais complexas e grau metamórfico superior, quando comparado à zona externa. Esta zona corresponderia aos sedimentos que se depositaram na zona de rift na borda cratônica. O contato entre estas duas zonas dá-se por falhas de cavalgamento, com vergência para o interior cratônico (ALVARENGA & TROMPETTE, 1993).
3.2.4.1. Suíte Intrusiva Guapé
Aflora no oeste do Estado de Mato Grosso, na franja do Complexo Xingu que acompanha a Bacia do Guaporé e no Planalto Jauru. Corresponde a rochas predominantemente graníticas de caráter cratogênico, as quais apresentam características texturais, estruturais, mineralógicas e granulométricas distintas da associação polimetamórfica que a hospeda (BARROS et al., 1982. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SD.21 - Cuiabá).
Com excelentes exposições ao longo da BR-174, ao sul de Nova Lacerda, tem-se o início de inúmeras ocorrências de afloramentos de granitóides róseos que foram atribuídos à Suíte Intrusiva Guapé. Tratam-se de sienogranitos róseo, pobres em mica ( 2%), de textura isotrópica, equigranular média a grossa, cuja dimensão dos corpos variam desde stocks a batolitos. Algumas feições geológicas e mineralógicas associadas a estes corpos dizem respeito a biotitas descoradas em mica branca. Onde o processo de alteração das micas é mais intenso, têm-se o aparecimento de cubos milimétricos de pirita oxidada, preservados em fraturas. Associam-se-lhes diques aplíticos (N45ºE/vertical), veios pegmatíticos com texturas em pente (zona de dilatação em regimes extensionais). Cortando estas rochas foram observadas espessas zonas de cisalhamento N20-30ºW (cabeceiras do Rio Sararé com BR 174), com mergulhos médios a fortes para sudeste, com desenvolvimento de quartzo-sericita xistos. No local, a presença de hard blocks com textura granítica preservada, entremeados por zonas intensamente deformadas (quartzo-sericita xistos), são indicativas de protolito granítico, que ocorrem a SW e NE da zona de cisalhamento.
Não foram detectadas feições notáveis de erosão concentrada ou assoreamento de drenagens associados a esta unidade geológica. Obviamente podem ocorrer escorregamentos em áreas de maior gradiente topográfico.
Os solos que se desenvolvem sobre estes corpos são areno-argilosos, com conteúdo variado em argila e espessuras da ordem de 2 a 3 metros. Em relevos colinosos se destacam lajedos e campos de matacões de onde se infere espessuras inferiores de solo. O padrão de imageamento caracteriza-se por corpo circunscritos, com relevos de média dissecação e topos convexos. Apresenta tonalidade cinza média e textura rugosa.
3.2.4.2. Grupo Cuiabá.
De acordo com MARINI et al., (1984), o nome Cuiabá foi primeiramente empregado por EVANS, (1894), e incorporado na literatura pelos sucessivos trabalhos de ALMEIDA, (1945, 1954, 1964 e 1965b). É constituído por metamorfitos de baixo grau, fácies xisto-verde, com
48
predomínio de filitos, micaxistos e, subordinadamente, quartzitos e metagrauvacas, mármores calcíticos e dolomíticos, calcários e metaconglomerados. Os xistos classificam-se petrograficamente em micaxistos quartzosos ou feldspáticos, raramente em calcioxistos. Veios de quartzo são ubíquos nessas rochas. São observadas passagens gradacionais de mica xistos para filitos e quartzitos e, com menor freqüência, para metarcóseos e metagrauvacas. Filitos grafitosos e hematíticos ocorrem não tão amiúde.
Os calcários, via de regra, em bancos maciços, juntamente com os mármores, ocorrem sob forma lenticular dentro da seqüência xistosa, possuem pequena espessura e aspecto sacaróide. Os quartzitos possuem granulação fina, estratificação plano-paralela, raramente cruzada, com abundância de moscovita. As grauvacas relativamente freqüentes, têm grande dureza e quase nunca ostentam estratificação, as vezes intercalam-se com filitos produzindo típicos acamamentos gradacionais.
Distribui-se ao longo de um arco com concavidade para sudeste, extenso por cerca de 1.500 km, que constitui a Faixa de Dobramentos Paraguai - Araguaia, ocupando a porção interna desta faixa. Porém, em grande parte, acha-se oculto sob as coberturas fanerozóicas da Bacia Sedimentar do Paraná, dos pantanais matogrossenses e da Depressão do Araguaia. Encontra-se exposto praticamente ao longo de toda borda noroeste da Bacia Sedimentar do Paraná, desde a região de Bonito (MS) até Aragarças (GO).
O Grupo Cuiabá se estende por toda a Depressão Cuiabana, entre a Província Serrana e a Bacia Sedimentar do Paraná. É constituído, principalmente, por filitos (Foto 008), filitos ardosianos, filitos conglomeráticos (Foto 009), metarenitos, metarenitos conglomeráticos, metarcóseos, metaparaconglomerados polimíticos, metadiamictitos (Foto 010) e calcários, cuja orientação geral das estruturas a elas associadas é SW-NE.
Os filitos apresentam, quando frescos, tonalidades acinzentadas a levemente azuladas, geralmente com brilho acetinado, devido aos altos porcentuais de sericita. Quando alterados, apresentam tonalidades variáveis do amarelado ao avermelhado e, localmente, algo esverdeado. São freqüentes em meio a estes filitos a presença de grânulos, seixos, calhaus e mesmo matacões, subangulosos a arredondados, principalmente de quartzo, quartzito e silexito, que ocorrem dispersos de forma aleatória no meio da matriz ou concentrados ao longo de determinados níveis, sendo então classificados como filitos conglomeráticos. Estes podem apresentar-se fortemente foliados e, localmente, crenulados. Geralmente apresentam aspecto ardosiano e ocorrem intercalados com camadas de outros litotipos, contudo, mais freqüentemente com metarenitos. Localmente, ocorrem dobras métricas a hectométricas que refletem as grandes estruturas em antiformais e sinformais presentes na região, como a braquissinclinal do Rio Jangada ou a Sinclinal de Guia.
Os metarenitos são predominantemente ortoquartzíticos e, subordinadamente, quartzo-feldspáticos a arcoseanos e, mais raramente, micáceos. Apresentam granulometria variável de fina a grossa e, localmente, microconglomerático a conglomerático. Apresentam tonalidades esbranquiçadas a acinzentadas quando fresco, e amarelada a avermelhada quando alterados. No geral, são rochas muito alteradas e friáveis, entretanto, localmente são silicificados, quando adquirem aspecto de quartzitos. Estes litotipos ocorrem de forma extensiva em toda a área, e apresentam foliação penetrativa, sempre intercalados com camadas de filito. Dentre os inúmeros pontos descritos como metarenitos, estes se destacam no conhecido “Morro de Santo Antônio do Leverger”, exemplo didático de morro testemunho (monadnock), que quebra a monotonia do relevo da Depressão Cuiabana, próximo à Cuiabá.
Freqüentemente os metarenitos e os filitos estão cortados por uma profusão de vênulas e veios de quartzo, que localmente atingem espessuras métricas. Estas vênulas e veios orientam-se, grosso modo, concordantes a subconcordantes com a foliação geral e, aparentemente, estão associados, com maior freqüência, aos metarenitos.
49
Os metaconglomerados ocorrem na região de Jangada. São rochas de matriz grauváquica, ricas em clastos angulosos e arredondados, com dimensões variáveis de centimétricos a decimétricos, de composição quartzosa, quartzo-feldspática, granítica, gnáissica, filítica e básica (polimíticos). São rochas de tonalidade acinzentadas a levemente esverdeadas quando sã, e arroxeadas a avermelhadas quando alteradas. A foliação destas rochas orienta-se segundo N30-50ºE/70-80ºSE. Estudo petrográfico de uma amostra de metaconglomerado polimítico (amostra FA-388-52), revelou tratar-se de metaconglomerado polimítico com fragmentos líticos.
Calcários do Grupo Cuiabá foram verificados junto à pedreira Nossa Senhora da Guia. Ocorrem ocupando o núcleo da estrutura sinformal de Guia, cujo eixo orienta-se segundo N45ºE, concordante com a estruturação regional, em meio a filitos conglomeráticos e metaconglomerados. São calcários calcíticos e dolomíticos de cores esbranquiçadas e acinzentadas, freqüentemente finamente bandados.
As rochas do Grupo Cuiabá apresentam-se, ao longo de toda a extensão da baixada Cuiabana, com relevo bastante arrasado e as estruturas obnubiladas. Sobre as rochas deste grupo verifica-se, no geral, uma superposição de foliações, ora expressiva, junto aos termos metapelíticos, ora incipiente, junto aos termos metapsamíticos e metapsefíticos, que se orientam de SW para NE, com mergulhos predominantes para NW. Traços destas foliações desenham nos domínios do Grupo Cuiabá algumas macroestruturas das quais destacam-se a braquissinformal de Jangada, localizada em sua porção centro-oeste e a sinclinal de Guia, na porção centro-norte.
Os metassedimentos do Grupo, junto ao contato com o maciço granítico intrusivo São Vicente, apresentam, localmente, uma auréola termometamórfica de contato com desenvolvimento de hornfels.
Em termos de estruturas, destaca-se um conjunto de falhas de empurrão, das quais salienta-se a falha das Araras, que trunca a porção noroeste da Folha Cuiabá, de SW para NE, através da qual rochas do Grupo Cuiabá foram empurradas, de SE para NW, sobre rochas do Grupo Alto Paraguai. Ainda em relação às descontinuidades estruturais, destacam-se os lineamentos associadas a borda da bacia Sedimentar do Paraná, onde rochas desta bacia, ao menos em parte, apresentam nítido controle tectônico com o Grupo Cuiabá. Exemplo didático disto verifica-se junto a falha normal da Água Fria, onde se verifica um contato tectônico retilíneo entre as rochas do Grupo Cuiabá com os arenitos da Formação Botucatu.
O Grupo Cuiabá estende-se sob os sedimentos fanerozóicos da Bacia do Paraná para aflorar na porção centro-sudeste do Estado, limitado ao norte pela Formação Diamantino, a oeste e a sul pelos sedimentos paleozóicos da Bacia do Paraná e a leste pelos sedimentos quaternários da Bacia do Araguaia, bem como na forma de janelas no interior da bacia cenozóica. Nas folhas de Itiquira e Rondonópolis (1:250.000), o Grupo Cuiabá ocorre como uma estreita franja que aflora na base das escarpas da Serra de São Jerônimo sustentada por arenitos Furnas a leste; enquanto que, a oeste, encontra-se recoberto pelos sedimentos da Formação Pantanal. feição semelhante observa-se na Folha de Barra do Garças (1:250.000) onde o Grupo Cuiabá aflora como uma estreita franja limitada pelos sedimentos da Formação Araguaia, a leste, e os arenitos Furnas, a oeste.
A leste da Bacia do Paraná, afloram filitos, filitos grafitosos, níveis de quartzitos, calcários e, localmente, vulcânicas (Garimpo do Araés), formações ferríferas (Foto 011) e uma quantidade notável de veios de quartzo. No entorno do contato entre o Grupo Cuiabá e a Formação Bananal, na BR-158, entre Água Boa e Nova Xavantina, o Grupo Cuiabá encontra- se coberto por pavimentos detríticos laterizados com grande quantidade de fragmentos de veios de quartzo.
50
Ao sul e ao norte de Nova Xavantina, no lado oeste da BR-158, escavações para retirada de pavimento detrítico laterizado, que cobre o Grupo Cuiabá, para pavimentar obras viárias, acarretaram processos de ravinamento e voçorocamento.
A mineralização aurífera do garimpo de Araés é representada por veios de quartzo concordantes e discordantes das encaixantes, localizados em planos de falhamentos transcorrentes. Estas são descritas como representantes de uma seqüência vulcano- sedimentar reunindo, formações ferríferas bandadas e calco-filitos, associados a lentes de vulcânicas ácidas, intermediárias e básicas (basaltos magnesianos, metatufos básicos, dacitos entre outras), transformadas em verdadeiros xistos verdes, além de filitos grafitosos, metacherts ferruginosos, metacherts quartzosos, quartzo sericita filitos, metargilitos e quartzitos (MARTINELLI et al., 1997). É salientado que somente no garimpo do Araés é descrita a ocorrência de representantes vulcânicos no contexto do Grupo Cuiabá. O principal veio mineralizado apresenta a seguinte composição mineralógica: quartzo (80-90%), pirita (1-20%), galena (0,5-10%), esfalerita (0,5%), carbonato (0,2%) e calcopirita (0-1%) (PINHO & PINHO, 1990). Este garimpo está cerca de 25 km a oeste de Nova Xavantina e não se pode descartar a hipótese desta seqüência vulcano-sedimentar não corresponder mais ao Grupo Cuiabá, mas sim ao complexo vulcano-sedimentar de Bom Jardim de Goiás, que aflora na borda oriental da bacia cenozóica e é cronologicamente correlata ao Grupo Cuiabá.
Os principais problemas de degradação ambiental associadas à unidade, relacionam- se aos garimpos de ouro, que se concentram principalmente ao longo de uma faixa de 60 x 100 km, balizada pelas cidades de Cuiabá e Poconé.
A exploração de ouro na baixada cuiabana é feita em três tipos de ocorrências, sendo elas: aluvionares; em lateritas superficiais; e, em veios de quartzo encaixados em rochas do Grupo Cuiabá.
As técnicas de exploração utilizadas nesses diferentes tipos de depósitos não têm levado em consideração os cuidados de preservação ambiental. Dessa forma, são ativados processos degradacionais do meio físico, como erosão do solo por águas provenientes das frentes de exploração, ou aqueles aduzidos, utilizados nos procedimentos de retirada do minério e concentração.
Neste contexto, em relação às frentes de lavra, pode-se alinhavar os seguintes procedimentos predatórios que são praticados:
- a frente de lavra está instalada em área ecologicamente sensível à degradação (ex. nascentes, cabeceiras de drenagens, cursos d’água, etc.);
- desmatamento excessivo e sem seletividade, isto é, desmatamento bem superior ao local exclusivo da explotação mineral;
- remoção e perda do horizonte superficial do solo;
- ausência de disciplinamento do escoamento das águas, ativando a erosão concentrada;
- nenhuma recuperação da área explorada, como por exemplo a estabilização dos taludes de cavas abertas ou nivelamento topográfico do terreno próximo às condições originais e reflorestamento; e
- beneficiamento do minério próximo a mananciais e com técnicas agressivas ao meio ambiente, como ausência de tanques de decantação.
51
Na Baixada Cuiabana, o processo de recuperação do ouro envolve moagem e concentração, existindo também atividades de lavagem das aluviões em bicas na forma de pára-quedas. São atividades que exigem grande quantidade de água bombeada de açudes, cursos d’água, lagoas, bacias de captação e de lavras desativadas. Após a utilização, parte dessa água é conduzida para “bacias de rejeito”, onde uma parte é evaporada, outra se infiltra e o restante é reaproveitada no processo. Dependendo da erodibilidade do solo por onde percola as águas e da declividade do terreno, a erosão concentrada é ativada, e, ravinas profundas são formadas, causando o assoreamento dos baixios.
A disposição dos materiais provenientes do processo de beneficiamento, denominados de rejeitos, são depositados em bacias de acumulação, construídas por meio de diques ou barragens de terra. São obras de terraplanagem executadas, em geral, sem os necessários cuidados com sua estabilidade e conservação ambiental. A impropriedade dos materiais utilizados, constituídos de rejeitos, provenientes das plantas de beneficiamento, aliado à inconsistência das técnicas de compactação e ausência de cuidados com a fundação, são fatores responsáveis pela ocorrência comum de recalques do corpo de aterro. Este fenômeno conduz ao desenvolvimento de trincas, por onde se concentram as águas das chuvas que escoam pela crista do aterro, desenvolvendo profundas erosões concentradas na forma de ravinas e promovendo assoreamento dos terrenos mais baixos.
O padrão de imageamento que retrata a unidade Cuiabá caracteriza-se por relevo arrasado, de topos colinosos, com interflúvios médios a pequenos, drenagens sub-paralelas a sub-dendrítica, controladas por lineamentos de direção NE, que evidenciam forte estruturação da unidade segundo este trend, e, subordinadamente, NW. A tonalidade é cinza-escuro a cinza-claro e a textura rugosa fina.
Os solos são geralmente muito rasos, entre 0,1 e 1,0 m argilosos e argilo-arenosos, amarelados e avermelhados, freqüentemente muito cascalhentos, ricos em fragmentos de quartzo angulosos e, localmente, muito laterizados e/ou associados à crosta laterítica ferruginosa. Erosão concentrada é desencadeada quando ocorre remoção da crosta laterítica, normalmente utilizada como material de empréstimo para cascalhar estradas. No trecho da BR 156, entre Nova Xavantina e Água Boa, dentro de litotipos Cuiabá, tem-se vários pontos onde esta situação pode ser constatada. Exceção a isto é verificado na região de Jangada, sobre os metaconglomerados, onde os solos são argilo-arenosos, arroxeados e vermelho-escuros com profundidades superiores a 1,5 m.
3.2.4.3. Grupo Alto Paraguai.
O Grupo Alto Paraguai corresponde a uma pilha de sedimentos que ocorrem na porção setentrional da Faixa de Dobramentos Paraguai, recobrindo discordantemente os metamorfitos do Grupo Cuiabá. Ocorre sob a forma de um cinturão móvel ou faixa de dobramentos, exibindo transporte tectônico em direção ao Cráton Amazônico. Esta localizado na porção meridional de Mato Grosso, principalmente na região drenada pelo alto curso do Rio Paraguai, onde apresenta sua seção completa. Distribui-se ao longo de uma faixa arqueada, com concavidade voltada para sudeste, que se limita ao norte com o Planalto dos Parecis; e, ao sul, com os terrenos baixos do Grupo Cuiabá e com as planícies dos pantanais matogrossenses.
ALMEIDA, (1964), refere-se “...que o Arenito Raizama, o Folhelho Sepotuba e o arcósio Diamantino são formações de um grupo único de rochas silurianas, espessos de mais de 3.000 m, orogeneticamente deformado a leste mas só muito pouco perturbado a leste do Rio Paraguai. Como a essas três designações não correspondem tipos únicos de rochas, mas, realmente, complexos de sedimentos detríticos, embora denominado cada qual por uma variedade litológica característica, chamá-la-emos formações, que propomos reunir sob a denominação Grupo Alto Paraguai, indicando como localidade tipo ao arredores da cidade homônima”, no caso Diamantino.
52
BARROS & SIMÕES, (1980), redefiniram o Grupo Alto Paraguai como constituído da base para o topo nas seguintes formações: Bauxi, Puga, Araras, Raizama, Sepotuba e Diamantino, unidades estas reconhecidas no âmbito do Estado.
3.2.4.3.1. Formação Bauxi.
Definida por VIEIRA, (1965), reúne um pacote de metassiltitos, metarcóseos, metagrauvacas e ortoquartzitos da região de Bauxi, Mato Grosso. De acordo com BARROS et al., (1982. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SD.21 - Cuiabá, MME, 1982), encontra-se exposta ao longo da Província Serrana, em bordas de estruturas dobradas (Braquissinclinal das Araras, Sinclinal de Nobres) e junto à porção ocidental da Serra do Padre Inácio, onde suas rochas configuram a elevação denominada Serra do Caeté. É composta por sedimentos clásticos, no geral arenosos de granulometria fina a grossa, contendo intercalações de siltitos, argilitos (ou folhelhos) e níveis conglomeráticos, que constituem a base da seqüência sedimentar do Grupo Alto Paraguai. Comumente mostram elevado grau de compactação de caráter diagenético e a presença de cimento silicoso e ferruginoso. ALVARENGA, (1988, 1990), ALVARENGA & TROMPETTE, (1992), preconizam origem glaciogênica para estes sedimentos, depositados no final do Proterozóico Superior, juntamente com os da Formação Puga, classificando-os em diamictos e turbiditos. Esta seqüência é observada desde a cobertura cratônica até a zona interna.
A Formação Bauxi ocupa estreita faixa ao longo dos flancos das braquissinclinais das Araras e Jauquara, que compõem a faixa de dobramentos da Província Serrana, que se estende pela porção NW da Folha Cuiabá.
No distrito de Bauxi, foi caracterizado a presença de arenito ortoquartzítico, de granulação fina a média, cinza esverdeado, localmente muito silicificado, cujo acamamento orienta-se segundo N40ºE/85ºNW. O solo no local é arenoso a areno-argiloso, com profundidades de 1 a 1,5 m, não tendo sido detectados problemas de erosão concentrada associados com esta unidade.
Em termos de padrão de imageamento, a unidade apresenta-se na forma de estreitas faixas, com pequenas extensões e tonalidade de cinza que se confunde com os demais tons observados para outras faixas sedimentares que compõem a Província Serrana, notadamente da Formação Puga. Sua delimitação é muito mais decorrente dos dados secundários e de campo, do que devido ao padrão de imageamento, propriamente dito. Os limites desta unidade foram estabelecidos a partir do Projeto Província Serrana (DNPM/CPRM, 1978b – escala 1:50.000).
3.2.4.3.2. Formação Puga
Foi definida por MACIEL, (1959), no morro do Puga, situado à margem direita do Rio Paraguai, próximo à Porto Esperança. Suas camadas foram interpretadas como produtos de glaciais, representadas por tilitos sotopostos a dolomitos através de contatos transicionais, pois há material clástico, às vezes de natureza margosa nessa passagem, até atingir-se o domínio de bancos de calcários ou dolomitos maciços.
Em termos litológicos, a seqüência constitui-se essencialmente de paraconglomerados, com camadas de arenitos subarcoseanos a ortoquartzíticos subordinados. Nos conglomerados há um nítido predomínio da matriz que chega a perfazer 80% da rocha, na qual se acham imersos fragmentos de composições variadas (gnaisses, quartzo, anfibolitos, riodacitos, granitos, filitos, calcários, etc.). A matriz, em geral, é argilosa, por vezes mais arenosa, de aspecto maciço, sem estratificação visível em escala de afloramento.
53
Tanto MACIEL, (1959), como ALMEIDA, (1964, 1965a, b), advogam uma origem glacial para os conglomerados Puga, baseando suas argumentações, a par das características litológicas, na presença de siltitos e arenitos associados, fragmentos de rocha do tipo “ferro de engomar” e na ausência de estruturas sedimentares. Uma outra corrente (VIEIRA, 1965; FIGUEIREDO & OLIVATTI, 1974. In: Projeto Alto Guaporé, DNPM/CPRM, 1974; Corrêa et al., 1976. In: Projeto Bodoquena, DNPM, 1979), postula uma origem marinha batial, drifts e corrida de lama (correntes de turbidez), pois aduzem que a presença de cimento calcífero no topo, característico de ambiente marinho, e o fato da formação estratigraficamente superior – Araras – ser constituída de calcários (para eles sempre de clima quente e de origem marinha), somada à ausência de varvitos e também pelos contatos gradativos de todo o pacote, seriam critérios incompatíveis com origem glacial (MARINI et al., 1984). ALVARENGA, (1988, 1990), ALVARENGA & TROMPETTE, (1992), preconizam origem glaciogênica para estes sedimentos, depositados no final do Proterozóico Superior, juntamente com os da Formação Bauxi, classificando-os em diamictos e turbiditos. Esta seqüência é observada desde a cobertura cratônica até a zona interna.
A Formação Puga ocupa estreita faixa ao longo dos flancos das braquissinclinais das Araras e Jauquara que compõem a faixa de dobramentos da Província Serrana, que se estende pela porção NW da Folha Cuiabá.
Observações efetuadas no flanco ocidental da Braquissinclinal das Araras e no fechamento norte da Braquissinclinal Jauquara revelaram constituição de paraconglomerados polimíticos (Foto 012). Compreendem rochas de matriz argilo-arenosa, de tonalidade acinzentada escura e chocolate, onde verifica-se uma profusão de clastos, predominantemente angulosos, milimétricos a decimétricos, de quartzo, quartzito, granito, gnaisse e de rocha básica, dispersos na matriz de forma caótica, sem nenhuma estrutura aparente, os clastos não perfazem 10% da massa da rocha. Estudo petrográfico de uma amostra de rocha coletada no fechamento norte da Braquissinclinal Jauquara revelou corresponder a arenito conglomerático lítico e lamítico (diamictito).
O solo desenvolvido sobre esta unidade é predominantemente argiloso, com espessuras de 1 a 2 m, não tendo sido verificados problemas de erosão concentrada associados a esta formação.
Em termos de padrão de imageamento, a unidade apresenta-se na forma de estreitas faixas, com pequenas extensões de textura lisa e tonalidade de cinza que se confunde com os demais tons observados para as outras faixas sedimentares que compõem a Província Serrana, notadamente ao da Formação Bauxi. Sua delimitação é muito mais decorrente dos dados secundários e de campo, do que devido ao padrão de imageamento, propriamente dito. Nesse contexto, os limites desta unidade foram estabelecidos a partir do Projeto Província Serrana (DNPM/CPRM, 1978b – escala 1:50.000).
3.2.4.3.3. Formação Araras.
A Denominação “Arara Limestone” foi dada por EVANS, (1894). ALMEIDA, (1964) formalizou a unidade como Grupo Araras. Como o contato entre as formações Puga, Araras, Raizama e Diamantino é gradual, FIGUEIREDO & OLIVATTI, (1974. In: Projeto Alto Guaporé, DNPM/CPRM, 1974), incluíram-na no Grupo Alto Paraguai de ALMEIDA, (1964), com o status de Formação.
De acordo com MARINI et al., (1984), a Formação Araras apresenta-se compartimentada em três níveis bastante distintos: um nível basal essencialmente composto de margas conglomeráticas e calcilutitos; um nível médio com calcários maciços e intercalações de calcários escuros; um nível superior marcado por nódulos de sílex e lentes de arenitos finos.
54
Genericamente, o pacote inicia-se por margas conglomeráticas que marcam a transição entre o topo da Formação Puga e a base da Formação Araras. Segue-se uma seqüência de calcilutitos, decimetricamente estratificados, microcristalinos, que podem conter brechas calcárias. Os calcários dolomíticos do nível intermediário são microgranulares, interestratificados com calcários calcíticos com textura microgranular, finamente estratificados, com nódulos de sílex esfumaçados e estruturas estilolíticas. Os dolomitos, mais abundantes no topo, possuem concreções de sílex, estratos com dolomitos arenosos, bancos de calcários dolomíticos e arenitos médios a grosseiros, marcantes da passagem transicional para a Formação Raizama.
De acordo com LUZ, (1978. In: Projeto Província Serrana, Relatório Final, Texto e Anexos I, II e III – volume I, 1978), a Formação Araras é constituída basicamente por um pacote de rochas pelíto-carbonáticas, informalmente divididas em dois membros: Membro Inferior, pelito-calcítico, e Membro Superior, dolomítico. A porção basal é constituída por margas conglomeráticas, calcários margosos, margas finamente laminadas e calcários calcíticos e dolomíticos. Para o topo predominam calcários calcíticos e dolomíticos, de cores cinza escura e cinza clara. O Membro Superior é constituído dominantemente por dolomitos esbranquiçados e com níveis de dolomitos esbranquiçados oolíticos.
Na Serra das Araras, ALMEIDA, (1964), e HENNIES, (1966), estimaram uma espessura da ordem de 230 a 1.300 m, ao passo que FIGUEIREDO & OLIVATTI, (op. cit.), atribuem valores em torno de 800 m. Os contatos na região da Serra das Araras e Azul, quando não ocorrem através de falhas inversas, são gradativos, tanto com a Formação Puga, inferior, quanto com a Formação Raizama, superior.
A Formação Araras ocorre de forma quase contínua ao longo de toda a Província Serrana, desde sua porção meridional, na margem esquerda do Rio Paraguai, ao sul de Cáceres, até a região de Marzagão, na Serra Azul. Nesta faixa de cerca de 400 Km ocupa, via de regra, núcleo de algumas estruturas em anticlinais e em flancos de outras estruturas em sinclinais. Outro segmento corresponde ao outro trecho da Serra Azul, mais ao leste, na região de Paranatinga (no interflúvio Rio Culuene – Rio Paranatinga). Ocorre também como ilhas, a oeste da Província Serrana, nas regiões de Mirassol D’Oeste (na Serra do Padre Inácio e noroeste de Cabaçal), Tapirapuã a ao longo da BR-070, na margem direita do Rio Jauru (baixo curso), até a fronteira do território boliviano, região do destacamento de Corixa, nos domínios da Bacia do Pantanal e a leste, na Bacia do Araguaia, à leste de Água Boa, na margem direita do Rio das Mortes.
É constituída no seu membro inferior, com cerca de 200 metros de espessura, por rochas carbonáticas calcíticas com finas intercalações de margas, e pelitos (siltitos e folhelhos, mesmo siltitos conglomeráticos) com cimento carbonático; enquanto que, no membro superior, com cerca de 1.100 m de espessura, predominam calcários dolomíticos e dolomitos com a presença não rara de concreções esféricas centimétricas e delgadas lentes de sílex, no geral maciços, mas algumas vezes com estruturas estromatolíticas. No topo também ocorrem intercalações de argilitos, siltitos, e arenitos, as vezes calcíferos ou silicificados, com passagem transicional para a Formação Raizama. O ambiente de sedimentação preconizado corresponde a plataformal epinerítico. De acordo com ALVARENGA & TROMPETTE, (1993), a unidade foi depositada em grande parte no domínio cratônico, porém estendendo-se para fora deste limite, atingindo a bacia rift que rompeu o cráton. Esse tipo de interpretação permite correlacionar o Calcário Guia com os calcários Araras
Como trata-se de uma unidade eminentemente calcária, as feições cársticas são notórias, manifestadas de maneira muito significativa na forma de cavernas, lapies (Foto 013) , grutas, locas, sumidouros, ressurgências e dolinas, tendo sido recuperado o cadastro de mais de 50 cavernas associadas à unidade e que representa ao redor de 38% das feições cársticas/pseudocársticas até agora registradas no Estado. Inúmeras delas apresentam feições
55
indiscutíveis de belezas cênica que podem representar focos de atração turística, em função de uma política voltada para o ecoturismo.
Os caminhamentos de campo constataram que a quantidade elementos de drenagens sobre esta unidade é menor em relação as demais e sem desenvolvimento de canais maiores. Isto obviamente está relacionado com a presença de feições cársticas, o que se traduz em importante fator hidrodinâmico na circulação das águas subterrâneas da unidade.
Na Bacia do Araguaia, no domínio da Folha Nova Xavantina, afloram calcários em morros residuais; inclusive na Serra do Calcário, na margem direita do Rio das Mortes, os quais estão sendo explorados para corretivos de solo. Entretanto, na região onde ocorrem estes morros residuais, observa-se relevo cárstico que se encontra no domínio da Formação Bananal e revela-se pelo aparecimento de várias lagoas. Isto permite supor que processos cársticos ocorram em substrato carbonático da Formação Araras, influenciando o aparecimento de lagoas na unidade Bananal. Os morros residuais da Formação Araras apresentam monumentos naturais, como a caverna da Fazenda Água Preta (Foto 014), na estrada que liga Água Boa e Cocalinho (coord. UTM 45.03.388E, 84.36.382 N)
Em termos de padrão de imageamento, a unidade caracteriza-se por relevo de colinas amplas com porções cársticas e padrão de drenagem com tropia controlada por descontinuidades estruturais. Subordinadamente também ocorrem morros e cristas assimétricas, quando em situação de flancos de dobras, com maior desenvolvimento dos elementos de drenagem acompanhando o caimento das camadas, desenvolvendo relevos estruturais. A tonalidade é cinza-clara e a textura é ligeiramente rugosa, com ressaltos.
A espessura do solo praticamente é função do modelado do relevo. Nos relevos suavizados, tanto na faixa dobrada como nas porções de camadas mais horizontalizadas, desenvolvem-se solos com espessuras da ordem de 3 e 5 m, de coloração vermelho-escura e textura argilosa. Os morros e cristas comumente encontram-se recobertos por blocos, o que sugere presença de rocha sub-aflorante.
3.2.4.3.4. Formação Raizama
Aflorando na Serra do Tombador, correspondendo aos arenitos quartzosas, ortoquartzíticos com intercalações de siltitos e argilitos que recobrem o calcário Araras. A unidade foi batizada de Raizama por EVANS, (1894), que a descreveu como um arenito felspático, endurecido, algo discordante do calcário Araras. ALMEIDA, (1964), introduziu a denominação de Formação Raizama e colocou-a como base do seu Grupo Alto Paraguai.
Distribui-se nas serras das Araras e Azul, a oeste e norte de Cuiabá, sustentando as morrarias mais elevadas da paisagem. Seus contatos com as formações Araras e Diamantino são gradativos e com as outras unidades sempre tectônicos por falhas inversas. De acordo com ALVARENGA & TROMPETTE, (1993), a unidade foi depositada somente no domínio cratônico.
A Formação Raizama consiste de arenitos pouco feldspáticos, cimento calcífero e granulação média a grosseira. Intercalam-se níveis conglomeráticos com seixos e grânulos de quartzo e feldspato. Em direção ao topo predominam os arenitos finos e caulínicos. Arcóseos finos, em geral friáveis, com estratificação decimétricas, ocorrem no topo. Estratificações cruzadas planares e marcas de onda são observadas em alguns locais (Foto 015). É característica a persistência dos níveis conglomeráticos ao longo de todo pacote. Não ostentam evidências de metamorfismo.
56
No Estado, a Formação Raizama ocorre continuamente ao longo de toda Província Serrana, desde sua porção meridional, na margem esquerda do Paraguai, ao sul de Cáceres, até os limites mais orientais da Serra Azul (Foto 016), no interflúvio dos rios Culuene- Paranatinga, onde encontra-se sotoposta aos calcários Araras, por falha de empurrão. Ocorre também como ilhas, a oeste da Província Serrana, nas regiões de Mirassol d’Oeste (na Serra do Padre Inácio e noroeste de Cabaçal), Tapirapuã e ao longo da BR-070, na margem direita do Rio Jauru, até a fronteira do território boliviano, região do destacamento de Corixa.
Esta unidade compõe-se principalmente de arenitos anquimetamorfisados amarelo- claro, com grãos médios e arredondados com pontuações brancas de feldspatos alterados e, subordinadamente, arenitos microconglomeráticos e grosseiros, comumente com estratificações cruzadas de baixo ângulo, associados a arenitos médios maciços com ocasionais marcas de onda. A presença de níveis de quartzitos conglomeráticos é bastante comum, bem como, a presença de siltitos nas porções inferiores da unidade. O grau de recristalização é variado, imprimindo litotipos areníticos a quartzíticos.
Observa-se ainda a presença subordinada de intercalações de pelitos, siltitos de cores verdes a vermelhas e mais raramente arenitos feldspáticos muito finos, vermelhos, com exceção do perfil da Serra do Tombador, ao norte de Nobres, onde a ocorrência de siltitos é expressiva.
Também na vertente da Serra do Amorim, que dá acesso ao vale do Rio Pari, a base da serra também é constituída por siltitos com intercalações de quartzitos de granulação média, estando o conjunto seccionado por falha de gravidade. A porção superior da serra é constituída por quartzitos médios a grossos de cor rósea, microconglomerático, podendo apresentar pequenos pontos caulínicos. No geral, a Formação Raizama é a principal unidade responsável pelo relevo acidentado da Província Serrana, exibindo alinhamento N30ºE na sua porção meridional (e.g. Serra do Tombador) e infletindo E-W na porção setentrional da província (e.g. Serra Azul).
Em termos de padrão de imageamento, é a mais característica da Província Serrana, onde, no geral, ocupa núcleos de anticlinais, geralmente posicionando-se nas encostas mais elevadas. A sobreposição com as rochas carbonáticas da Formação Araras, a qual tem boa definição nas imagens, é um critério, que não pode ser ignorado, juntamente com critérios estruturais (sinformais ou antiformais). A textura é lisa e a tonalidade é cinza a cinza-clara.
Os solos que se desenvolvem nas litologias da Formação Raizama são arenosos, no geral pouco argilosos, pouco desenvolvidos, da ordem de 1 m e suscetíveis a processos de ravinamento quando sujeito a fluxo de água concentrada. Quando preservada, a cobertura vegetal nativa protege a unidade de processos erosivos.
3.2.4.3.5. Formação Sepotuba
A unidade foi batizada por ALMEIDA, (1964), reconhecendo-a na Província Serrana, exposta em áreas descontínuas, nos núcleos de sinclinais e braquissinclinais, desde a porção meridional até a região das cabeceiras do Rio Cuiabá, entre a Serra do Cuiabá e o Planalto dos Parecis. Sua outra área de ocorrência está localizada no sopé da Serra de Tapirapuã e vale do alto curso do Rio Sepotuba, onde tem sua seção tipo. Com relação a espessura, ALMEIDA, (1964), considerou-a como de 900 m no Vale do Tombador.
Sua constituição litológica é essencialmente pelítica, com predomínio de folhelhos e siltitos micáceos, finamente laminados, com intercalações subordinadas de arenitos finos, micáceos, e localmente de margas e de camadas delgadas (centimétricas) de calcário e sílex. Para o topo, as intercalações de arenitos, normalmente arcoseanos, e de arcóseos tornam-se
57
mais comuns, anunciando a gradação da unidade para Formação Diamantino (BEZERRA, 1990. In: Projeto Zoneamento das Potencialidades dos Recursos Naturais da Amazônia Legal, IBGE/SUDAM, 1990).
No Estado, a Formação Sepotuba ocorre descontinuamente ao longo da Província Serrana, ocorrendo na sua porção meridional, na margem esquerda do Rio Paraguai, ao sul de Cáceres e na porção central da referida província, ao norte de Nobres, encontrando-se em boa parte encoberta sob os sedimentos do Grupo Parecis.
Na porção meridional da Província Serrana, no âmbito da Folha de Cáceres MIR – 403, distribui-se amplamente por toda a Província Serrana. Corresponde a arenitos levemente feldspáticos, médios a grosseiros, com porções microconglomeráticas e conglomeráticas e, por vezes, apresentando granulometria fina, normalmente maciços ou localmente com estratificações cruzadas tabulares. Os grãos de quartzo comumente encontram-se recristalizados em graus variados. Pode ocorrer, principalmente na base, intercalações de siltitos empastilhados de coloração acinzentada a esverdeada em camadas de portes métricos.
Comumente dispõe-se em cristas alongadas com assimetria variada, que podem se revelar desde chapadões (quando o mergulho é sub-horizontal) até cristas com forte assimetria. É notória a continuidade destes relevos, e, sendo os mais elevados da região, são os que mais se destacam no contexto da Província Serrana, tanto nas imagens de sensores remotos como nos perfis de campo. Normalmente, encontra-se nos núcleos de sinformais, nos quais, a rocha encontra-se exposta na superfície, sem desenvolvimento significativo de solo e, subordinadamente, nos flancos dos grandes anticlinais.
Outras ocorrências se dão como residuais em meio aos depósitos do Pantanal, observados tanto a sul da Província Serrana, na forma de pequenos morros; como a oeste (próximo a vazante São Francisco), apresentando-se como um residual suavemente dissecado, ligeiramente mais elevado que a planície circundante, contendo matacões de arenitos Raizama dispersos na superfície. Nesta porção o solo é arenoso e supostamente inferior a 1 m.
Na porção central da Província Serrana, na Folha de Nobres, ao norte da cidade homônima, a Formação Sepotuba foi detectada em duas faixas relativamente estreitas nas porções nordeste e centro-norte, e também na estrada de acesso para a cidade de Alto Paraguai, nos terrenos que margeiam a Serra do Tira Sentido e ao longo do vale do Rio Paraguai. Ocorrem folhelhos com níveis de siltitos vermelhos e delgadas intercalações de arenitos finos a muito finos também vermelhos ou ocasionalmente cinzas. Os folhelhos e os siltitos, no geral, são de cor marrom e micáceos, apresentam acamamento com direção de N40ºE a N45ºE e mergulho para NW da ordem de 40o a 55º. À medida que se sai da cidade de Alto Paraguai para Diamantino, passa-se gradativamente para arenitos finos marrom-chocolate e também micáceos da Formação Diamantino.
Ao sul da cidade de Diamantino caracteriza-se por um pacote com mergulho constante para NW, estando limitado no topo pela Formação Diamantino e na base pela Formação Raizama. Em situação diferente, insere-se a ocorrência no quadrante NE da Folha Rosário Oeste, onde as camadas apresentam mergulho convergindo para o centro, indicando tratar-se de estrutura sinformal balizada nos flancos pelos arenitos Raizama.
Nesta porção da Província Serrana, o padrão de imageamento confere relevo arrasado com média a alta densidade de drenagem, padrão sub-dendrítico, tonalidade cinza- escura e textura parcialmente rugosa. Os dados de campo revelam colinas suaves com solos pouco desenvolvidos, o que confere a unidade maior resistência aos processos erosivos, e, conseqüentemente, ausência de feições erosivas associadas à unidade.
58
Ao longo do vale do Rio Paraguai o solo é residual, síltico-argiloso e pouco espesso (1 m). Entretanto, em alguns pontos ainda existem resto de areias da unidade Pantanal. Nessas circunstâncias especiais, de areias friáveis sobrepostas a substrato argilosos, pode-se desenvolver processos de voçorocamento, onde parece ocorrer reativação de drenagem.
Uma terceira área de ocorrência da unidade é verificada ao sul de Tangará da Serra, sob os derrames basálticos da Formação Tapirapuã, margeando as vertentes da Serra homônima. Faz contato ao leste com a Formação Raizama, que lhe é subjacente, e é recoberta pelas vulcânicas básicas Tapirapuã e, ao sul, pelos sedimentos da Formação Pantanal. Litologicamente é dominada por folhelhos e siltitos de cor marrom-chocolate, micáceos e com manchas verdes. Em termos de padrão de imageamento, caracteriza-se por apresentar um relevo colinoso com drenagem de padrão dendrítico, com média a alta densidade. A textura é lisa e a tonalidade é cinza. Os solos são argilosos e síltico-argilosos de coloração marrom- chocolate, com espessura da ordem de 1 m ou mais. Em alguns pontos verificou-se cobertura laterítica da ordem de 1 m; a qual, se removida deixam os solos sujeitos a processos de ravinamento.
Faz-se referência aqui à questão da unidade Sepotuba, ter sido individualizada na porção estratigráfica superior da Província Serrana nas folhas Nova Olímpia (MIR 371), Rosário Oeste (MIR 372) e Barra do Bugres (MIR 387); enquanto que, nas demais folhas onde aflora o topo do Grupo Alto Paraguai (especialmente na Província Serrana) registrou-se apenas a Formação Diamantino. Esta situação tem explicação na evolução histórica do conhecimento geológico das unidades Sepotuba e Diamantino e das observações efetuadas.
As primeiras referências aos folhelhos Sepotuba e aos arcóseos Diamantino são de CASTELNAU, (1850, apud ALMEIDA, 1964). OLIVEIRA, (1915), denominou de folhelhos Sepotuba as rochas argilosas que ocorrem no Rio Sepotuba, porto de Tapirapuã e Rio Tarumã. Pensava o autor que estes folhelhos corresponderiam a parte superior dos folhelhos da unidade Estrada Nova da seção de Santa Catarina (Bacia do Paraná). ALMEIDA, (1964), também reconheceu as diferenças líticas entre os folhelhos Sepotuba e os arcóseos Diamantino e elevou-os à categoria de formação, posicionando ambos no Grupo Alto Paraguai. VIEIRA, (1965), não reconheceu a distinção entre os folhelhos da Formação Sepotuba e os arcóseos da Formação Diamantino como unidades litoestratigráficas distintas, englobando-as como uma única unidade litoestratigráfica, definida de Formação Diamantino. FIGUEIREDO et al., (1974. In: Projeto Alto Guaporé, DNPM/CPRM, 1974), adotaram a conceituação de VIEIRA, (op. cit.), para a Formação Diamantino, salientando que os afloramentos de folhelhos reunidos por ALMEIDA, (1964), na Formação Sepotuba, na região do Rio Jube Tarumã, constituem a fácies argilosa na seção basal do pacote sedimentar caracterizado pelos arcóseos finos que constituem a Formação Diamantino.
Com exceção do Projeto RADAMBRASIL, Folha SD.21 – Cuiabá, (1982), todos os trabalhos que sucederam ao de FIGUEIREDO et al,. op. Cit,. (e. g. Ribeiro Filho et al., 1975. In: Projeto Serra Azul, DNPM/CPRM, 1975; OLIVATTI & RIBEIRO FILHO, 1976; e LUZ, 1978. In: Projeto Província Serrana, DNPM/CPRM, 1978) conservaram a conceituação de VIEIRA, (op. cit.).
Nos levantamentos efetuados, as características litológicas distintas, bem como, a extensão dos afloramentos de folhelhos Sepotuba nas folhas Nova Olímpia - MIR 371, Rosário Oeste - MIR 372 e Barra do Bugres - MIR 387 ensejaram a separação desta unidade como Formação Sepotuba.
59
3.2.4.3.6. Formação Diamantino
Os estudos realizados nessa formação tem origem em CASTELNAU, (1857, apud BEZERRA, 1990. In: Projeto Zoneamento das Potencialidades dos Recursos Naturais da Amazônia Legal, IBGE/SUDAM, 1990) que observou na parte superior da serra, então conhecida como Campo dos Veados, xistos argilosos e o arenito avermelhado de Diamantino. EVANS, (1894), descreveu-os ao norte da junção dos rios Sepotuba e Paraguai, embora aponte como local mais típico a região de Santa Cruz, próxima de Barra do Bugres. A estas rochas denominou de “Matto Shales” pelo aparecimento de uma contínua floresta que marcava a passagem do arenito Raizama para os folhelhos.
Coube a ALMEIDA, (1964), definir essas rochas com maior precisão, dividindo-as nas formações Sepotuba (predominantemente folhelhos) e Diamantino (arcóseos e siltitos, predominantemente). HENNIES, (1966), e ALMEIDA & HENNIES, (1969), confirmaram a presença dessas duas unidades, não só na Serra do Tombador, como mais além, no vale do Rio das Mortes, já próximo da sedimentação da Ilha do Bananal.
A vasta distribuição desta formação distingue-a como a mais extensa do Grupo Alto Paraguai, atingindo o interior cratônico. De acordo com MARINI et al., (1984), os componentes essenciais da Formação Diamantino são arcóseos. Na porção basal contém diversas intercalações de camadas de siltitos e folhelhos micáceos, com espessuras variáveis, indicando uma modificação gradual das condições ambientais marinhas para continentais.
A unidade aflora na porção meridional da Província Serrana, de forma descontínua, preferencialmente em núcleos de estruturas em sinclinais ou braquissinclinais, em contato concordante com a unidade subjacente, no caso, a Formação Raizama e, excepcionalmente, encontra-se limitada por cavalgamento com os calcários Araras. Adentrando na Folha Barra dos Bugres - MIR 387, aflora de forma descontínua pelas serras da Camarinha, do Sabão, da Morraria; segue no núcleo da estrutura braquissinformal da Jauquara e da sinclinal invertida da Serra do Cana - Ribeirão Grande, que compõem a faixa de dobramentos da Província Serrana na porção noroeste da Folha de Cuiabá – MIR 388. Mais ao norte, passa a ocorrer ao redor da cidade de Diamantino, onde seu contato superior dá-se com os basaltos da Formação Tapirapuã, ocorrendo também em vários núcleos de sinclinais ao longo da Província Serrana, até atingir o alto estrutural de Paranatinga, quando então a unidade passa a aflorar de forma contínua e extensiva, numa faixa com direção geral leste – oeste, ao redor de 60 km de largura por aproximadamente 400 km de extensão, até a cidade de Água Boa, no limite oriental da Província, margeando a Bacia do Araguaia. Nesta faixa, ao sul, a unidade repousa concordantemente sobre os arenitos Raizama; enquanto que, ao norte, encontra-se recoberta, por discordância, pelos arenitos do Grupo Parecis.
A partir de Água Boa, as unidades infletem-se para norte, ocorrendo na forma de uma faixa com largura variável, ao redor de 20 km, que contorna o Planalto dos Parecis a oeste e limita-se com a Bacia do Araguaia a leste. A unidade sustenta o amplo degrau, conhecido com a denominação de Serra do Roncador, que separa o bordo oriental do Planalto dos Parecis com a Bacia do Araguaia. Ao sul de São Félix do Araguaia, é reconhecida uma pequena janela da Formação Diamantino na Bacia do Araguaia.
Na porção meridional da Província, as exposições rochosas são escassas devido ao relevo aplanado e rebaixado em relação aos arenitos Raizama, que normalmente as limitam em flancos de dobras. No domínio Diamantino, os litotipos são bastante homogêneos reunindo arenitos finos arcoseanos, de cor marrom-chocolate, micáceos e com intercalações de siltitos (Foto 017) também de cor marrom-chocolate e micáceos (Foto 018) Na porção setentrional, na Serra de Roncador os litotipos agregam arenitos finos arcoseanos com flocos e mica, estratos
60
plano-paralelos com estratificações cruzadas tangenciais na base e, subordinadamente, arenitos sílticos.
De modo geral, desenvolvem solos areno-argilosos muito finos de colorações avermelhadas a amareladas, sendo que em pequenos sulcos podem aflorar delgadas camadas de siltitos e arenitos arcoseanos muito finos. As espessuras dos solos normalmente não ultrapassam 1,0 m. No alto estrutural de Paranatinga, os solos são muito rasos, com exposições de arenito sub-aflorante, desenvolvendo a maior exposição contínua de Cambissolos conhecida no território nacional.
Com relação a este alto estrutural, a presença marcante de Cambissolos nas unidades Diamantino e Cuiabá, que são as unidades mais basais da coluna estratigráfica nas folhas Paranatinga e Nova Xavantina, constituem a indicação indireta de movimento positivo, em época sub-atual/atual. Os sedimentos erodidos neste alto estrutural são depositados ao norte, nas planícies aluvionares da bacia hidrográfica do Rio Xingu.
3.2.4.4. Formação Urucum
As primeiras descrições desta unidade devem-se a LISBOA, (1909), denominando-a de “Brecia Urucum”, e situando-a na base da Série Jacadigo. Deve-se a ALMEIDA, (1945), a elevação destas rochas a categoria de formação, descrevendo-as como metaconglomerados polimíticos, metarcóseos, às vezes conglomeráticos, metagrauvacas líticas e conglomeráticas, metarenitos e metassiltitos. No Morro do Urucum, DORR, (1945), obteve espessuras da ordem de 340 m. CORRÊA et al., (1976. In: Projeto Bodoquena, DNPM/CPRM, 1979), concluem que os sedimentos desta formação se depositaram em ambiente marginal de plataforma continental, nas bordas de uma bacia transgressiva, tectonicamente estável. FAIRCHILD et al., (1978), com base no estudo micropaleontológico, concluem idades ao redor de 850 Ma.
Esta unidade aflora com grande expressão no Estado de Mato Grosso do Sul, (Projeto RADAMBRASIL, Folha SE.21 - Corumbá), formando a Serra do Amolar e a Morraria do Ínsua próximo à divisa com o Estado de Mato Grosso, passando a ocorrer neste estado na forma de pequenos morros residuais, que se elevam em meio à Planície do Pantanal, recebendo as denominações de Morro São Alberto, Morro do Pato, Morro Casendo e Morro do Caracará, este último em meio a ilha fluvial homônima.
O enfeixamento destas ocorrências como Formação Urucum deve-se aos dados secundários e pela proximidade espacial destes morros com a Serra do Amolar e Morraria do Ínsua, sustentadas, em parte, por esta unidade. Na Folha Cáceres - MIR 403, também se observam feições semelhantes, com morros residuais destacando-se na paisagem pantaneira, porém, neste caso, sustentados por arenitos da Formação Raizama.
3.3. FANEROZÓICO
O eon Fanerozóico no Estado de Mato Grosso encontra-se representado pelos estágios magmáticos finais arrolados na Faixa de Dobramento Paraguai-Araguaia, reunidos sob as denominações de Suíte Intrusiva São Vicente (e rochas termo metamorfisadas associadas) e pelas Vulcânicas de Mimoso, isto em tempo Cambriano.
Após este período, dá-se início à deposição dos grandes tratos sedimentares das bacias do Paraná e Parecis; a primeira com início no Ordovício-Siluriano, com sua sedimentação se estendendo até o Cretácio e, a segunda, compreendida no período Cretáceo, correlata à grande sedimentação cretácea que recobriu a Bacia do Paraná.
61
No Mesozóico, a Bacia do Paraná predominantemente, assistiu aos enérgicos processos tectônicos e magmáticos relacionados à Reativação Sul Americana, o que resultou no extenso magmatismo básico das formações Serra Geral e Tapirapuã, este na Bacia Parecis. Após este grande epsódio magmático, registram-se ainda outros menores, aos quais associam- se lhes a Suíte Intrusiva Ponta do Morro, Grupo Iporá, instrusões kimberlíticas e de rochas básicas intrusivas Tipo Juína.
Ao final do Cenozóico assiste-se à implantação das bacias neoterciárias do Paraguai, Guaporé e Araguaia, com evolução até os tempos atuais.
3.3.1. Paleozóico
Encontram-se reunidas no Paleozóico a Suíte Intrusiva São Vicente e as Vulcânicas de Mimoso, ambas de idade cambriana. Embora por uma questão literária de disposição cronológica das unidades litoestratigráficas, estas unidades tenham sido agrupadas no Paleozóico, o corpo plutônico de São Vicente e as vulcânicas de Mimoso, vêem fechar o desenvolvimento da Faixa Móvel Paraguai-Araguaia, mostrando que os processos tectônicos que se processaram no Pré-Cambriano Superior, tiveram seu desenvolvimento até o Cambriano, quando foi readquirido o regime de estabilidade plataformal.
Após o Cambriano é reconhecido uma discordância erosiva e estabelecimento de processos de embaciamento em sinéclise, com registro da deposição de sedimentos no siluro- ordoviciano, que se seguiram com uma alternância de registros sedimentares marinhos, continentais e glaciogênicos, e de períodos erosivos que se alternaram até o Permiano, que se processaram predominantemente na sinéclise da Bacia do Paraná, excetuando-se o registro de sedimentos carboníferos glaciogênicos no Planalto de Jauru.
Também faz parte desta Era, os sedimentos Pimenta Bueno que ocorrem no noroeste do Estado, limite com Rondônia, e que se interpõem entre os sedimentos cretáceos da Bacia dos Parecis e das vulcânicas Iriri e Complexo Xingu. Compreendem uma extensão dos sedimentos, que se encontram preenchendo o graben homônimo no Estado de Rondônia.
3.3.1.1. Suíte Intrusiva São Vicente
De acordo com ALMEIDA, (1954), a Suíte Intrusiva São Vicente corresponde a um conjunto de 6 corpos granitóides Rapakivi (São Vicente, Cuiabá - MT; Serra Negra, Sul de Goiás; Coxim, MS; Taboco, MS; Serra do Iran, MS; e Granito Serra do Impertinente, MS). Estes corpos apresentam características de corpos intrusivos pós-tectônicos, formando comumente auréolas de contato nas encaixantes. O corpo de São Vicente possui coloração rosada, com matizes variadas amarelas ou cinzas. É de granulação média a grosseira, isótropo, com cristais de ortoclásio ultrapassando um centímetro de comprimento, não tendo sido observados tipos pórfiros e só raramente tipos orientados (ALMEIDA, 1954). A ele ocorrem associadas mineralizações sulfetadas e hematita; molibdenita ocorre em fraturas.
HASUI & ALMEIDA, (1970), encontraram idade mínima de 504 12 Ma (K-Ar em biotita) e ALMEIDA & MANTOVANI, (1975), dataram este maciço através de uma isócrona Rb- Sr em rocha total, com idade em torno de 483 8 Ma e razão inicial de 0,709 0,002, dados estes que, de acordo com CORDANI & TASSINARI, (1979), possuem excelente confiabilidade em razão da boa distribuição dos pontos no diagrama, elevadas razões rubídio total e estrôncio total e magnífica colinearidade, permitindo considerá-la como provável época de colocação desse plutonito.
62
Trata-se de um corpo circunscrito, circular, discordante e intrusivo no seio da faixa móvel Paraguai – Araguaia. As rochas da Suíte Intrusiva São Vicente ocorrem na porção extremo sudeste da Folha Cuiabá, onde apresenta sua maior distribuição, adentrando pelas folhas de Dom Aquino – MIR 389, Poconé – MIR 404 e Rondonópolis, - MIR 405. Estudos petrográficos efetuados pelo IPT, (1981), em rochas desta suíte, amostradas na pedreira da ENCO e nas termas Águas Quentes, caracterizou granito/adamelito, com textura hipidiomórfica granular a porfirítica de granulação média, constituído de ortoclásio-microclínio ( 35%), quartzo ( 35-40%), plagioclásio-oligoclásio ( 20-25%), biotita ( 5%) e traços de allanita, apatita, zircão e magnetita. Em amostra coletada na pedreira do Sérgio “Japonês”, hoje pertencente à PRODECAP, caracterizou-se leucogranodiorito, com textura hipidiomórfica equigranular, granulação média, e composição mineralógica constituída por plagioclásio- oligoclásio ( 47%), ortoclásio-microclínio ( 20%), quartzo ( 30%), biotita ( 3%), moscovita ( 1%), zircão, fluorita e carbonatos. Esta última pedreira acha-se truncada por um sistemas de fraturas, algumas das quais acham-se impregnadas de pirita, óxidos de manganês e, muito subordinadamente, molibdenita.
Caracterizou-se ainda, junto a este maciço, a presença de alcali sienito pórfiro, com textura porfirítica, granulação fina, constituído por ortoclásio sódico e pertita ( 87%), clinopiroxênio ( 3%), hornblenda ( 7%), magnetita ( 2%), quartzo ( 1%) e traços de biotita, clorita, apatita e hidróxido de ferro e; álcali pertita granito, de textura inequigranular, granulação média, constituído por ortoclásio pertítico ( 73%), quartzo ( 24%), hornblenda ( 3%) e traços de magnetita, fluorita, allanita, biotita secundária e hidróxidos de ferro; e leucogranito. Junto a termas Águas Quentes, caracterizou-se ainda brecha granítica silicificada, constituída por feldspato potássico, quartzo e calcedônia limonitizada. Possivelmente produto de intensa alteração por processos hidrotermais de uma rocha subvulcânica/quartzo-pórfiro (FA-388-22).
Associado a este maciço, ocorrem graisens, constituídos por 60% de quartzo e 40% de sericita (feldspato sericitizado), junto a antiga pedreira da Andrade Gutierrez e graisen com hematita (quartzo, muscovita-sericita e hematita), no caminho para a Penitenciária Palmeiras, em meio a granito cataclasado e graisenizado. Mineralização de molibdênio e rara presença de sulfetos de cobre ocorre nas fraturas com epídoto e silicificação das pedreiras da PRODECAP e ENCO. Ao longo do Rio Cuiabá Mirim, que corta a porção SW do batólito, existem vários indícios de mineralização de Mo em fraturas epidotizadas.
Na porção NE do plutão, região das fazendas Santo Antônio e Bonfim, próximo à zona de contato com o Grupo Cuiabá, existem várias falhas e pequenas zonas de cisalhamento com direção E-W e verticalizadas, com hidrotermalismo conferido pela presença de hematita com mineralização aurífera primária. A destruição destes veios primários gera zonas com solo enriquecido em ouro. Algumas manchas auríferas foram estudadas pelo IPT, (1984. In: SILVA & FILHO – Projeto Molibdênio – Relatório de Atividades durante 1984, Relatório Interno do Agrupamento de Recursos Minerais – ARM). O IPT cubou cerca de 24,6 Kg de ouro espalhado em 4 manchas, com teor médio de 200 mg/m3.
A presença de xenólitos são registrados em vários pontos deste maciço granítico. Foi verificado a presença de xenólitos, decimétricos, de rocha de granulação fina, constituída basicamente por biotita e quartzo, provável produto termo-metamórfico de metassedimentos do Grupo Cuiabá. Em outros pontos caracterizou-se a presença de xenólitos de granodioritos porfiróides e de termos básico; assim como a presença de dique de rocha básica contendo xenólitos de granito e de feldspato potássico. Veios e diques de aplito são registrados ao longo de toda extensão do batólito granítico.
Na Fazenda Furnas foi registrado pelo IPT, (op. cit.), a presença de rochas de textura granolepidoblástica, de granulação muito fina a fina, classificadas petrograficamente como tremolita-microclínio diopisídio e tremolita flogopita-diopisídio hornfels. Rochas estas, produtos
63
termo-metamórficos de metassedimentos do Grupo Cuiabá. Tetos pendentes, constituídos por rochas deste grupo, são observados assentados sobre o batólito granítico São Vicente.
O relevo sobre este granito, no geral, é dissecado com interflúvios de topo colinoso e aguçado, cuja drenagem é controlada principalmente por fraturamento. A estruturação apresenta padrão ortogonal e losangular. Na porção leste, o maciço apresenta na imagem textura rugosa e tonalidade cinza escura, enquanto que na sua porção oeste, onde o mesmo é mais arrasado, o relevo é mais suave e na imagem apresenta uma textura rugosa fina e tons cinza claro. Os solos na área mais acidentada são de natureza predominantemente coluvionar e apresentam profundidades inferiores a 1 m, enquanto que, na porção mais arrasada, apresentam profundidades variáveis de 1 a 2 m. Tratam-se de solos areno-argilosos e argilo- arenosos. Na superfície verifica-se comumente a presença de uma areia grossa constituída de quartzo anguloso proveniente da desagregação do granito. Junto a este maciço destaca-se ainda a presença freqüente de lajedos e campos de matacões.
No domínio dessas rochas não foram registrados problemas de erosão concentrada e assoreamento de drenagem. O impacto ambiental ocasionado pelas pedreiras instaladas sobre este granito restringem-se às proximidades das áreas de lavra. A porção sul do maciço granítico está parcialmente recoberta pelos sedimentos da Formação Pantanal.
3.3.1.2. Vulcânicas de Mimoso
As primeiras referências sobre estas rochas são atribuídas a LUZ et al., (1980. In: Projeto Coxipó, Final - Fase I. DNPM/CPRM), que identificaram ocorrências de rochas de caráter intrusivo e composição ácida e intermediária, próximas a localidade de Mimoso, no município de Santo Antônio do Leverger -MT. As litologias caracterizadas por LUZ, (op. cit.), foram granito, quartzo monzonito, e sienito pórfiro. A esse conjunto de rochas denominaram informalmente Intrusivas Ácidas e Intermediárias de Mimoso, admitindo a possibilidade de estarem associadas ao mesmo evento magmático que deu origem ao Granito São Vicente.
Estas rochas encontram-se expostas numa área total, aproximada, de 15 km2, situada entre 10 e 15 km a sudeste da extremidade meridional da Serra de Mimoso, nas cercanias da sede da Fazenda Ricardo Franco, à margem direita do Ribeirão Mutum ou Madeira. Configuram três pequenas elevações que ressaltam na planície pantaneira.
Das efusivas que compõem as vulcânicas de Mimoso, três amostras foram analisadas pelo método Rb/Sr pelo Projeto RADAMBRASIL, Folha SE.21 – Corumbá, (1982), cuja isócrona de referência apresentou valor aproximado de 480 Ma e razão inicial Sr87/Sr86em torno de 0,707, interpretado como provável época de formação do conjunto vulcânico. Essa idade sugere uma associação temporal com as rochas do Granito São Vicente do qual dista de cerca de 35 km.
Essa unidade aflora em dois morros residuais dentro do domínio de sedimentos da Formação Pantanal no âmbito da Folha Poconé – MIR 404. Dentre os litotipos descritos para essa unidade, os levantamentos de campo constataram a presença de subvulcânica de coloração cinza-escuro a esverdeada, isótropa, porfirítica, com fenocristais cinza-claro, predominando os ripiformes e tabulares, com tamanhos da ordem de 5 mm, imersos em matriz submilimétrica. Análises petrográficas em termo porfirítico indicou tratar-se de um micromonzogranito de tendência subalcalina. Outro litotipo verificado diz respeito a uma subvulcânica de coloração cinza com pontuações cinza-claro, branca, marrom, verde-escuro e preta, com estrutura isótropa e fenocristais com até 6 mm, destacando-se de uma matriz de granulação muito fina, cuja análise petrográfica (amostra FA-404-09) indicou tratar-se de um hornblenda microsienito porfirítico leucocrático.
64
O padrão de imageamento caracteriza-se por relevos residuais colinosos de suave a média dissecação em meio a sedimentos da Formação Pantanal. A tonalidade é cinza média e encontra-se fracamente estruturada. O solo sobre estes morros residuais é argilo-arenoso, cinza-amarelado e com espessura em torno de 1 m.
3.3.1.3. Bacia do Paraná - Paleozóico
A Bacia Sedimentar do Paraná comporta-se como uma unidade geotectônica, formada após a estabilização da Plataforma Sul-Americana, com registros sedimentares a partir do Ordoviciano tardio. Esta bacia representa uma depressão intracratônica simétrica, cujo eixo principal de deposição se alinha numa direção aproximada NNE-SSW e NS. Sua configuração foi grandemente influenciada por arqueamentos e flexuras do embasamento, com visíveis deslocamentos de blocos e falhamentos escalonados, próprios de estilos germanótipos.
Durante toda sua época e formação, a Bacia Sedimentar do Paraná acumulou cerca de 5.000 m de sedimentos e lavas basálticas, com dobramentos incipientes e locais. A área brasileira abrangida pela bacia compreende cerca de 1.150.000 Km2, apresentando mais 600.000 Km2 de cobertura que ramificam-se pela Argentina, Uruguai e Paraguai.
No Estado de Mato Grosso se faz representar por sua terminação noroeste perfazendo uma área não superior 80.000 km2, tendo como limites físicos a N e NW a Faixa de Dobramentos Paraguai-Araguaia, a N-NE a depressão do Rio Araguaia, e a SW a depressão do Rio Paraguai.
A sedimentação fanerozóica tem seu registro a partir do final do Ordoviciano, com a deposição do Grupo Rio Ivaí, em superfície aplanada, que representa um ambiente litorâneo de águas rasas sob influência de marés, com exposições periódicas. A presença de importantes intervalos pelíticos demonstra condições sub-litorâneos reinantes durante a deposição, enquanto que a presença de conglomerados e diamictitos indicam a influência de glacial. A unidade encontra-se superposta pelo Grupo Paraná, compreendido no intervalo siluro- ordoviciano, representado pelas formações Furnas e Ponta Grossa de origem predominante marinha. Em contato discordante sobre o Grupo Paraná, assenta-se o Supergrupo Tubarão, no Estado representado pela Formação Aquidauana, com deposição em ambiente continental, altamente oxidante, por sistemas fluviais e lacustrinos associados, admitindo-se a influência de glacial proximal, e pela Formação Palermo (Grupo Guatá), de ambiente nerítico litorâneo. Se sobrepondo ao Supergrupo Tubarão, é reconhecido no Estado o Grupo Passa Dois, formado respectivamente pelas formações Irati (basal) e Corumbataí (superior), de origem marinha, reconhecidas individualmente mas que, devido a pequena espessura que apresentam, foram mapeadas de forma unificadas, segundo o taxon maior. A julgar pelos registros descontínuos de muito destas unidades (Grupo Rio Ivaí, Formação Palermo e Grupo Passa Dois), conclui-se que a sedimentação na borda noroeste da bacia foi sujeita a flutuações, decorrentes de uplifts e respectivos processos erosivos associados.
3.3.1.3.1. Grupo Rio Ivaí
A Formação Furnas foi durante muitos anos considerada a unidade litoestratigráfica basal da Bacia do Paraná em sua porção brasileira, embora sedimentos subjacentes já tivessem sido constatados por MAACK, (1947), que descobriu diamictitos sob os arenitos conglomeráticos daquela unidade, em afloramentos no Estado do Paraná. Para tais sedimentos, propôs a denominação de Formação Iapó, sugerindo idade siluriana por correlação com unidades presentes no Grupo Table Mountain da África do Sul. Estes fatos, porém, não tiveram muita repercussão na comunidade geológica brasileira até que fosse
65
comunicada a descoberta de sedimentos da Formação Vila Maria (FARIA & REIS NETO, 1978) na borda norte da bacia.
A Formação Vila Maria, definida por FARIA & REIS NETO, (op. cit.), compreende um pacote sedimentar com espessura máxima de 40 m, aflorante na região de Piranhas - Bom Jardim, no sudoeste de Goiás, sotoposta à Formação Furnas. A designação provém do povoado Vila Maria, ao sul de Arenópolis, no Estado de Goiás. Da base para o topo, FARIA & REIS NETO, (op. cit.), descreveram-na constituída de conglomerado polimítico com intercalações de folhelhos, folhelhos gradando de cinza esverdeado a marrom, fossilíferos (orbiculóidea), com laminações de calcita, arenito com laminação cruzada e estrutura flaser em interlaminações de siltitos e folhelho; siltito vermelho gradando para arenito fino, laminado e moscovítico. A seqüência inferior (conglomerado e folhelho) apresenta características de um turbidito de fácies proximal, enquanto a seqüência arenosa superior, de planície de maré.
FARIA, (1982), dividiu-a em três seqüências litológicas: seqüência basal, constituída de diamictitos polimíticos com ocasionais intercalações delgadas de folhelhos e arenitos; seqüência intermediária, composta de folhelhos fossilíferos com bancos de arenitos finos, feldspáticos a arcoseanos e calcíferos; e a seqüência superior, constituída de arenitos róseos a avermelhados, finos, feldspáticos, que são sotopostos por siltitos avermelhados com níveis arenosos.
Os níveis de folhelhos que contém a fauna fóssil da unidade, (brachiopodos, pelecípodos e archeogastrópodos) não forneceu caracteres seguros para afirmação de idade siluriana para a Formação Vila Maria, entretanto o reconhecimento do icnogênero arthrophycus descrito por BURJACK & POPP, (1981), permitiu atribuir idade Llandoveriano Inferior (Siluriano Inferior).
Quanto ao ambiente de sedimentação, FARIA, (op. cit.), considera ambiente litorâneo de águas rasas sob influência de marés, com exposições periódicas (laminações cruzadas e gretas de contração). A presença de importantes intervalos pelíticos demonstra condições temporárias de ambiente sub-litorâneo. A cor vermelha predominante, sobretudo nos siltitos e arenitos feldspáticos, sugere ambiente oxidante para essas litologias.
ASSINE et al., (1994), propuseram a subtração da seção basal, constituída por diamictitos e fácies associadas, por considerarem-na a expressão da Formação Iapó no flanco norte da bacia. A Formação Vila Maria, assim redefinida, inicia-se com uma seção de folhelhos, que apresentam colorações geralmente vermelhas, com ocorrências locais de cor cinza-escura. Em direção ao topo, intercalações de arenitos muito finos dão origem a fácies heterolíticas, caracterizadas pela interestratificação de delgadas camadas de arenitos muito finos, retrabalhados por ondas e de siltitos argilosos com abundantes marcas de ondas assimétricas (ASSINE, 1996). A origem marinha da Formação Vila Maria é atestada pela presença de variados tipos de invertebrados (pelecípodos, gastrópodos e braquiópodos inarticulados), descritos por POPP et al., (1981), e acritarcas (GRAY et al., 1985).
Conforme ASSINE, (1996), o Grupo Rio Ivaí compreende, da base para o topo, as formações Alto Garças, Iapó e Vila Maria. Das três, apenas a última foi até o momento datada, tendo sido depositada no Llandoveriano Inferior, confirmada com base em tetradas de esporos de plantas terrestres e no fitoplâncton (GRAY et al., 1985, apud ASSINE, 1996).
Os arenitos da Formação Alto Garças são facilmente confundidos com os da Formação Furnas; onde a chave para a sua identificação é a constatação dos diamictitos da Formação Iapó e/ou os folhelhos da Formação Vila Maria, que, toda via, nem sempre ocorrem devido a erosão do topo do Grupo Rio Ivaí.
66
No Estado de Mato Grosso, a distribuição espacial do Grupo Rio Ivaí está condicionado ao limite inferior de grandes blocos estruturais, delimitados por importantes lineamentos tectônicos, verificados na borda ocidental da Serra de São Jerônimo, onde a unidade foi cartografada na forma de uma franja acompanhando as escarpas que delimitam a referida serra. Movimentos relativos de blocos foram diagnosticados ao longo de seus traçados, com rejeitos ainda indeterminados, mas, presumivelmente, da ordem de dezenas de metros.
A unidade é constituída por seqüências em que predominam termos arenosos ou então pelíticos, com intercalações subordinadas de um em outro. O acamamento tem mergulhos suaves para SE, em vários locais, modificadas até 8o no mesmo rumo, ou para NW, como é o caso no Córrego Mutum, refletindo basculamentos tectônicos de blocos, principalmente nas escarpas.
Os arenitos são finos a muito finos, menos freqüentemente médios, quartzosos, pobres em matriz e quase sempre micáceos, ocasionalmente feldspáticos. O selecionamento é bom e o arredondamento variado, geralmente bom. Constituem bancos maciços, esbranquiçados, de espessuras métricas, por vezes, internas aos estratos, laminação grossa e cruzadas de porte médio. Os termos areníticos são mais expressivos na Serra São Jerônimo, com intercalações finas, extremamente micáceas, subordinadas.
Argilitos e siltitos, subordinadamente, formam estratos de espessuras decimétricas a métricas, com forte estruturação plano-paralela e laminação fina. São muito micáceos, de cores acizentadas claras. Intercalações areníticas, geralmente feldspáticas, são comuns.
Em Fátima do São Lourenço, às margens do rio homônimo, argilitos e siltitos micáceos intercalados a arenitos preservam moldes de cruzianas (Foto 019). Tal afloramento corresponde ao ponto de campo n.º 41 de ASSINE, (1996), tendo sido reportado como sedimentos da Formação Vila Maria (PEREIRA et al., 1995, apud ASSINE, 1996), com níveis portadores de Anthrophycus.
Conglomerados e diamictitos polimíticos mencionados na literatura foram observados associados às seqüências descritas, principalmente em posições basais. Por outro lado, delgados estratos de argilitos e siltitos micáceos, comumente laminados, ocorrem com relativa freqüência na zona de contato superior e inferior da unidade, geralmente intercalados a seqüências areníticas micáceas predominantes.
O fraturamento nordeste, característico da região nessa borda da bacia, controla o aparecimento das seqüências do Rio Ivaí, como no vale do Córrego Mutum, na Serra São Jerônimo, onde patamares sucessivos marcam o relevo estrutural de termos areníticos, e pronunciados entalhes do talvegue refletem as estruturas. No local, o sistema N50ºE, verticalizado, associa-se a rocha silicificada afanítica, sendo interceptado por sistema N40ºW onde a drenagem se encaixa num vão de 2 m de largura.
A constituição litológica do Grupo Rio Ivaí nos Estados de Goiás e Mato Grosso, particularmente na região de Rondonópolis, apresenta muita similaridade quando confrontada com as seqüências atribuíveis à Formação Furnas. É provável que a inexistência de trabalhos sistemáticos de detalhe estejam levando a considerar os mesmos pacotes no âmbito de uma ou outra unidade estratigráfica.
Isto posto, a regionalização das unidades deve ser feita a partir de mapeamento sistemático, apoiado por cuidadoso estudo paleontológico, pois critérios litológicos não são conclusivos na distinção das unidades estratigráficas silurianas ou pré-silurianas. O conteúdo fossilífero é o critério diagnóstico.
67
Desse modo, adotou-se cartografia conservadora para o Grupo Rio Ivaí, atribuindo- lhe apenas os termos sobrepostos ao Grupo Cuiabá na delgada faixa ao longo das escarpas da Serra São Jerônimo e aqueles aflorantes nas calhas dos rios São Lourenço, Vermelho e Jerigue. Não se pode descartar, que a unidade tenha maior extensão que a mapeada, principalmente ante a Formação Furnas.
O poço Alto Garças perfurado pela PETROBRAS apresentou intervalo de 1.779 – 1.944 m, ou seja 165 m, atribuíveis aos Arenito Pré-Furnas, ou seja ao Grupo Rio Ivaí.
A unidade desenvolve solos residuais arenosos, bem desenvolvidos, com espessuras variáveis. Nas escarpas da Serra São Jerônimo o padrão de imageamento da unidade é pouco definido, decorrência da estreita faixa de exposição. Mostra tons médios de cinza e textura lisa, que se repete nos vales dos rios, com traços claros, refletindo a estruturação nordeste.
3.3.1.3.2. Grupo Paraná
Compreende basicamente sedimentos clásticos divididos numa seqüência arenosa inferior e numa seqüência argilosa superior, que compreende as formações Furnas e Ponta Grossa, respectivamente. Encontra-se amplamente distribuído na Bacia do Paraná, nos flancos noroeste e ocidental.
3.3.1.3.2.1. Formação Furnas
A Formação Furnas é a unidade basal do Grupo Paraná. O nome Furnas foi utilizado por OLIVEIRA, (1912), para designar os arenitos das escarpas da Serra de Furnas e de Serrinha (PR), aflorantes desde o norte da estação Serrinha até as imediações de Itapeva (SP). A mesma seqüência sedimentar havia recebido anteriormente outras denominações, entre as quais a de Serrinha (DERBY, 1878), Arenito Branco de Faxina (Gonzaga de Campos, 1889) e Arenito da Chapada (EVANS, 1894). Em que pese o caráter prioritário destas últimas denominações, o nome Furnas prevalece por ser de aceitação e uso generalizado (MÜHLMANN et al., 1974. In: Revisão Estratigráfica da Bacia do Paraná. PETROBRAS, Relatório DESUL - 444, 1974).
A Formação Furnas consiste de arenitos esbranquiçados, localmente arroxeados, médios a grosseiros, friáveis em superfície, regularmente selecionados, grãos angulares a sub- angulares, quartzosos e com matriz caulinítica. Secundariamente, desenvolvem-se intervalos de pequena espessura de arenitos conglomeráticos, arenitos finos e siltitos argilosos, sendo estes últimos freqüentemente micáceos. Os arenitos conglomeráticos são mais freqüentes na parte inferior da formação, constituídos principalmente de seixos e grânulos de material quartzoso. Estratificação cruzada acanalada é a feição sedimentar mais conspícua da formação. Além desta, encontram-se também intervalos com estratificação cruzada planar e estratificação plano-paralela. O ambiente de sedimentação é controverso sendo postulado ambiente praial, estuarino principalmente, francamente marinho a continental para sua gênese, por diferentes autores.
De acordo com MÜHLMANN et al., (op. cit.), o tipo de estratificação cruzada, a presença de estruturas de corte e preenchimento, depósitos residuais de canais nos quais são encontrados seixos de argila e a neoformação de caulinita indicam ambiente continental fluvial para a Formação Furnas.
No Estado de Mato Grosso ocorre sobreposta, por discordância, ao Grupo Rio Ivaí, ao longo da borda oriental da Serra de São Jerônimo e em disconformidade sobre o Grupo Cuiabá, e sotoposta à Formação Ponta Grossa, ambas aflorantes na Folha Rondonópolis,
68
mostrando contatos transicionais. Para o topo, seu limite é balizado pelas primeiras ocorrências de pelitos laminados, intercalados a arenitos. Com a Formação Marília o contato é erosivo.
A unidade distribui-se em quatro regiões distintas e de forma descontínua. A primeira e mais extensa ocorre ao longo da borda ocidental da Serra de São Jerônimo, ocupando extensas áreas no topo da serra. Nesta posição recobre o Grupo Rio Ivaí e estende-se para leste, ocupando os vales dos rios São Lourenço, Vermelho e Jerigue, em ampla região rebaixada ao longo dos mesmos. Sua distribuição regional, tanto quanto a do Grupo Rio Ivaí, obedece ao condicionamento de grandes blocos estruturais
Os arenitos Furnas estão dispostos, predominantemente, em bancos maciços de espessuras métricas. Ocasionalmente, apresentam estratificação cruzada de porte variado e tangencial na base. Pacotes com laminação grossa refletem arenitos com constituição micácea, sendo mais comumente encontrados no topo da unidade. As seqüências mais comuns mostram bancos de arenitos finos e muito finos alternados, ocasionalmente de granulometria média e, mais raramente, com intercalações conglomeráticas de matriz média a grossa e pequenos seixos e grânulos de quartzo.
São freqüentemente quartzosos, ocasionalmente com alguma mica. Podem conter feldspatos e, neste caso, filmes de caulim envolvem os grãos de areia. De modo geral, são arenitos bem selecionados, com grãos sub-angulosos a arredondados, pobres em matriz. Texturas sacaróides são raras. A cor branca é característica.
A alternância de bancos condiciona relevo estruturalmente escalonado. No extenso chapadão, a noroeste da Folha de Rondonópolis – MIR 405, as coberturas arenosas de topo e as rupturas de declive marcando níveis são muito características; feição que se desfaz a sul, sob a cobertura Marília. Nos vales do São Lourenço e Vermelho, o relevo é arrasado, suavemente colinoso, com padrões de imageamento mostrando tons cinza médios a claros e textura mais lisa. Os sistemas de fraturas nordeste afetam a unidade originando padrão de imageamento característico, com tons de cinza-claro e textura predominantemente fina.
Nesta região, observa-se que os sedimentos Furnas foram sujeitos aos processos de aplanamento que atuaram no paleogênico (Superfície de Aplanamento Sul Americana), e suas camadas foram pedogenizadas e também deram origem aos Latossolos Argilosos Vermelho- Escuros.
Os arenitos Furnas desenvolvem solos espessos nos topos dos chapadões, que quando observado em ravinas variam de 3 a 5 m de espessura. São arenosos, predominantemente residuais, porém observam-se solos mais delgados nas áreas mais íngremes. Ravinas, algumas voçorocas e quedas de blocos são os processos dominantes na evolução das escarpas.
A segunda região observada com exposições Furnas, ocorre margeando a borda sul- sudoeste da Bacia do Araguaia, desenvolvendo extensos chapadões na borda oriental das folhas de Campinópolis – MIR 374; General Carneiro – MIR 390 e na Folha de Barra do Garças – MIR 391, conhecido sob a denominação de Serra Azul.
É constituída por um pacote de arenitos, arenitos conglomeráticos e conglomerados. Os arenitos variam no geral de granulometria, média a grossa, possuem matriz caulinítica, mal selecionados, arredondamento variado e cor branca típica. Apresentam-se na forma de bancos maciços ou com estratificação cruzada acanalada de médio a grande porte. Os conglomerados e arenitos conglomeráticos tem seixos e grânulos essencialmente de quartzo e quartzito. Na base da unidade tem-se um domínio de conglomerados em bancos métricos, com matriz arenítica arcoseana e seixos de quartzo ( 10 cm).
69
As exposições da unidade são controladas por grandes falhamentos normais de direções NE e NW, e que, em General Carneiro, se posicionam aproximadamente a E-W e WNW-ESE e promovem ligeiros basculamentos destes blocos para W.
Nos chapadões, os solos são arenosos, quartzosos, pouco espessos, da ordem de 1 m, com ravinas ocasionais. Nas escarpas há queda de blocos, escorregamentos e ravinamento no sopé. O padrão de imageamento mostra relevo tabular com escarpas festonadas, baixa densidade de drenagem com padrão sub-paralelo parcialmente controlado por lineamentos estruturais, tonalidade cinza-escura e textura lisa.
A terceira região corresponde à terminação oeste do arco de Torixoréu, que se dá na Folha Guiratinga MIR – 406, numa faixa variável de 1 a 4 km ao longo do Rio Araguaia, por aproximadamente 30 km de extensão. Chama atenção a forte estruturação lineagênica com trend ENE-WSW que afeta a Formação Furnas na terminação oeste do arco, porém não deixa registros na Formação Ponta Grossa que a recobre (diferentes competências?). O solo é sempre arenoso e tem espessura, no geral, variando de 1 a 3 m.
A quarta região se dá no entorno do Domo de Araguainha, estrutura anelar com largura ao redor de 2 km, contornando o núcleo granítico. Constitue um conjunto de morros que apresentam uma disposição circular, elevando-se da superfície até 150 m, sendo conhecido como Serra da Arnica. Compõe-se de arenitos finos deformados, milonitizados e foliados, de coloração esbranquiçada, com mergulhos verticalizados ou subverticalizados. CROSTA, (1982), descreveu para o arenito Furnas, que ocorre contornando o núcleo do Domo de Araguainha, resistência à erosão, desenvolvimento de micas nos planos de estratificação e recristalização do quartzo.
O poço de Alto Garças perfurado pela PETROBRAS apresentou os intervalos litoestratigráficos de 1.448 a 1.779 m para a Formação Furnas, ou seja, de 331 m e de 981 a 1448 m para a Formação Ponta Grossa, ou seja, 467 m.
3.3.1.3.2.2. Formação Ponta Grossa
O termo Ponta Grossa foi utilizado pela primeira vez por OLIVEIRA, (1912), para designar os folhelhos aflorantes nos arredores da cidade homônima, no Paraná. A Formação Ponta Grossa constitui-se de folhelhos, folhelhos sílticos e siltitos cinza-escuros a pretos, localmente carbonosos, fossilíferos, micáceos, com intercalações de arenitos cinza-claros, finos a muito finos, grãos angulares e sub-angulares, argilosos, micáceos, fossilíferos, localmente formando bancos de até 5 m de espessura. Quando alterada, a Formação apresenta cores variegadas, predominando colorações amarela, arroxeada e castanha.
A estrutura sedimentar mais conspícua é a laminação plano-paralela. Em certos intervalos são observadas estratificações cruzadas de pequeno porte, localmente acanalada, laminação cruzada, laminação flaser, marcas onduladas, bioturbação e estruturas de escorregamento.
O conteúdo fossilífero da Formação Ponta Grossa indica, de maneira inquestionável, condições marinhas de deposição. A maior parte dos sedimentos da Formação Ponta Grossa foram depositados em ambiente de águas rasas sob influência de marés. Os folhelhos pretos laminados parecem ter-se depositados em águas calmas, e estão presentes em subsuperfície (MÜHLMANN et al., 1974. In: Revisão Estratigráfica da Bacia do Paraná. PETROBRAS, Relatório DESUL - 444, 1974).
A Formação Ponta Grossa apresenta ampla distribuição no Estado de Mato Grosso, aflorando de forma razoavelmente contínua nas bordas oriental e ocidental da bacia. Na porção
70
ocidental da bacia, é reconhecida ao norte, na região da cidade de Chapada dos Guimarães, estendendo-se para leste, adentrando na Folha de Dom Aquino – MIR 389. Volta a aflorar mais ao sul, sob a Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização, ao sul de Campos Verdes, e dirige-se para sul, tendo seu contato inferior balizado pelas cidades de Jaciara, Juscimeira e Rondonópolis, com sua extremidade meridional situada ao norte da Folha de Itiquira -MIR 419.
Na região de Chapada, constitui-se basicamente por folhelhos e, subordinadamente, arenitos muito finos, laminados, com estratificação plano-paralela horizontalizada. A cor destes sedimentos varia de cinza escuro a cinza claro e, quando muito alterados, arroxeados e avermelhados. Localmente estão muito laterizados, às vezes desenvolvendo níveis significativos de bloquetes ferruginizados.
Junto à cidade de Chapada dos Guimarães, verifica-se um pacote com espessura aflorante de aproximadamente 5 m, de argilitos e folhelhos com raros e delgados níveis areno- argilosos, de espessuras centimétricas, que se destacam por apresentarem microestratificações cruzadas tipo flaser. Em Chapada dos Guimarães, na Cachoeira Véu da Noiva (Foto 020) verifica-se a passagem gradacional dos sedimentos da Formação Furnas para os sedimentos da Formação Ponta Grossa. Na mesma cachoeira, nos fundos da futura sede do posto fiscal do IBAMA, verificam-se folhelhos cinza-escuros (Foto 021), que abrigam importante jazigo fossilífero da Formação Ponta Grossa (Foto 022) onde foram caracterizados a presença de fósseis de braquiópodes (Orbiculóidea, Australocoelia e Australosperifer?) e de moluscos (Tentaculites?). Moldes laterizados destes fósseis, também laterizados, são facilmente encontrados dispersos na superfície do terreno.
A leste de Rondonópolis, a Formação Ponta Grossa tem ampla distribuição, estendendo-se para norte e sul, condiciona relevos colinosos de formas suavemente convexas, com ramos primários de drenagem cortando as encostas, denotando evolução de relevo por ravinamento. Topos achatados refletem controle litológico, dado principalmente pela alternância de estratos arenosos e sílticos, mais resistentes. Um conjunto de morros e morrotes residuais da Formação Aquidauana sobrepõe-se às colinas, na região de contato entre as unidades.
Ocorre sobreposta à Formação Furnas, em contato transicional, e sotoposta à Formação Aquidauana, em contato erosivo. No centro sul da Folha Rondonópolis – MIR 405 encontra-se recoberta discordantemente pela Formação Marília. A transição para o Furnas origina uma zona de passagem, onde o contato é assumido quando os estratos laminados começam a ocorrer persistentemente.
A constituição básica da Formação Ponta Grossa compreende argilitos micáceos finamente laminados, cinzentos a esverdeados, com evidente estruturação plano-paralela em estratos decimétricos e métricos. O empastilhamento nos litotipos mais finos é típico.
Camadas e lentes de siltitos micáceos aparecem intercalados com freqüência. São acinzentados, maciços ou com laminação grossa, geralmente decimétricos. Mais raramente ocorrem camadas de arenitos e arenitos siltosos, micáceos, maciços ou com laminação grosseira. O conjunto de camadas, quando presentes termos mais grossos, podem configurar estratos cruzados de grande porte, com inclinações muito suaves, geralmente capeados por argilitos horizontalizados. De modo geral, salienta-se que, a apesar da fração argilosa ser predominante, a Formação Ponta Grossa apresenta-se ligeiramente mais siltosa e mesmo arenosa neste bordo de bacia, com relação ao flanco ocidental.
Particularmente, entre as localidades de Vale Rico e Tarumã, situadas no centro leste da Folha de Rondonópolis MIR - 405, aparece uma seqüência de argilitos laminados, arroxeados, com intercalação métrica de siltito ferruginizado, contendo lentes maciças de
71
hematita com até 20 cm de espessura. Capeando a seqüência, aparece camada de hematita empastilhada com cerca de 1,5 m de espessura. A presença de níveis de hematita é tão conspícua na Formação Ponta Grossa, tal que sugere precipitação química durante a sedimentação.
Na região de Jaciara, mais a leste, é constituída predominantemente por folhelhos escuros, localmente muito laminados, com níveis areno-argilosos e arenosos acinzentados e com estratificação plano-paralela sub-horizontalizada a horizontalizada. Nos níveis argilo- arenosos e arenosos são freqüentes laminação flaser.
Em diversas situações a seqüência Ponta Grossa mostra-se controlada por falhamentos normais, constituindo relevos rebaixados e arrasados, com formas residuais da Formação Aquidauana sobrepostos. Os locais mais típicos estão a nordeste da área. Em Vale Rico, planos de movimentação normal associados a brechas configuram estreitos grabens. Na região de Jarudore, seqüências Aquidauana são sucessivamente rebaixadas por um conjunto de estruturas normais, com os blocos de capa voltados para oeste. O domínio de colinas nos vales dos rios formadores do Vermelho reflete os termos Ponta Grossa, com arenitos Aquidauana abatidos e sobrepostos diretamente ao terraço em Jarudore.
Regionalmente, as camadas Ponta Grossa têm caimento de 2o a 3o para sudeste. Em diversos locais observam-se blocos adernados por falhamentos normais que produzem mergulhos de até 8o, como os estratos no sopé da Serra Petrovina.
Os solos são residuais, bem desenvolvidos, da ordem de 1,5 a 3 metros, ou mesmo superiores. Predominam solos argilo-siltosos ferruginizados. Os processos erosivos são principalmente ravinas, assim como, as incisões de encostas, embora pouco freqüentes.
Na borda ocidental da Bacia do Paraná, as exposições mais ao norte encontram-se balizadas pela mesopotâmia Culuene e Couto Magalhães (Folha Garapu – MIR 358), estendendo-se para leste até a Serra do Roncador (Folha Canarana - MIR 359), estando nesta porção transgressiva sobre a Formação Furnas e depositada diretamente sobre os arenitos Diamantino. Os limites em superfície da unidade devoniana, correspondem aos limites mais setentrionais da bacia e encontram-se encobertos pelos sedimentos do Grupo Parecis.
Em direção ao sul, a Formação Ponta Grossa aflora em todo bordo oriental da Folha Campinópolis – MIR 374, em grande parte ainda transgressiva sobre a Formação Furnas, depositada diretamente sobre o Grupo Cuiabá ou sobre a Formação Diamantino. A Faixa de exposição dirige-se para Sul, rumo a cidade de General Carneiro e Barra do Garças, praticamente em zona limítrofe com a Bacia do Araguaia.
Na exposição setentrional da borda oriental, a unidade manifesta-se como folhelhos e siltitos, apresentando cores de alteração supergênica amarela, vermelha e roxa. Nos morros residuais, que representam as litologias mais de topo do Ponta Grossa, aparecem folhelhos cinzas e roxos intercalados com arenitos finos, com aleitamento paralelo em camadas de aproximadamente 0,5 cm. À medida que dirige-se para sul, tem-se o aparecimento de arenitos finos intercalados aos níveis pelíticos e sílticos, sendo notável o predomínio de arenitos finos e siltitos na Formação Ponta Grossa, na região de Campinápolis e vale do Rio Noidore. Outra característica marcante é a presença conspícua de ferruginização inter-acamamento e ao longo de fraturas, fornecendo um quadro típico de falsa laterização.
Ao norte de General Carneiro a unidade é constituída predominantemente por argilitos bege ou acizentados, micáceos e finamente laminados, intercalados por bancos decimétricos e métricos de siltitos e arenitos finos, sempre micáceos. Os argilitos mostram intercalações freqüentes de argilitos siltosos e arenosos, siltitos e arenitos, desde muito
72
delgadas até métricas, em bancos e lentes. O conjunto mostra estratificação plano-paralela e laminação intensa, como característica principal.
Os bancos de siltitos e arenitos podem ser laminados ou maciços, com espessuras até métricas. Arenitos apresentam-se mais pronunciadamente em porções basais da unidade, sugerindo transição para o Furnas, como no vale do Rio Barreiros, no sopé da Serra dos Gerais, rebaixados tectonicamente em relação ao Furnas.
De modo geral, os solos são bem desenvolvidos, normalmente ferruginosos, argilosos, com espessuras da ordem de 1,5 a 3 m, com desenvolvimento de falsa laterita (ferruginização ao longo dos estratos e fraturas). O perfil pedogênico implantou-se em grande parte após a instalação da falsa laterita. Nas áreas onde a crosta laterítica é removida, normalmente aparecem processos de ravinamento.
Em termos de padrão de imageamento, a Formação Ponta Grossa apresenta relevo dissecado com interflúvios médios a pequenos, com topos variando de ligeiramente convexos a tabulares, drenagem com padrão dendrítico e alta densidade de elementos. Apresenta lineamentos e estruturas circulares, tonalidade cinza a médio e textura rugosa.
A unidade volta a ocorrer ao sul da Bacia do Araguaia, fazendo o fechamento oeste do arco de Torixoréu, circundando um núcleo de arenito Furnas, com largura variável podendo atingir até 35 km e, com exposição subordinada, ocorre também no interior do Domo de Araguainha, juntamente com as formações Furnas, Aquidauana, Palermo e Corumbataí, todas justapostas através de contatos tectônicos.
Esta região reúne predominantemente argilitos bege, cinza e variegado por alteração, laminados, com intercalações de siltitos e arenitos finos de espessura variada. De ocorrência localizada, aparecem também arenitos extremamente ferruginizados que representam um fácies arenoso da unidade, característico do Ponta Grossa nessa região da bacia.
O poço de Alto Garças perfurado pela PETROBRAS apresentou os intervalos litoestratigráficos de 981 a 1.448 m para a Formação Ponta Grossa, ou seja, 467 m de espessura.
Os solos são residuais e de texturas argilosas, salvo raras exceções argilo-arenosas. No geral, apresentam pequenas espessuras, ocorrendo desde solos com predomínio de afloramentos rochosos até solos com espessuras aproximadas de 3 m Delgados níveis de crostas ferruginosas, atribuíveis ao nível freático, são relativamente comuns e apresentam-se descontínuos, intercalados nas laminações dos pacotes.
3.3.1.3.3. Supergrupo Tubarão
O Supergrupo Tubarão é constituído pelo Grupo Itararé e pelo Grupo Guatá nos estados de São Paulo, Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do Sul. O Grupo Itararé é caracterizado por sedimentos permo - carboníferos com registros de influencia glacial, periglacial e outros ambientes deposicionais, enquanto que seu homólogo na porção noroeste da bacia, aflorante no Estado de Mato Grosso, é representado pela Formação Aquidauana, caracterizada por sedimentos avermelhados com evidências de ambientação periglacial. O Grupo Guatá, no bordo oriental da bacia é representado pelas formações Rio Bonito e Palermo, porém a primeira não se estende até o bordo noroeste da bacia, que se resume a um delgado horizonte de estratos de siltitos e arenitos finos horizontalizados, com porções silexíticas da Formação Palermo.
73
3.3.1.3.3.1. Formação Aquidauana
O nome Aquidauana foi utilizado pela primeira vez por LISBOA, (1909), para designar sedimentos vermelhos que ocorrem no vale do Rio Aquidauana, Mato Grosso do Sul, indicando como seção tipo aquela atravessada pela estrada de Ferro Noroeste do Brasil, neste mesmo vale.
No Estado de Mato Grosso, de acordo com GONÇALVES & SCHNEIDER, (1970. In: Geologia do Centro Leste de Mato Grosso, PETROBRAS, 1970), a Formação Aquidauana constitui-se predominantemente de sedimentos arenosos de coloração vermelha arroxeada. Grosseiramente identificaram três conjuntos litológicos nessa unidade.
A porção inferior caracteriza-se por predominância de arenitos vermelho-arroxeados, médio a grosseiros, estratificação cruzada acanalada, com desenvolvimento subordinado de diamictitos, clásticos finos, arenito esbranquiçado grosseiro e conglomerático e delgado conglomerado basal.
Na porção média tem-se amplo desenvolvimento de siltitos, folhelhos e arenitos finos, vermelho-arroxeados, finamente estratificados plano-paralelamente; localmente, intercalados neste conjunto, ocorrem diamictitos, folhelhos cinza e cinza esverdeados; nos termos argilosos a estratificação apresenta localmente aspecto várvico.
Na porção superior da formação voltam a predominar os sedimentos arenosos, no topo da unidade ocorre, em muitos locais, um pacote de 30 m de espessura constituído de arenito vermelho-tijolo, médio, regularmente selecionado, com estratificação cruzada do tipo planar.
A coloração avermelhada dos sedimentos e as estruturas sedimentares, principalmente cruzada acanalada, sugerem que a deposição ocorreu em ambiente continental, altamente oxidante, por sistemas fluviais e lacustrinos associados. Não são encontrados sedimentos tipicamente glaciais, embora seja suposta a presença de ambiente glacial próximo à área de sedimentação.
A Formação Aquidauana distribui-se por toda região central e centro-oriental da Bacia do Paraná no Estado de Mato Grosso, com ampla distribuição nas folhas de General Carneiro – MIR 390 e Guiratinga – MIR 406.
Na região compreendida pela Folha de General Carneiro, a Formação Aquidauana corresponde predominantemente a arenitos finos e folhelhos vermelhos, constituindo o segundo e o terceiro conjunto litológico de GONÇALVES & SCHNEIDER, (op. cit.). Apresenta- se sobre o Ponta Grossa em discordância erosiva.
Reúne arenitos finos e médios, particularmente finos e muito finos em alguns domínios, sempre mal selecionados, com arredondamento variável, mais comumente bom, e cores avermelhadas e arroxeadas. São quartzosos e ocasionalmente com feldspato, pobres ou destituídos de matriz. Dispõem-se em bancos métricos, maciços e subordinadamente com tênue estratificação plano-paralela.
A sudoeste da folha, desde a BR-070 a partir das cabeceiras do Rio Barreiro, são comuns pacotes espessos de argilito vermelho com laminação centimétrica plano-paralela. Apresentam partição típica em decorrência de intenso fraturamento associado à laminação.
Rumo ao sul, na de Folha Guiratinga, também podem ser reconhecidos, de maneira geral, dois níveis estratigráficos nesta unidade, sendo que o superior corresponde aos bancos
74
de arenitos maciços que sustentam os relevos alcantilados, enquanto que o nível inferior apresenta maior predomínio de sedimentos finos, síltico-argilosos, argilo-arenosos e argilosos.
A seqüência superior é constituída por arenitos avermelhados, ligeiramente feldspáticos, no geral de granulometria fina e com pouca matriz, ocorrendo em bancos com espessuras decimétricas a métricas, maciços ou com tênue laminação plano-paralela e desenvolvendo solos arenosos e quartzosos; enquanto que na seqüência inferior aparecem sedimentos predominantemente argilosos, com franca estratificação plano-paralela, laminados, quebradiços e dispostos em estratos delgados ou maciços de maior espessura. Argilitos com lentes de arenitos apresentando dobras convolutas são observados próximo ao povoado de Alcantilado, possivelmente retratando ambiente glacial proximal.
A Formação Aquidauana mostra-se fortemente estruturada por tectonismo E-NE, NE e, secundariamente, NW, detectável pela análise do mapa geológico, sendo reconhecível um eixo de reativação que passa pelas cidades de Rondonópolis, Guiratinga, Tesouro, General Carneiro, Barra do Garças. Ao longo desse eixo encontra-se importante província de águas termais, cuja origem é atribuída a águas de formação que se aquecem em profundidade e retornam à superfície, com ou sem artesianismo.
A presença de restos de sedimento Marília formando alguns chapadões nesta região da bacia, em comparação com as grandes exposições desta unidade na Chapada dos Guimarães, assim como no Planalto de Itiquira, vem demonstrar que toda a região central da bacia, no Estado, foi afetada por uma reativação tectônica pós-paleogênica, que favoreceu a remoção das unidades cenozóicas, mesozóicas e neo-paleozóicas na área de exposição central da bacia.
Como reflexo desta reativação, na bacia do Rio Prata (oeste da Folha de Guiratinga - MIR 406) formam-se desfiladeiros com paredes com mais de dezenas de metros, com conjuntos de bancos de litotipos predominantemente areníticos. Importantes lineamentos NNE- SSW e NW-SE controlam a exposição do Grupo Passa Dois, em pequeno enfossamento tectônico, onde passa exatamente no cotovelo do Prata e há clara captura da drenagem em favor da Bacia do Paraguai.
Blocos basculados da Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização observáveis da Serra da Saudade, refletem uma tectônica moderna, com o topo da superfície cimeira inclinado.
De forma geral, a Formação Aquidauana desenvolve solos de textura arenosa, delgados, da ordem de 0,2 a 1 m, ou ligeiramente superiores em casos específicos. São comuns processos de ravinamento e algumas voçorocas, no geral associadas às águas servidas ao longo de rodovias, ou no sopé de paredões em morros residuais, resultando de processos naturais de recuo de escarpas, cujos processos podem estar mais ou menos relacionados com a ocupação antrópica.
Em termos de padrão de imageamento, o grau de dissecação, que se constitui num dos critérios de discernimento entre diferentes unidades estratigráficas, apresenta muita semelhança entre o Aquidauana fino e a Formação Ponta Grossa, com média a alta densidade de elementos de drenagens e alta dissecação, dificultando a individualização destas unidades por critérios de imageamento. Outro fator que vem dificultar o estabelecimento de critérios de imageamento para diferenciação destas unidades, é a ocorrência de rochas da Formação Corumbataí (argilitos com lentes carbonáticas de espessuras centimétricas) inseridas, por meio de armadilhas tectônicas, nos terrenos da Formação Aquidauana, que resultam em um rendilhado textural muito fino, onde somente os trabalhos de campo permitem identificá-la nesta situação.
75
Nos trabalhos interpretativos priorizou-se padrão de imageamento caracterizado por relevo colinoso ou de topo tabular, com grau de dissecação médio, padrão de drenagem sub- dendrítico, fracamente estruturado, tonalidade cinza e textura ligeiramente lisa. O relevo alterna áreas de morros e colinas, freqüentemente apresentando formas residuais, que constituem serras e morros isolados, como o Morro do Paredão.
3.3.1.3.3.2. Formação Palermo
O nome Palermo foi empregado pela primeira vez por WHITE, (1908), para designar uma seqüência de siltitos arenosos e argilosos que ocorrem sobrepostos à Formação Rio Bonito, no sudeste de Santa Catarina. Na área tipo, WHITE, (op. cit.), indicou duas seções para esta unidade litoestratigráfica. Uma aflorante ao longo da estrada Lauro Muller-São Joaquim, outra descrita nas proximidades de Vila Palermo, município de Lauro Muller, ambas em Santa Catarina.
De acordo com MÜHLMANN et al., (1974.), a Formação Palermo constitui-se de siltitos e siltitos arenosos de cores cinza em subsuperfície e amarelo esverdeado em superfície, por alteração. Estes sedimentos encontram-se intensamente bioturbados resultando na quase completa destruição das estruturas sedimentares originais. Estas, quando preservadas, caracterizam-se por laminações cruzadas de muito pequeno porte.
A Formação Palermo apresenta-se litologicamente homogênea em toda a bacia, exceção feita às áreas do Arco de Ponta Grossa, onde se desenvolvem, em sua parte superior, arenitos muito finos; e à sua área de afloramentos em São Paulo, onde aparecem arenitos e conglomerados intercalados na seqüência de siltitos. O contato inferior da Formação Palermo com a Formação Rio Bonito é concordante.
As características litológicas e sedimentares relativamente uniformes e a grande extensão da Formação Palermo, indicam que, após a deposição da Formação Rio Bonito, esta foi coberta por transgressão marinha, transformando-a numa extensa plataforma rasa. A intensa bioturbação encontrada nesses sedimentos indica que a deposição deu-se abaixo do nível de ação das ondas. Localmente, a ação de correntes foi mais intensa originando a formação de laminações paralelas associadas com marcas ondulares.
Nos estados de Mato Grosso e Goiás, de onde não há registro da Formação Rio Bonito, a Formação Palermo faz contato diretamente com a Formação Aquidauana. Observa- se no entorno de chapadões ou ainda condiciodada a armadilhas tectônicas, falhadas (Foto 023), com distribuição pelas folhas de Guiratinga – MIR 406 e Mineiros – MIR 420. Na Folha Guiratinga, uma das melhores exposições da Formação Palermo encontra-se ao sul e ao norte da Serra da Estrela, em corte na MT-270. No meio da encosta do espigão que sobe para a serra, tem-se pelo menos 10 m de seqüência de arenitos de granulometria variada, ora arcoseanos, de espessuras centimétricas a decimétricas, com microestruturas internas, estratificação cruzada e marcas de onda, por vezes intercalando-se camadas de pelitos. A continuidade lateral desses sedimentos é pequena. O pacote arenoso na base tem por volta de 3 a 4m de espessura. Sobre o pacote arenoso predomina camada de finos com intercalações de lentes arenosas com 6 a 7cm de espessura, no qual as camadas lenticulares mais contínuas apresentam espessuras subdecimétricas a decimétricas (8 a 20cm), com estruturas internas. Mais no topo ocorre um nível de sílex pisolítico com 10 a 12cm de espessura, que corresponde a um horizonte estratigráfico, intercalado nos sedimentos finos. A seqüência é cortada por falha normal N55ºW/70ºNE, cujo plano principal encontra-se bem marcado. A presença de sílex pisolítico, marcas de ondas e microestruturas internas, constituem-se nos critérios diagnósticos da presença desta unidade.
76
Na Folha Dom Aquino, rochas desta unidade ocorrem na região da Serra das Parnaíbas, a leste da cidade de Dom Aquino, onde apresenta magnífica escarpa de topo plano, sustentada por leitos de silexitos da Formação Palermo. No local, as intercalações de leitos silexíticos perfazem um intervalo ao redor de 15 m de espessura e sustentam as maiores elevações da região. Se examinados com lupa, observa-se que alguns desses leitos de sílex são compostos por oólitos de sílica imersos em matriz de sílica amorfa. A unidade está assentada em discordância erosiva sobre as rochas da Formação Aquidauana. Aqui, o solo desenvolvido sobre esta unidade é arenoso com muitos fragmentos de sílex e susceptível a processos erosivos concentrados com espessura ao redor de 1 m. Devido ao gradiente que se forma entre o topo da escarpa e o nível de base do Aquidauana, rastejos, ravinamentos e voçorocamentos são observados (Fotos 024 e 025).
A Formação Palermo também aflora ao longo da MT-110 (Faz. Boa Vista), que corta um extenso relevo aplanado do Aquidauana rebaixado, onde as cabeceiras de drenagens fazem entalhes suaves. Os sedimentos da Formação Palermo ocorrem na forma de franja que acompanha o entorno das regiões planálticas, e reúnem arenitos estratificados quartzosos, com vários níveis de cherts com até 15 cm de espessura, que estão sustentando extensas colinas de topos aplanados que ocupam cotas ligeiramente acima do relevo aplanado da Formação Aquidauana. A unidade se estende pela borda da escarpa situada a leste, ao longo do Ribeirão Contendas, num primeiro patamar extenso e rebaixado em relação ao topo. Na região de Tesouro ocorre um enfossamento tectônico restrito, abrigando termos silicosos característicos da unidade.
No âmbito da Folha Mineiros, a unidade aflora na porção centro-norte, num patamar nivelado, logo abaixo da ruptura de relevo provocado por um sill de diabásio, avançando em direção do Rio Araguaia. Sobrepõe-se à Formação Aquidauana em discordância angular ou em contato lateral por tectonismo. É recoberta por diabásio posicionado na forma de sill, atribuído à Formação Serra Geral (soleira de diabásio do Alto Araguaia).
O pacote sedimentar, ligeiramente inclinado para sul, por falha, é representado por argilitos e siltitos arroxeados, intercalados por níveis delgados de material silicoso, com laminação fina plano-paralela. Desenvolve relevo em patamares, característico da unidade, sustentado por rochas silicosas, com ruptura positiva de borda, marcada no campo por muitos blocos silicosos e pequenos matacões.
Em virtude da pequena espessura da unidade e similitude com o padrão de relevo da Formação Corumbataí, sobrejacente, que também apresenta-se com distribuição descontínua ou recortada, optou-se em algumas situações a apresentar estas duas unidades numa única zona homóloga, como ao longo do vale do Ribeirão das Contendas, ao norte de Alto Garças, que ocorre abaixo da superfície planáltica.
O padrão imageado mostra tons cinzentos médios e claros, estes dominantes no patamar sustentado por termos silicosos. A textura é fina, localmente corrugada.
Os solos são argilo-siltosos, bem desenvolvidos, com espessuras ao redor de 2 m. Próximo à borda dos patamares sustentados por níveis de silexitos, os solos são arenosos, ou areno-argilosos, mais delgados, ao redor de 1 m ou inferiores e ocorrem inúmeros fragmentos de arenitos silicificados e silexitos.
3.3.1.3.4. Grupo Passa Dois
O nome Passa Dois foi introduzido por WHITE, (1906, 1908), na coluna estratigráfica da Bacia do Paraná, representando o intervalo estratigráfico: folhelho Irati, folhelho Estrada Nova e Calcário Rocinha. MENDES, (1967), adotou o nome na categoria de Grupo, composta
77
pelas Formações Irati, Estrada Nova e Rio do Rasto. MÜHLMANN et al., (op. cit.), mantiveram para o Grupo Passa Dois o mesmo limite estratigráfico estabelecido por MENDES, (1967), onde, na porção sul da Bacia do Paraná, está representado pelas Formações Irati, Serra Alta, Terezina e Rio do Rasto, enquanto que, nos estados de São Paulo, Goiás e Mato Grosso, pelas formações Irati e Corumbataí.
O Grupo Passa Dois ocorre na porção sudeste do Estado por três diferentes modos: condicionado a armadilhas tectônicas (enfossamentos), controlado por lineamentos NE-SW e NW-SE, que o preserva dentro do Aquidauana; na forma de franjas no entorno de chapadões, v.g. contornando as serras da Estrela e da Saudade, nos bordos da região planáltica de Alto Garças ou ainda ao longo de entalhes de drenagens em áreas planálticas, como ao norte de Alto Garças.
Na região de Guiratinga observa-se seu aparecimento condicionado a estruturas abatidas (grabens), sobre seqüências Aquidauana. Ao norte de Alto Garças ocorre em patamares extensos, por vezes não sendo possível, na escala adotada, separá-lo da Formação Palermo tendo sido cartografados conjuntamente.
3.3.1.3.4.1. Formação Irati
O nome Irati foi utilizado pela primeira vez por WHITE, (1906, 1908), referindo-se a folhelhos pirobetuminosos schisto preto e calcários associados, com restos fósseis do réptil Mesossaurus brasilienses. Em sua definição original englobava também os folhelhos sílticos da atual Formação Serra Alta, (MÜHLMANN et al., 1974. In: Revisão Estratigráfica da Bacia do Paraná. PETROBRAS, Relatório DESUL - 444, 1974).
Sua seção tipo situa-se no município de Irati - PR, 3 km a sul da estação ferroviária do Paraná, num corte da estrada de ferro da Rede Ferroviária Federal. A espessura da formação em superfície, no flanco leste da bacia, é da ordem de 40 m, sendo mais reduzida no Estado de Mato Grosso.
Mesossaurus brasiliensis e Stereosternum tumidum são os fósseis mais característicos da Formação Irati. O primeiro ocorre, principalmente, no Paraná e Santa Catarina, ao passo que o segundo é abundante no Estado de São Paulo. Além destes, carapaças de crustáceos, restos vegetais, troncos silicificados, restos de peixes, insetos e palinomorfos completam o conteúdo fossilífero da formação.
MENDES, (1952), empregou o termo Irati com o status de formação. BARBOSA & GOMES, (1958), dividiram-na nos membros Taquaral (inferior) e Assistência (superior). O membro Taquaral compreende uma seção de folhelhos cinza azulados da base da Formação Irati, situada sobre a Formação Palermo e abaixo do intervalo com folhelhos pirobetuminosos e calcários associados; enquanto que o membro Assistência compreende uma seção de folhelhos cinza escuros, folhelhos pretos pirobetuminosos associados a calcários, situados na parte superior da Formação Irati.
No Estado de Mato Grosso, a Formação Irati ocorre de forma descontínua e não se observa uma subdivisão estratigráfica nos seus sedimentos. Apresenta boa seção na mina de calcário da Mineração Alto Garças, que lavra calcário dolomítico para corretivo de solo, localizada na cabeceira do Rio das Garças próximo à cidade de Alto Garças. Na jazida, expõe- se ao menos 25 m de siltitos, argilitos e calcários intercalados numa alternância rítmica, sendo que os 15 m basais apresentam uma maior quantidade de níveis mais espessos de calcários, que variam entre 10 e 20 cm de espessura e delgados níveis de folhelhos com bonecas de sílex características da unidade; enquanto que os 10 m superiores são mais pobres em níveis
78
de calcário, também mais delgados e esparsos, intercalados em argilitos, siltitos e arenitos finos, possivelmente já denotando a Formação Corumbataí.
Separando estes dois pacotes de sedimentos, inferior (Formação Irati) e superior (Formação Corumbataí), interpõe-se 2,5 m de um siltito argiloso maciço. Devido às pequenas espessuras destas unidades, composições pelíticas e níveis carbonáticos em ambas formações, embora com maior desenvolvimento na Formação Irati, optou-se, na escala dos trabalhos ora efetuados, pela representação de ambas como Grupo Passa Dois, mesmo porque estas duas unidades refletem uma mesma zona homóloga em termos de produtos e sensores remotos
Na área de influência do Domo de Araguainha (DP-406-51) foi verificado junto a um grande bloco de arenito grosseiro, microconglomerático, maciço e ligeiramente silicificado, níveis de argilitos pretos, empastilhados, com lentes de sílex que lembram a unidade Irati, porém não representáveis na escala de trabalho.
O solo neste domínio litológico é normalmente argiloso, sendo bem avermelhado sobre litologias da Formação Irati. A espessura é variável de 1 a 3 m.
3.3.1.3.4.2. Formação Corumbataí
Citação original de ANDRADE SILVA & ANDRADE, (1927), na localidade tipo vale do Rio Corumbataí, Estado de São Paulo. A Formação Corumbataí corresponde aos sedimentos situados entre as formações Irati e Pirambóia nos estados de São Paulo, Goiás e Mato Grosso.
De modo geral na Bacia do Paraná, a Formação Corumbataí compõe-se, na seção inferior, de folhelhos e siltitos cinza-escuros e pretos, com fraturas conchoidais e concreções calcíferas, e ainda um conjunto de argilitos e folhelhos cinza-escuros, de aspecto rítmico, com ocasionais leitos de calcários silicificado, oolítico em parte, além de níveis coquinóides. Na seção superior, ocorre uma seqüência de argilitos e arenitos finos, argilosos, regular a bem classificados, esverdeados arroxeados e avermelhados.
Além da estratificação plano-paralela característica da formação, observam-se também laminação flaser, fendas de ressecamento, laminação cruzada, marcas ondulares, estruturas estromatolíticas associadas com calcários oolíticos e, nos corpos arenosos, estratificação cruzada de muito pequeno porte e laminação ondulada descontínua.
No Estado de Mato Grosso, a Formação Corumbataí expõe-se na forma de estratos de argilitos com espessuras centimétricas, com intercalações de níveis carbonáticos descontínuos com espessuras de 1 a 2cm, podendo ocorrer leitos de 10 a 15cm de espessura. Estes níveis de argilitos apresentam cor esverdeada, quando não meteorizados, e cor arroxeada, quando oxidados por processos supergênicos. A presença de leitos carbonáticos parece ser conspícua, porém não é regra geral, podendo não ocorrer lentes carbonáticas nos argilitos esverdeados, estes últimos típicos desta unidade.
No âmbito da Folha Mineiros, esta unidade aflora nas latitudes setentrionais. Na porção leste, no vale do Rio Claro e nas cabeceiras e afluentes do Rio Araguaia, foram identificados exclusivamente termos da Formação Corumbataí, que se assentam por disconformidade sobre a Formação Palermo. Já na porção oeste, no vale do Rio Itiquira, Bacia do Paraguai, assenta-se sobre a Formação Irati, que se expõe subordinadamente.
As ocorrências são sempre muito intemperizadas. A leste predominam argilitos com estratificação plano-paralela, ligeiramente laminados, podendo apresentar intercalações centimétricas de calcário e arenitos muito finos, argilosos e siltosos, com laminação grossa,
79
plano-paralela, podendo ainda conter intercalações maciças de arenitos e siltitos. Constituem seqüências de estratos com espessuras decimétricas e apresentam cores arroxeadas típicas, de alteração supergênica. A associação com fundos de vales propicia intenso hidromorfismo, originando colorações esbranquiçadas.
No Vale do Itiquira a seqüência superior guarda muita semelhança com os afloramentos a leste, constituída por arenitos muito finos com matriz argilosa, quartzosos e bem selecionados; argilitos siltosos, maciços e siltitos arenosos maciços. Mostram cores bege e arroxeadas, são invariavelmente micáceos e dispostos em camadas decimétricas, acamadadas plano-paralelamente. A seqüência inferior se confunde com a Formação Irati, constituída por camada de calcário cinza claro, laminação fina, com intercalações de níveis centimétricos de argilitos carbonático. Horizontes mais espessos de sílex também se intercalam (DP-420-33).
O padrão de imageamento indica fundos de vales abertos com rupturas de encosta, tons de cinza-escuro intercalados por manchas brancas. A textura é fina, um rendilhamento muito fino com alta densidade de drenagens, que torna difícil a individualização desta unidade por critérios unicamente interpretativos, sendo semelhante aos padrões do Ponta Grossa e Aquidauana finos.
Os solos são dominantemente argilosos ou silto-argilosos, com espessuras muito variáveis, no intervalo de 1 a 3 metros.
Ao sul, no divisor Paraguai-Araguaia, o padrão é dado por tons de cinza médio a escuro e textura lisa, em afloramentos de fundo de vales, com rupturas positivas de declividade moldurando as calhas. O solo mostra-se argiloso de coloração vermelha-arroxeada e espessuras médias variáveis entre 1 e 3 m.
3.3.1.4. Formação Pimenta Bueno
DEQUECH, (1943), foi o primeiro a verificar a ocorrência de folhelhos, folhelhos argilosos e conglomerados no Rio Apidiá ou Pimenta Bueno. LEAL et al., (1978. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SC.20-Porto Velho, 1978), colocaram esta seqüência na Formação Pimenta Bueno, que se acha preenchendo o graben homônimo no Estado de Rondônia. Litologicamente, a unidade é constituída de paraconglomerados ou diamictitos, que se restringem às bordas da bacia, gradando para arenitos arcoseanos e arcóseos amarronzados e folhelhos de cor chocolate, com variações para verde, com níveis irregulares calcíferos.
Quanto à idade, a julgar pelo conteúdo fossilífero, a unidade pode ser Carbonífera quanto Permocarbonífera ou Silurodevoniana. Com base nos postulados de SOEIRO et al., (1975), aceita-se a idade Silurodevoniana como a mais correta. Ambiente de sedimentação marinho de águas rasas com importantes contribuições fluviais.
A Formação Pimenta Bueno localiza-se na porção centro sul da Folha Cacoal, MIR – 316, aflorando ao longo do vale do Rio Tenente Marques que faz divisa entre os estados de Rondônia e Mato Grosso, estendendo-se para leste, com pequena extensão na Folha Juína - MIR – 317, e encontra-se inserido dentro do Parque Indígena Aripuanã.
Seus limites foram obtidos através de dados secundários e por interpretação de sensores remotos. Padrão de imageamento caracterizado por relevo plano, representando substrato de janela erosiva controlada por descontinuidade estrutural; sem estruturação, textura lisa e tonalidade cinza escura.
80
3.3.1.5. Formação Jauru
As rochas que afloram entre o povoado de Figueirópolis e o Rio Aguapeí, no vale do Rio Jauru, foram atribuídas inicialmente por FIGUEIREDO et al., (1974. In: Projeto Alto Guaporé. DNPM/CPRM, 1974), à Formação Puga. OLIVATTI & RIBEIRO FILHO, (1976), descreveram como sedimentação de origem glacial, caracterizaram o pacote de sedimentos expostos nos vales dos rios Jauru e Aguapeí, constituído por arenitos arcoseanos, siltitos, folhelhos e ritimitos e propuseram a denominação de Unidade Jauru.
De acordo com BEZERRA et al., (1990. In: Projeto Zoneamento das Potencialidades dos Recursos Naturais da Amazônia Legal, IBGE, 1990), reúnem diamictitos, siltitos arenosos, folhelhos, arenitos arcoseanos, e conglomerados polimíticos. Os diamictitos são os componentes mais observados na Formação Jauru, por sua larga distribuição, muitas vezes recobrindo os siltitos e folhelhos. Por suas características e associações, os sedimentos da Formação Jauru refletem um ambiente de deposição continental de fácies de piemonte e planície aluvial, que deve de ter-se desenvolvido em condições climáticas glaciais.
No Estado, esta unidade distribuí-se em uma faixa alongada segundo a direção N-S, no setor oriental da Folha Jauru - MIR 386, dispondo-se em discordância angular sobre as infracrustais Complexo Xingu e das Seqüências Metavulcano-Sedimentares do Planalto de Jauru, encontrando-se em boa parte recoberta pelos sedimentos quaternários da Formação Pantanal. Suas exposições mais representativas se dão ao longo da BR-174 e MT-248, próximo ao município de Figueirópolis d’Oeste.
Constitui-se preferencialmente de diamictitos onde predomina matriz síltico-arenosa a areno-siltosa, com grânulos de quartzo dispersos, dispostos por vezes em estratos sub- horizontalizados. Em quantidade variada, tem-se imersos seixos, calhaus e até pequenos matacões predominantemente de arenitos e, subordinadamente, blocos de granitóides alterados, normalmente com dimensões maiores. A oeste da cidade de Figueirópolis, constata- se a presença de arenitos arcoseanos de coloração avermelhada, localmente desenvolvendo esfoliação esferoidal.
Esta unidade apresenta relevo suavemente dissecado na forma de colinas amplas, sendo que ao sul de seu domínio, seus interflúvios são mais amplos formando topos tabulares, e que estão associados a uma superfície laterítica caracterizada por nível pisolítico de aproximadamente 1,5 m abaixo do solo areno-argiloso com espessura próxima a 1 m.
Os afloramentos de diamictitos não apresentam desenvolvimento significativo de solos, porém podem estar recobertos por níveis coluvionares descontínuos, com nível superior areno-argiloso com aproximadamente 1 a 1,5 m, e inferior composto por fragmentos de quartzo, com espessuras entre 30 a 50 cm. Nos locais onde não se observam cortes, o material superficial é areno-argiloso de coloração vermelho-escura.
3.3.2. Mesozóico
Após a derradeira incursão marinha na Plataforma Sul-Americana, iniciaram-se, no final do Paleozóico e início do Mesozóico, os processos que conduziram à abertura do oceano Atlântico e conseqüente separação dos continentes americano e africano, fato ocorrido no Mesozóico. Como reflexo disto, o protocontinente americano veio a passar por um importante episódio de reativação, que causou intensa tafrogenia acompanhada de atividade magmática e sedimentação. Tal episódio, denominado por ALMEIDA, (1967), de Reativação Wealdeniana e por SCHOBBENHAUS & CAMPOS, (1984), de Sul-Atlântica, teve como primeira conseqüência o aquecimento do clima, causando o aparecimento de ambientes desérticos que se instalaram sobre ambientes fluviais e lacustres prévios. A atividade magmática foi registrada
81
primeiramente nas áreas cratônicas, ocorrendo com grande intensidade nos domínios das bacias intracratônicas que, segundo ALMEIDA et al., (1977), passaram a comportar-se como verdadeiras anfíclises. O evento estendeu-se, pelo menos, até o limite com o Cretáceo Inferior Médio, tempo em que se introduziram vários complexos magmáticos alcalinos, distribuídos preferencialmente em bordas de bacias. No final do Mesozóico, após o arrefecimento dos processos de reativação, a plataforma passou a sofrer suave subsidência, propiciando a deposição de extensas cobertura tabulares.
3.3.2.1. Bacia do Paraná - Mesozóico
Esta bacia, durante o mesozóico, assistiu os enérgicos processos tectônicos relacionados com a reativação Sul-Atlântica, da qual resultou o extenso vulcanismo fissural, predominantemente básico, incluindo-se ainda as intrusivas na forma de diques e sills associadas, conjunto esse correspondente à Formação Serra Geral, a qual, juntamente com as Formações Pirambóia e Botucatu compõem o Grupo São Bento. A formação Pirambóia, que vinha sendo cartografada nas proximidades da Vila Buriti, divisa com Mato Grosso do Sul, com espessura ao redor de 30 m, por não ter sido identificado contato nítido que indicasse a passagem Pirambóia/Botucatu, não foi individualizada, dando-se preferência a designação Botucatu lato sensu.
A Formação Marília do Grupo Bauru, que corresponde a extensa cobertura sedimentar que repousa em inconformidade sobre a cobertura basáltica Serra Geral e o magmatismo ultrabásico-alcalino do Grupo Iporá, completam o quadro estratigráfico da Bacia do Paraná, durante o Mesozóico.
No Estado, o edifício sedimentar e vulcânico relativo ao Mesozóico encontra-se distribuído de forma bastante descontínua, resultado de processos tectônicos e erosivos que ocorreram no final do Terciário
3.3.2.1.1. Grupo São Bento
Com relativa representatividade na Bacia do Paraná nesta porção noroeste, a unidade encontra-se representada pelas formações Botucatu e Serra Geral. A Formação Pirambóia tradicionalmente mapeada no sul do Estado, em porção limítrofe com o Estado do Mato Grosso do Sul, encontra-se neste trabalho representada juntamente com a Formação Botucatu, aqui mapeada lato sensu, por falta de critérios que permitissem a separação dos arenitos Pirambóia dos do Botucatu sensu strictu.
3.3.2.1.1.1. Formação Botucatu
O nome Botucatu foi introduzido na literatura da Bacia do Paraná por GONZAGA DE CAMPOS, (1889). MÜHLMANN et al., (1974. In: Revisão Estratigráfica da Bacia do Paraná. PETROBRAS, Relatório DESUL - 444, 1974), empregou o nome Botucatu na categoria de formação para designar arenitos eólicos situados imediatamente abaixo dos primeiros derrames basálticos da Formação Serra Geral.
Compreende uma seqüência de arenitos avermelhados, finos a médios, com abundantes estratificações cruzadas. Os grãos apresentam distribuição bimodal, são quartzosos, friáveis, foscos e geralmente bem arredondados. Localmente, e com maior freqüência na parte basal, ocorrem arenitos argilosos mal selecionados.
82
No Estado, a Formação Botucatu ocorre na porção ocidental da Chapada dos Guimarães, onde define uma faixa em arco, voltada para leste. Ainda na chapada, a unidade estende-se por sua borda meridional, de forma descontínua, encoberta por superfície pedogenizada que cobre a superfície planáltica onde instalou-se o Rio das Mortes. Na Folha Dom Aquino - MIR 389, esta unidade ainda ocupa extenso trato na porção meridional da chapada, que ocorre num trend geral oeste-noroeste, a partir das proximidades de Poxoréu até as proximidades de Campo Verde.
Na região da Chapada, o contato inferior dá-se por disconformidade com o Grupo Cuiabá, a Formação Furnas ou ainda sobre a Formação Aquidauana; o contato superior ocorre por inconformidade com os sedimentos Marília, O contato com o Grupo Cuiabá dá-se também, em parte, tectonicamente. Um exemplo de contato por falha pode ser visto junto à falha normal denominada Água Fria.
Um dos afloramentos mais notáveis desta formação na referida chapada, encontra-se junto à conhecida Garganta do Inferno (escarpa estrutural), acessada na estrada que liga as cidades de Cuiabá à Chapada dos Guimarães. A feição escarpada, abrupta, confere o nome dado ao local. Feições erosivas ruiniformes que se instalam sobre o arenito, no local, enriquecem a paisagem (Foto 026).
A Formação Botucatu é aí representada por sedimentos areno-quartzosos, bimodais, de granulometria fina a média, friáveis, predominantemente avermelhados, com estratificações cruzadas de grande porte (decamétricas). A fração mais fina deste arenito é constituída predominantemente por grãos angulosos e sub-angulosos, enquanto que a fração mais grossa é formada por grãos sub-angulosos e arredondados, sendo comum a presença de grãos perfeitamente esféricos, geralmente com superfícies fosca.
Sobre os arenitos desta formação desenvolvem-se solos muitos arenosos, apresentando espessuras médias de 1 a 2 m sendo freqüente a presença de extensos areais, muito susceptíveis a formação de ravinas e voçorocas, com espessuras maiores, de até 5 metros.
A Formação Botucatu também encontra expressiva extensão no divisor planáltico Paraguai/Araguaia, estendendo-se por suas vertentes e escarpas. Apresenta-se sobreposta discordantemente aos termos do Grupo Passa Dois e ao sill de diabásio que ocorre no norte da área, e sotoposta aos basaltos da Formação Serra Geral e arenitos do Grupo Bauru, a sul e a oeste.
No entorno da cidade de Alto Araguaia, foi reconhecido uma grande área com exposição de arenitos Botucatu impactada por processos erosivos concentrados, voçorocamento (Foto 027) e ravinamento, onde observa-se solo espesso, arenoso, friável e poroso. Aparentemente, os arenitos Botucatu, arenosos e friáveis, sobrepostos à Formação Corumbataí, de natureza argilosa e impermeável, retém água subterrânea, a qual ao alimentar as drenagens nas quebras de relevo, torna-se foco natural de processos erosivos que evoluem por piping e solapamento.
Os arenitos são finos e muito finos, bimodais, bem selecionados, grãos bem arredondados e foscos, essencialmente quartzosos, com laminação fina originando estratificação cruzada tabular de grande porte. As cores dominantes são bege e bege rosado, podendo apresentar tons arroxeados devido à silicificação, que ocorre invariavelmente. A homogeneidade da unidade é marcante.
As exposições de arenitos argilosos devem-se à alteração da rocha, com forte componente de hidromorfismo, observada principalmente no vale do Ribeirão Claro. A borda ocidental dos afloramentos, exatamente no contato com o Grupo Bauru, mostra termos
83
areníticos muito finos, com laminação milimétrica destacada por silicificação, originando bandamento fino ou ainda arenitos totalmente silicificados, com nódulos de sílica que desorganizam totalmente a trama original da rocha. Apresentam cores arroxeadas com manchas brancas.
Controles estruturais da unidade não se expressam claramente. Na Serra Preta, ou localmente Serra Vermelha, os contatos com o Grupo Bauru ao longo do vale do Rio Ariranha, com escarpamento das duas unidades, sugere recuo de escarpa de linha falha. Além disso, paredões rochosos obedecem a planos de fraturamento ao longo de toda a escarpa, embora não evidenciem movimentação associada.
A Formação Botucatu desenvolve espessos horizontes pedológicos, com grande domínio de Latossolos e de areias quartzosas. Nas áreas de cobertura laterítica desenvolvem- se tipos pedológicos argilosos. Os perfis lateríticos chegam a atingir de 10 a 15 m de espessura, como na Serra Vermelha.
Os solos arenosos oriundos da unidade são suscetíveis aos processos erosivos mais drásticos, como nas bordas dos planaltos residuais ou em pontos isolados. No entorno da cidade de Alto Araguai, foi delimitada no Mapa Geológico uma grande área impactada por processos erosivos concentrados, com fragilidade natural à erosão, que tende a deixar a situação ainda mais crítica. Aparentemente, os arenitos Botucatu, friáveis e porosos, sobrepostos à Formação Corumbataí, de natureza argilosa e impermeável, acumula água no lençol freático. Esta água, ao alimentar as drenagens nas quebras de relevo, torna-se foco natural de processos erosivos que evoluem por piping e por solapamento das encostas.
A Formação Botucatu também é encontrada ao sul da cidade de Alto Garças, sobreposta em discordância erosiva a termos do Grupo Passa Dois, que afloram em vales, e da Formação Palermo, nas bordas das escarpas. A Formação Marília ocorre sobreposta, em discordância erosiva.
Controles estruturais da unidade não se expressam claramente. Na Serra Preta, ou localmente Serra Vermelha, os contatos com o Grupo Bauru ao longo do vale do Rio Ariranha, com escarpamento das duas unidades, sugere recuo de escarpa de falha. Além disso, paredões rochosos obedecem a planos de fraturamento ao longo de toda a escarpa, embora não evidenciem movimentação associada (Foto 028).
A rodovia BR-364 praticamente limita os solos claros e arenosos do Botucatu ao sul, com os solos argilo-arenosos vermelho-escuros ao norte (Latossolos Argilosos Vermelhos - Escuros). A Formação Botucatu caracteriza-se, no geral, por relevos de colinas amplas, suavemente convexas, com vales amplos, abertos e rasos, ocorrendo bossas de arenitos silicificados que localmente desenvolvem os chamados “cocurutos”.
Presença de ferruginização capeando o solo ou cimentando os arenitos ocorrem ocasionalmente. Os arenitos podem se apresentar silicificados ou não, no geral, apresentam granulometria fina, são quartzosos, de cor bege ou rosada, com estratificações cruzadas tabulares, bom grau de arredondamento e seleção. O solo é arenoso claro e apresenta profundidades variáveis, com espessura estimada em até 5 m.
Em termos de padrão de imageamento distingue-se uma diversidade de relevos compreendendo superfícies ligeiramente aplanadas, de topo tabular, cujos limites podem ser escarpados, colinosos, com drenagem dendrítica ou subdendrítica, parcialmente controlada por estruturas. Apresenta em imagem cor cinza média e textura lisa.
84
3.3.2.1.1.2. Formação Serra Geral
WHITE, (1908), propôs e introduziu a seqüência vulcânica como unidade estratigráfica. O pacote vulcânico já havia sido previamente estudado por DERBY, (1878), e HUSSAK, (1889). Caracteriza-se por espessa seção de lavas basálticas toleíticas, de textura afanítica, coloração cinza escura a negra, amigdaloidal no topo dos derrames basálticos e com desenvolvimento de juntas verticais e horizontais.
Intercalações de arenitos finos a médios, com estratificação cruzada tangencial, correlativos aos arenitos Formação Botucatu, ocorrem principalmente na parte basal da formação, (MÜHLMANN et al., 1974).
No Estado de Mato Grosso esta unidade ocorre de forma descontínua, na forma de franjas, discordantemente por não conformidade sobre a Formação Botucatu, e recoberta pelos sedimentos cretáceos da Formação Marília, Latossolos ou ainda lateritas.
A Formação Serra Geral pode ser verificada no Planalto do Alto Taquari (Serra Vermelha), no extremo sul do Estado, restringindo-se às bordas do planalto e desenvolvendo Latossolos Vermelhos-Escuros Argilosos.
Mais ao norte, ao sul e leste da Serra Vermelha, ocorrem basaltos com estruturas de fluxo horizontalizadas, em faixa com largura variável, sustentando patamar rebaixado no sopé das escarpas. Estima-se que a espessura dos basaltos apresente 12m de espessura.
Basaltos atribuíveis à Formação Serra Geral foram identificados no entorno da Serra Estrela. Apesar de não ter sido observado a unidade basal Botucatu, observou-se arenitos finos, quartzosos, silicificados, intertrapeados com basaltos, que permitiram caracterizar estas rochas como derrames. Também observou-se derrames básicos com estruturas de fluxo e vesículas no topo, com 5 a 6m de espessura.
Na região de Alto Araguaia, estudos efetuados pelo Consórcio Nacional de Engenheiros Consultores S.A. para as Centrais Elétricas do Norte do Brasil S.A. - ELETRONORTE, relacionados aos estudos de viabilidade de construção da Usina Hidrelétrica de Couto Magalhães, no Rio Araguaia, 20 km a jusante da cidade de Alto Araguaia, permitiram a caracterização de três sills de diabásio que receberam a denominação informal de soleira do Alto Araguaia. O primeiro, de sul para norte, ocorre a aproximadamente 1,5 km ao norte da cidade de Alto Araguaia. Pode ser visto na queda d’água onde foi instalada a Usina Hidrelétrica Carlos Hugueney. Este primeiro sill tem ao redor de 20m de espessura e encontra-se encaixado nas formações Irati e Estrada Nova, segundo a estratigrafia utilizada no transcorrer daqueles trabalhos, agrupadas no Grupo Passa Dois neste projeto, que, no local, apresenta-se constituído por siltitos verde - arroxeados. Em época de seca, sobre a ponte que une as cidades de Alto Araguaia – MT e Santa Rita do Araguaia – GO, pode ser visto que o rio torna- se encaixoeirado, correndo sobre diabásios, o que vem a sugerem continuidade deste sill para sul.
De sul para norte, na confluência do Rio Babilônia (GO) com o Rio Araguaia, ocorre um segundo sill encaixado no Grupo Passa Dois (no topo da Formação Irati) e base da Formação Estrada Nova (segundo aquela estratigrafia), com aproximadamente 45 metros de espessura.
Cerca de 8 Km a jusante da base deste sill, na Cachoeira de Couto Magalhães, com aproximadamente 50 metros de queda, pode ser visto o terceiro sill de diabásio, encaixado entre o topo da Formação Aquidauana e base do Grupo Passa Dois (Formação Irati).
85
O padrão de imageamento das rochas intrusivas básicas é dado por tons de cinza médios e textura fina, associado a patamares de relevo muito suave, aplanado, limitados por escarpas.
Na região de Poxoréu e na região falhada das Parnaíbas, a nordeste da cidade de Dom Aquino, observa-se pequena mancha desta unidade. Litologicamente compreende basaltos, apresentando cor cinza escuro e textura afanítica. Nesta área, os solos desenvolvidos nos flancos dos morrotes de basaltos são bem desenvolvidos, argilosos e vermelhos-escuros, com espessuras variáveis entre 1 a 5 m.
Datação radiométrica de um kimberlito da Província Kimberlítica de Paranatinga, datado por GONZAGA & TOMPKINS, (1991), forneceu idade de 121,1 Ma, compatível com o magmatismo Serra Geral. Neste sentido, a intrusão kimberlítica Tamburi (WESKA, 1996), localizado extremidade oriental do quadrante SE da Folha Dom Aquino, com forma sub- elipsóidica, orientado segundo SE-NW, e cujas dimensões principais são de 400 m (maior eixo) e 200 m (direção perpendicular), perfazendo uma área de 5,9 ha, poderia ser correlacionada com este magmatismo, entretanto WESKA, (op. cit.), considera esta intrusão dentro do contexto magmático do Grupo Iporá, significando um evento magmático dissociado e mais jovem que o magmatismo Serra Geral.
Pode-se mencionar ainda uma pequena mancha desta unidade registrada no distrito de Água Fria, localizado na porção NE da Folha Cuiabá. Aparentemente ocorre em uma janela estrutural em meio a sedimentos da Formação Marília. Esta unidade não foi visitada durante os trabalhos de campo, sendo sua presença produto da compilação de dados secundários, no caso, do Projeto RADAMBRASIL Folha SD.21 – Cuiabá, (1982).
3.3.2.1.2. Grupo Iporá
O Grupo Iporá foi definido por GUIMARÃES et al., (1968, apud IANHEZ et al., 1983. In: Projeto RADAMBRASIL Folha SE.22 - Goiânia), que constataram a presença de um grande maciço alcalino no sudoeste de Goiás, região de Iporá, onde foram observados corpos filonianos e maciços, introduzidos em rochas do Complexo Basal e do Devoniano. A composição dos maciços é extremamente variável, mostrando ser um dos mais complexos exemplos de diferenciação magmática. Quanto a natureza da rocha, dividiram o complexo alcalino em dois grandes grupos. O primeiro constituído por rochas plutônicas (ultrabasitos, sienitos e nordmarquitos) e o segundo formado por rochas filonianas (lamprófiros, traquitos traquiandesitos e basanitos).
Análises radiométricas K-Ar efetuadas por HASUI et al., (1971), obtiveram para as rochas vulcânicas de Santo Antônio da Barra idade de 85 8 Ma, como idade do vulcanismo. CORDANI & HASUI, (1975), dataram pelo método K-Ar os corpos de Montes Claros de Goiás e Iporá (Morro dos Macacos), concluindo que teriam se constituído a 90 e 72 Ma, respectivamente. Com um intervalo e idade um tanto variado, está unidade é posicionada no Cretáceo Médio a Superior.
No Estado de Mato Grosso esta unidade tem ocorrência restrita, restringindo-se a pontos isolados alinhados segundo NE, aparentemente condicionados pela falha do Meruri, no município de General Carneiro.
Um dique mapeado na BR-070, a oeste da localidade denominada Paredão Grande, foi correlacionado com esta unidade. Apresenta-se intrudido em arenitos da Formação Aquidauana, desenvolvendo delgada faixa de metamorfismo de contato, com cozimento da rocha arenítica. Tem cerca de 8 m de espessura e disposição espacial a N75W; subvertical com mergulho para NE.
86
Corresponde a uma rocha de matriz afanítica, cinza-escuro, com ripas de feldspato de 1 a 1,5 cm de maior dimensão. Origina discreto lineamento com relevo positivo na direção da intrusão. A partir de dados secundários e interpretativos foram assinalados ao longo da falha do Meruri, com simbologia pontual, possíveis representantes desta unidade.
3.3.2.1.3. Grupo Bauru
A denominação Bauru deve-se a CAMPOS, (1905), que o utilizou para denominar, como “Grez de Bauru” a seção cretácea do oeste do Estado de São Paulo. O termo Bauru teve sua aceitação generalizada desde a proposição por CAMPOS, (op. cit.), atribuindo-se entretanto diferentes categorias estratigráficas como: Grés de Bauru, Arenito Bauru, Série Bauru, Grupo Bauru e Formação Bauru (MÜLHMANN et al., 1974).
O Grupo Bauru compreende uma seqüência supra - basáltica, constituída de conglomerados, arenitos e calcários de cores avermelhadas e róseas. Aflora nos estados de São Paulo, Minas Gerais, Goiás e Mato Grosso. O conteúdo fossilífero é constituído, principalmente, por crocodilia, dinossauria e quelonia sendo que o gênero Titanossaurus, permitiram a VON HUENE conferir aos sedimentos Bauru idade cretácea superior (OLIVEIRA, 1939 apud MÜLHMANN et al., op. cit.). No Estado de Mato Grosso, a primeira informação sobre a ocorrência de fósseis répteis coube a ROXO, (1937, apud WESKA, 1996)
Os estudos geológicos e estratigráficos mais recentes acerca da geologia do Grupo Bauru no Estado do Mato Grosso devem-se a WESKA, (1987, 1996a), WESKA et al., (1988, 1991,1992, 1996 b, 1996), e COIMBRA, (1991). WESKA, (1987), e WESKA et al., (1988), subdividiram o Grupo Bauru da região da Chapada dos Guimarães nas fácies Quilombinho (basal), Cachoeira do Bom Jardim (intermediária) e Cambambe (topo), as quais teriam sido depositadas a partir de leques aluviais, em páleo - relevo do tipo meio-graben, sob condições climáticas áridas a muito áridas. Levantamentos de campo subsequentes, sob supervisão daquele autor, identificaram diversas ocorrências de rochas basálticas intercaladas aos sedimentos, assim como de diques. Foi também encontrado e mapeado uma intrusão kimberlítica, sub – elíptica, com 400 m ao longo do eixo maior, encaixados em arenitos da Formação Aquidauana, denominada de Tamburi.
Segundo GIBSON et al., (no prelo, apud WESKA, 1996), que investigaram pormenorizadamente os basaltos, trata-se de basaltos alcalinos do tipo Ocean Island Basalts – OIB, e determinações geocronológicas pelo método Ar/Ar, resultaram numa idade 83,9 Ma 10,4 Ma mostrando não haver nenhuma identidade com os basaltos da Formação Serra Geral, nem com as rochas básicas ultrabásicas do Grupo Iporá. GIBSON, (op. cit.), preconiza que estes estão associados com atividade de pluma mantélica (Pluma de Trindade), sob o continente sul-americano. WESKA, (1996), redefiniu como edificadores do Grupo Bauru, para a região compreendida pelos municípios de Dom Aquino e Poxoréu e as localidade de Paredão Grande e da Colônia indígena do Meruri, da base para o topo, as formações Paredão Grande, Quilombinho, Cachoeira do Bom Jardim e Cambambe.
De acordo com a proposta daquele autor, “a Formação Paredão Grande é constituída por rochas equivalentes a basaltos do tipo OIB, datados de 83 0,4 Ma pelo método Ar40/Ar39, englobados na Província Ígnea de Poxoréu e resultantes da atividade da Pluma de Trindade sob o Estado de Mato Grosso. As Formações Quilombinho, Cachoeira do Bom Jardim e Cambambe, de idade cretácea superior, são constituídas por sequências cíclicas de conglomerados, arenitos e argilitos conglomeráticos. A Formação Quilombinho é vulcano derivada contendo mais de 90% de clastos da Formação Paredão Grande; a Cachoeira do Bom Jardim possui por volta de 50,0% desse tipo de clastos vulcânicos, e destaca-se pela presença de calcretes. A Cambambe, quase desprovida de clastos vulcânicos, caracteriza-se pela presença de silcretes”.
Apesar da proposta de WESKA, op. cit., manteve-se neste trabalho a denominação “Formação Marília” como preconizada pelo IBGE/SUDAM, 1990.
87
3.3.2.1.3.1. Formação Marília
As primeiras considerações a respeito da Formação Marília devem-se a ALMEIDA & BARBOSA, (1953), quando, no Estado de São Paulo, definiram-na para representar sedimentos ricos em cimento calcífero, amplamente fossilíferos, ocorrentes na parte superior da “Série” Bauru. A unidade foi descrita composta por arenitos grosseiros a conglomeráticos, matriz calcífera, ocorrência em bancos com espessura média de 1 a 2 m, maciços ou com acamamento incipiente sub-paralelo e descontínuo, raramente apresentando estratificações cruzadas de médio porte, com seixos concentrados nos estratos cruzados.
As condições de aridez são responsáveis por calcretização e silcretização, especialmente na região de São Paulo, Goiás e Minas Gerais. Neste aspecto, quando o cimento e os nódulos de carbonato de cálcio são abundantes, é possível utilizá-los como corretivo de solos, desde que blendados com calcários magnesianos. A presença de calcretes de águas subterrâneas no Triângulo Mineiro representa, na região, importante fonte de calcário para cimento.
A grande variação composicional apresentada pelo Grupo Bauru é reflexo da diversificação de áreas - fonte. No Estado de Mato Grosso, GONÇALVES & SCHNEIDER, (In: Geologia do Centro Leste de Mato Grosso. PETROBRAS, 1970), grosso modo, distinguem duas fácies: uma inferior, constituída por arenitos argilosos e calcíferos, conglomerados de matriz argilosa abundante e lentes de calcário; e uma superior, essencialmente arenosa.
A Formação Marília ocorre na porção leste do Estado, na forma de manchas descontínuas e isoladas, distribuídas caoticamente pela Bacia do Paraná, apresentando as melhores exposições no bordo ocidental da bacia. Ocupa posições cimeiras em extensos chapadões como na Chapada dos Guimarães e no sudeste do Estado, no interflúvio Itiquira- Correntes e seus vales, avançando pela Serra São Jerônimo, a oeste; e na Serra da Jibóia, ao norte, em posições cimeiras de relevos planálticos. Ocorre também sustentando chapadões menores que ocorrem no interior da bacia, como na Serra dos Índios ou ainda em armadilhas tectônicas que a preserva da erosão. Encontra-se sobreposta por discordância erosiva a termos dos Grupo Cuiabá, das formações Aquidauana, Palermo, Grupo Passa Dois e Formação Botucatu, e sotoposta a espessa superfície pedogênica paleogênica, representada por Latossolos Argilosos Vermelhos-Escuros.
Na Chapada dos Guimarães, a unidade pode ser observada nas porção cimeiras, nos bordos meridional e setentrional, limitada por escarpas erosivas, onde afloram as melhores exposições da unidade. Constitui-se essencialmente por sedimentos siliciclásticos, arenosos, depositados em ambiente continental árido. Apresentam granulação fina a média, localmente com níveis conglomeráticos; não raro observa-se silcretização em seus termos, com o aparecimento de nódulos silexíticos. Os níveis conglomeráticos podem apresentar seixos, calhaus e mesmo matacões de arenitos, de rochas básicas maciças ou amigdaloidais e nódulos de silexitos. Depósitos coluvionares onde os clastos dos litotipos acima acham-se dispersos em meio à matriz argilo-arenosa, podem ocorrer associados a encostas mais íngremes, sustentadas pela Marília. A origem deste material básico está, provavelmente, relacionada à Formação Serra Geral, que, conforme mencionado acima, ocorre de maneira discreta na região.
Estes sedimentos quando não litificados ou cimentados são friáveis e a ocorrência de processos erosivos é facultada na forma de voçorocas e ravinas, associadas geralmente a encostas de vales e desenvolvidas paralelamente ao traçado de estradas.
No extremo sudeste do Estado, ocupa as posições cimeiras do interflúvio Itiquira- Correntes e seus vales, avança pela Serra São Jerônimo, a oeste; e Serra da Jibóia, ao norte, em posições cimeiras. Aflora nas escarpas da Serra Petrovina e no fundo de vales suaves que
88
ocorrem no topo do chapadão, que se estendem para leste; nas rupturas sustentadas por laterita da Serra São Jerônimo e extensões para leste, na Serra Bogovira.
Os litotipos da Formação Marília na área reúne arenitos, conglomerados e arenitos silicificados, com níveis de silcretes intercalados, à semelhança do observado na Chapada dos Guimarães. Os arenitos mostram granulometria predominantemente fina, com termos médios e grossos subordinados. São quartzosos, ocasionalmente feldspáticos e mesmo com alguma mica. Ocorrem em bancos decimétricos alternados, maciços ou com laminação grossa, ricos em estruturas fluviais, principalmente estratificação cruzada acanalada. Geralmente são silicificados. As cores amarronzadas são características. Quando alterados, a cimentação origina material argiloso esbranquiçado. O selecionamento tende a bom, embora variado, tanto quanto o arredondamento dos grãos. As melhores exposições apresentam acamamento horizontalizado.
Uma feição característica das exposições Marília é a presença de silcretes. São comuns os aglomerados silicosos envolvendo grãos e clastos maiores, dispostos segundo a estratificação plano-paralela. Ocorrem também sob a forma de nódulos formando horizontes intercalados aos estratos laminados. A coloração esbranquiçada e a sustentação de bossas e rupturas do relevo são notórias.
Os conglomerados mostram características que variam localmente. São comumente silicificados, de cor marrom e marrom - arroxeada, ricos em matriz, com grânulos, seixos e blocos polimíticos. Clastos de quartzo e sílica amorfa são predominantes, com tamanhos mais comuns entre 1,5 e 6,0 cm, variando para cada local. O arredondamento é muito variado. A matriz é abundante, com argila e areia grossa a média. Muito raramente a silicificação deixa preservada as estruturas fluviais, principalmente estratificações cruzadas e feições de granodecrescência internas aos pacotes.
A Formação Marília ainda pode ser reconhecida na Serra dos Índios, mais ao oeste, nas cabeceiras do Rio das Mortes, ocupando extenso chapadão de relevo suavemente ondulado e vales abertos e rasos, com raros afloramentos, sotoposta a solos lateríticos e argilosos da Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização, e sobreposto à Formação Aquidauana e, restritamente, à Formação Ponta Grossa, em discordância erosiva. Constitui-se predominantemente de arenitos finos e muito finos com contribuição de fração média, quartzosos, ocasionalmente feldspáticos, mal selecionados, grãos geralmente de bom arredondamento, em bancos maciços e mais raramente com estratificação cruzada acanalada e de cores arroxeadas com mosqueamento de alteração. A silicificação é uma característica marcante. Intercalam-se níveis de silexitos aglomeráticos com pequenos geodos, particularmente notáveis nas cabeceiras do Ribeirão Itaquerê, onde sustenta escarpa com quase uma dezena de quilômetro.
Os solos desenvolvidos pela unidade são essencialmente arenosos e quartzosos, basicamente residuais, com espessuras superiores a 2 m, tendo-se observados perfis com até 4 a 5 m de espessura, não raro com o desenvolvimento de extensos areais, que possibilitam processos erosivos, com ravinamento presente em grande quantidade e algumas voçorocas, que atingem proporções de centenas de metros de comprimento e profundidade métrica. A maioria dos processos são originados por águas servidas.
Em termos de imageamento, caracteriza-se por relevo tabular em superfície elevada, com baixo grau de dissecação, padrão de drenagem sub-dendrítica, fracamente estruturado, tonalidade cinza-escura e textura lisa, limitada normalmente por escarpas erosivas com desníveis observados no campo em torno de 100 m.
89
3.3.2.2. Bacia dos Parecis
Na porção central do Estado localiza-se uma das mais expressivas regiões geomorfológicas do país – o Planalto dos Parecis, que interpõe-se como um divisor de águas das bacias do Amazonas e do Paraguai. Nesta região, que compreende os altos cursos das bacias hidrográficas dos rios Juruena, Teles Pires e Xingu, desenvolveu-se extensa sedimentação continental cretácea, cujo registro contínuo alarga-se por cerca de 1.100 km no sentido leste-oeste, e por aproximadamente 430 km no sentido norte-sul. Esta sedimentação é enfeixada no Grupo Parecis que reúne as formações Salto das Nuvens e Utiariti. Além do Grupo Parecis, contribuiu para a edificação da bacia, em superfície, os basaltos da Formação Tapirapuã, que se apresentam em parte intertrapeados com arenitos e conglomerados da Formação Salto das Nuvens, conforme relataram BARROS et al., (1982).
A Bacia dos Parecis, embora aqui tratada na Era Mesozóica, devido aos sedimentos e lavas mesozóicos que afloram em superfície; SIQUEIRA & TEIXEIRA, 1993, referem-se a esta bacia, juntamente com a do Solimões e Paraná, para se referenciar as três bacias paleozóicas brasileiras adjacentes à depressão andina, e mencionam que a Bacia dos Parecis apresenta preenchimento sedimentar, em sua maior parte Paleozóico e, secundariamente, Mesozóico e Cenozóico. Adicionalmente, reconhecem derrames de basaltos, diques e soleiras de diabásios e chaminés kimberlíticas.
Relatam que os sedimentos são principalmente siliciclásticos, porém as seqüências tidas como paleozóicas, no caso marinhas e lacustrinas, contém alguns calcários e evaporitos, e as seqüências mesozóicas/cenozóicas são de caráter fluvial e eólico.
O depocentro paleozóico (SIQUEIRA & TEIXEIRA, 1993), foi inferido a partir da coincidência do mínimo gravimétrico (-80 mgal) de BREVILLE, (1977, apud SIQUEIRA & TEIXEIRA, 1993), com a área de mínimo suportada na região da Chapada dos Parecis (Figura 001). Interessante notar que a área de mínimo gravimétrico vem coincidir com a superfície de aplainamento paleogênica preservada (item 3.3.3.1), o que se apresenta como uma evidência de que importantes movimentos de blocos se sucederam após o rompimento desta superfície, presumivelmente acompanhando zonas de fraqueza, e modificaram o arcabouço estrutural da bacia. Nesse sentido, o grande lineamento NNW, definido pelo Rio Arinos que separa a bacia hidrográfica Xingu, mais provavelmente reflita a uma grande descontinuidade, possivelmente o eixo de um arco erodido, promovendo a compartimentação da Bacia Parecis em duas sub- bacias, a leste, a Bacia do Alto Xingu e, a oeste, a Bacia da Chapada dos Parecis.
90
FIGURA 002 GEOLOGIA SIMPLIFICADA E GRAVIMETRIA NA BACIA DOS PARECIS
FONTE: SIQUEIRA & TEIXEIRA, 1993
Em adição, de acordo com BRAGA & SIQUEIRA, (1995), o substrato da bacia é estruturado evidenciando horsts e grabens (Figura 003). Linhas sísmicas levantadas em 1992 permitiram a visualização da porção mais profunda da bacia no Estado de Mato Grosso, demonstrando de 7,0 a 7,5 km de espessura de sedimentos. Os sedimentos que preenchem o graben de Pimenta Bueno é o principal alvo para a geração de hidrocarbonetos, e na porção mais profunda do graben, denominado baixo gravimétrico de Salto Magessi, o poço estratigráfico 2-SM-1-MT, perfurado em 1995, apresentou 5.779 m de sedimentos horizontais sem vulcânicas. A partir de 3.972 m, foram perfurados dois níveis de carbonatos, o primeiro com 618 m de espessura.
91
FIGURA 003 MAPA DE CONTORNO DE PROFUNDIDADES DO EMBASAMENTO (INTERVALO DE CONTORNO: 500 M) E INTERPRETAÇÃO DOS PRINCIPAIS LIMITES ESTRUTURAIS
FONTE: BRAGA E SIQUEIRA, 1995
3.3.2.2.1. Formação Tapirapuã
Na região centro-oeste de Mato Grosso são descritos derrames vulcânicos básicos que sustentam a Serra de Tapirapuã. As rochas que ali ocorrem foram primeiramente citadas nos trabalhos de EVANS, (1894), que relatou a existência de basaltos grosseiros, aproximando-se de um dolerito. A unidade distribui-se continuamente por cerca de 115 km, desde a Cachoeira Salto das Nuvens, no Rio Sepotuba, a oeste, até cerca de duas dezenas de quilômetros a leste de Arenópolis.
ALMEIDA, (1964), relatou que a Serra de Tapirapuã é constituída por derrames basálticos, com leve inclinação para norte ou noroeste, tendo sua maior espessura na parte sul, com 310 m, reduzindo-se a uns 35 m no vale do Rio Santana. FIGUEIREDO et al., (1974. In: Projeto Alto Guaporé, DNPM/CPRM, 1974), descrevem que a Formação Tapirapuã é formada por derrames de granulação muito fina, de cor cinza chumbo, classificadas como basaltos, que nas cabeceiras do Rio Angelim mostram-se ricas em amígdalas de 2 cm de diâmetro.
Datações radiométricas K-Ar em três amostras apresentaram valores de 123 13 Ma, 126 4 Ma e 112 4 Ma possuindo boa concordância entre si e interpretadas como próximas da época da sua formação (Projeto RADAMBRASIL, Folha SD.21 – Cuiabá, MME, 1982).
A unidade é constituída dominantemente por basaltos, formando um planalto escarpado, onde situa-se a cidade de Tangará da Serra. Localmente desenvolve-se solo laterítico, onde pode-se constatar uma crosta laterítica desmantelada, com espessura da ordem de 1 m, seguida por pisólitos e fragmentos de basaltos (saprolito) na base do perfil laterítico.
Os basaltos no contato com os arenitos da Formação Salto das Nuvens podem se apresentar amigdaloidais. Esta peculiaridade é mais facilmente observável na porção ocidental do corpo. No geral, o basalto é de granulação fina e de cor preta, maciço e com fraturas de
92
alívio de tensão. Com base em diferença de cota por altímetro, o desnível máximo obtido foi de 120 m relativos à unidade, na Folha Nova Olímpia – MIR 371.
No contexto da Folha de Rosário Oeste - MIR 372, a Formação Tapirapuã recobre a Formação Diamantino e é recoberta pela Formação Salto das Nuvens. Compreende basaltos afaníticos e tem uma espessura média da ordem de 80 a 100 m. Apresenta falhamentos de gravidade, onde parte da Formação Diamantino, que é subjacente ao basalto, fica lado a lado com o topo dos basaltos conforme observado ao norte da cidade de Nortelândia.
Os solos são residuais, argilosos, vermelhos e localmente lateríticos, com espessura variável de 1 a 5 m. Existem áreas com restos de arenitos e conglomerados da Formação Salto das Nuvens, que propiciam solo arenoso em meio ao solo argiloso, originado dos basaltos.
Em termos de padrão de imageamento as feições características da unidade mostram relevo plano, levemente ondulado, com padrão de drenagem sub-dendrítica e densidade média. O limite sul da unidade é representado por escarpa festonada. A textura é lisa e a tonalidade é cinza-escura.
Quanto aos aspectos ambientais e geotécnicos, na escala de observação, não se detectaram processos de erosão concentrada ou instabilizações associadas a esta unidade, a não ser instabilizações de encostas decorrentes de gradientes topográficos acentuados e de escarpas.
3.3.2.2.2. Grupo Parecis
Esta unidade caracteriza a seqüência sedimentar clástica de idade cretácea, que edifica a porção aflorante da Bacia dos Parecis. Foi subdividida por BARROS et al., (1982), nas formações Salto das Nuvens (basal), caracterizada pelo maior conteúdo de camadas conglomeráticas e Utiariti (superior), que compreende um predomínio de cobertura arenosa. Não raro, silcretização ocorre em ambas formações.
3.2.5.2.2.1. Formação Salto das Nuvens.
Os sedimentos da Formação Salto das Nuvens representam a unidade inferior do Grupo Parecis. As melhores seções tipo ocorrem nas imediações da queda d’água denominada Salto das Nuvens, localizada no Rio Sepotuba, na sede da Fazenda Santa Amália, situada à 16,4 km de Tangará da Serra. De acordo com BARROS et al., (1982. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SD.21 – Cuiabá, MME, 1982), sua deposição inicia-se por conglomerados petromíticos de matriz argilo-arenosa conglomerática, arcoseana, vermelha, possuindo na fração rudácea seixos, calhaus e blocos das mais variadas litologias e formas (alguns facetados e triangulares), intercalados por lentes de arenitos vermelhos, granulometria fina a conglomerática, mal classificados, compostos por quartzo e feldspato alterado (arcóseo), ilmenita e magnetita (minerais pesados) e minerais de baixa estabilidade (epidoto, hornblenda). A espessura da unidade é estimada em 330 m, com base em diferença altimétrica, ao longo da MT-358 (Projeto RADAMBRASIL, Folha SD.21 – Cuiabá, 1982).
No âmbito do Estado, ocorre como uma estreita franja que contorna a bacia, sendo que seu contato inferior dá-se, por não conformidade, com diversas unidades litoestratigráficas, e.g. o Complexo Xingu a oeste, Grupo Iriri ao norte, coberturas sedimentares do Proterozóico Médio, Grupos Serra do Rio Branco, Cuiabá, Alto Paraguai e com a Formação Tapirapuã, ao longo do reverso da Serra de Tapirapuã. Superiormente, passa gradacionalmente para a Formação Utiariti.
93
Nos mapeamentos anteriormente efetuados, a Formação Salto das Nuvens apresenta-se com uma abrangência espacial muito superior ao que foi cartografado neste projeto. Embora tenha sido verificado em campo os litotipos que definem a unidade nos bordos da Bacia Parecis, em grandes extensões de seu interior, como no vale do Rio Arinos, não se caracterizou a associação típica da unidade basal (presença marcante de conglomerados) como anteriormente definido pelo Projeto RADAMBRASIL, optando-se por representar esses sedimentos como pertencentes à Formação Utiariti, que a recobre.
No geral, corresponde a arenitos de granulometria fina a média, mal classificados, com cores variando de amarelado a avermelhado, ocorrendo, com maior ou menor freqüência, níveis de conglomerados ou de arenitos conglomeráticos, intercalados na unidade. Estratificação cruzada de grande porte com seixos esparsos nos planos de fore sets das camadas, não é uma feição rara. Estes arenitos podem se apresentar silicificados, como na região de Nova Alvorada, Município de Colorado, com a presença de nódulos de calcedônia (silcretes), e relevo constituído por colinas e morros, medianamente dissecados, com campos de matacões de arenitos aflorando nas encostas. Esta sedimentação basal é admitida de corresponder a depósitos de fanglomerados.
No contato com a Formação Tapirapuã, apresenta, na base, arenitos com fragmentos e blocos de basalto alterado, passando superiormente para leitos de conglomerados com seixos de quartzo, onde o maior diâmetro observado foi da ordem de 10 cm.
Acompanhando os bordos da bacia, observa-se uma tênue quebra de relevo na passagem da Formação Utiariti para a Formação Salto das Nuvens. Com relação ao contato inferior, as estruturas lineagênicas e as formas de relevo das unidades subjacentes, permitem o traçado dos limites da unidade. Os solos são arenosos, incoesos e friáveis, com espessuras variáveis da ordem de metros, redor de 1 a 4 m, ou mesmo maiores. As espessuras diminuem significativamente nas proximidades com bordos serranos. Os solos apresentam-se frágeis quanto ao desenvolvimento de processos erosivos concentrados. Apesar da estreita faixa de afloramentos, ravinas profundas foram identificadas nos limites ocidentais da bacia, onde verdadeira escarpa estrutural limita o Planalto dos Parecis dos terrenos rebaixados do Complexo Xingu. À esta escarpa estrutural, que separa a Chapada dos Parecis da Bacia do Guaporé, sugere-se a denominação de Escarpa Estrutural do Guaporé.
Dentre as características de imageamento que permitem individualizar a Formação Salto das Nuvens, ressaltam-se os relevos medianamente dissecados, com interflúvios médios de topos tabulares ou colinosos e drenagens com vales largos e de fundo chato. O padrão de drenagem é sub-dendrítico com média densidade e controle estrutural localizado. A tonalidade é cinza média e a textura lisa.
3.3.2.2.2.2. Formação Utiariti
De acordo com BARROS et al.,(1982. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SD.21 - Cuiabá. MME 1982), os sedimentos da Formação Utiariti constituem a unidade superior do Grupo Parecis. É constituída, na sua quase sua totalidade, por sedimentos arenosos de cores variegadas nas matizes de branca, amarela, roxa e avermelhada, depositados em bancos maciços e espessos; e, localmente, com estratificações cruzadas de pequeno porte. Apresentam composição essencialmente quartzosa e feldspática, sendo esta última em percentagens variáveis em direção ao topo, onde chegam até a desaparecer. Apresenta três frações de grãos de quartzo, fina, média e grossa, com predominância das duas primeiras; observa-se, nas porções mais basais, a presença de seixos de quartzo com distribuição esparsa. De modo geral, os grãos de quartzo são bem arredondados e com boa esfericidade possuindo superfície hialina e fosca. Encontra-se em contato gradacional com a Formação Salto das Nuvens subjacente e recoberta pela unidade edafoestratigráfica, aqui denominada,
94
Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização, que ocorre nas superfícies de topo da Chapada dos Parecis.
Diante dos trabalhos efetuados, esta unidade apresenta-se com extensa distribuição na Bacia dos Parecis, muito superior ao anteriormente cartografado pelo Projeto RADAMBRASIL e seguidores. Isto pode ser atribuído a duas causas: a primeira diz respeito às grandes extensões de sedimentos anteriormente enfeixados como Formação Salto das Nuvens (e.g. vales dos rios Arinos e do Sangue) e que foram agrupados na Formação Utiariti, por não ter sido reconhecido um critério estratigráfico ou mesmo feição interpretativa que permitisse a distinção destes sedimentos, daqueles atribuídos à Formação Salto das Nuvens. A segunda, diz respeito à grande unidade que vinha sendo sistematicamente cartografada sob a denominação de “Coberturas Detrito -Lateríticas Neogênicas _ “Tndl”, recobrindo a Bacia Hidrográfica do Xingu, e que os trabalhos ora efetuados verificaram corresponder a Latossolos Vermelho - Amarelos, que se desenvolvem diretamente sobre os sedimentos arenosos, sistematicamente agrupados na Formação Utiariti.
Admite-se, para essa extensa área Utiariti, a possibilidade de comportar outras subdivisões, porém o caráter eminentemente siliciclástico, psamítico e continental desses sedimentos, que confere grande homogeneidade ao pacote, não permitiu, na escala de trabalho adotada, elaborar compartimentações de maior detalhe.
Morfologicamente observa-se que o contato na porção setentrional da Bacia Parecis, representada pelos sedimentos da Formação Utiariti com as infracrustais cratônicas, dá-se por uma superfície aplanada, que suavizam as formas de relevo, muito freqüentemente não permitindo uma identificação de imediato do substrato geológico. Tal situação é oposta ao que se observa na porção meridional da bacia, onde seu contato inferior, em diversas situações, vem acompanhado de quebras positivas de relevo.
Dominantemente observam-se sedimentos arenosos, quartzosos finos, com grãos arredondados com quantidades variáveis de feldspato presentes, podendo apresentar pequenos níveis conglomeráticos. Os arenitos apresentam-se em bancos maciços ou com estratificação cruzada de baixo angulo. Morfologicamente desenvolvem colinas de topos arredondados e interflúvios amplos, ou relevo tabular com vales amplos e pequena incisão de drenagem.
Na Chapada dos Parecis, não raro observam-se níveis com 1 a 2 metros de espessura, com nódulos de caulinita com diâmetro entre 5 a 8 cm. Por vezes, a caulinita preenche fraturas mostrando o caráter epigenético das mesmas. Estes nódulos, pela rigidez que apresentam, comumente são utilizados para cascalhamento de estradas. Quando os Latossolos Vermelhos-Escuros recobrem os sedimentos Utiariti, percebe-se que este nível concrecionário encontra-se sob a crosta laterítica que os latossolos apresentam na base, numa situação sugestiva de processos geoquímicos associados (laterização e formação dos nódulos cauliníticos). Níveis com concreções de caulinita também foram observados em locais onde os Latossolos foram removidos por erosão, porém estratigraficamente em posição imediatamente subjacente à crosta laterítica.
De forma um tanto generalizada, devido a falta de matriz ou cimento, a desagregação os sedimentos Utiariti é muito grande, razão pela qual formam-se espessos solos arenosos, frágeis a processos de erosão concentrada, que resulta no aparecimento de ravinas e voçorocas (Foto 029), mesmo em áreas de relevo tabular. O aparecimento de feições erosivas concentradas é muito dependente do tipo de solo que recobre os sedimentos e do tipo de uso destinado. Assim, no seu bordo ocidental (Vale do Arinos), onde predominam solos arenosos, processos e feições erosivas foram verificadas com maior freqüência, do que quando esses sedimentos estão cobertos por Latossolos Vermelho – Amarelos. Nos solos arenosos
95
observou-se que tufos de capim do cerrado funcionam como verdadeiros bloqueadores dos processos erosivos (Foto 030), devido a retenção dos grãos de areia.
Os fatores que desencadeiam feições erosivas estão ligados predominantemente a duas causas. Percolação por água servida de estradas, que iniciam o processo erosivo; e a retirada de material de empréstimo, que como regra geral é composto por laterita, aqui no sentido de sedimentos ferruginizados ou crostas duras, que após remoção expõem sedimentos porosos e friáveis, frágeis a processos erosivos. No entorno das escavações iniciam-se os processos erosivos, muitas vezes independentemente da declividade.
A região de Juína, anteriormente mapeada como pertencente à Formação Salto da Nuvens, neste projeto, reuniu-se os sedimentos ali presentes como pertencentes à Formação Utiariti. Ao sul de Juína ocorre cluster kimberlítico conforme HARALYI, (1990), desse modo, forçosamente, tem-se de admitir que as chaminés cortaram a coluna do Grupo.
Os depósitos diamantíferos lavrados na região estão associados a depósitos atuais e antigos terraços, estes últimos em menor intensidade devido aos menores teores verificados. Apesar da inexistência de trabalhos específicos para esta área, especulativamente admite-se a hipótese dos sedimentos cretáceos servirem como fonte intermediária aos depósitos de mineralizados; hipótese esta que muito amplia a área potencial para diamantes.
O padrão de imageamento caracteriza-se por relevos suavemente dissecados e de interflúvios amplos (Foto 031). Apresentam textura lisa e baixo grau de estruturação. No geral, no bordo ocidental da Bacia Parecis, os solos oriundos desta unidade são arenosos e espessos, da ordem de 3 a 5 m, ou mesmo superiores; enquanto que, no bordo oriental (bacia hidrográfica do Xingu), os solos também são espessos, mas apresentam quantidades variáveis em argila.
3.3.2.3. Intrusivas Ponta do Morro
As rochas que fazem parte das Intrusivas Ponta do Morro foram inicialmente descritas por LUZ et al., (1980. In: Projeto Coxipó, Final - Fase I. DNPM/CPRM), no conjunto denominado “Intrusivas Ácidas e Intermediárias de Mimoso”, e atribuída uma possível associação com o evento magmático do Granito São Vicente.
O Projeto RADAMBRASIL, (Folha SE.21 – Corumbá, 1982), constatou tratarem-se de duas unidades de rochas ígneas, física e geocronologicamente distintas. As Intrusivas Ponta do Morro representam associação de composição dominantemente alcalina, que inclui granitos, quartzo monzonitos, sienitos pórfiros, microsienitos e nordmarkitos.
Estudos geocronológicos efetuados por DEL’ ARCO et al., (1982. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SE.21 - Corumbá, MME, 1982), pelo método Rb/Sr, permitiram a elaboração de uma isócrona com 84 6 Ma e razão inicial 0,709 0,002. Apesar de conter apenas três pontos, a isócrona foi considerada de confiabilidade, considerando-se a colinearidade dos pontos observados, bem como a distribuição espacial dos pontos.
Os trabalhos aqui efetuados identificaram a ocorrência de rocha granítica de granulação média a grossa, equigranular, isótropa, de coloração esbranquiçada a amarelada, composta por quartzo, feldspato, hornblenda e biotita, associada com sienito de cor esverdeada, composto por feldspato e anfibólio de granulação fina a média, isótropo e equigranular. Estas rochas dispõem-se na forma de blocos e lajeiros no local conhecido como Ponta do Morro, de abrangência espacial bastante restrita.
96
Duas amostras foram coletadas e estudadas por microscopia ótica (FA-404-08a,b). A primeira correspondeu a sienogranito e com características hipersolvus. A segunda amostra correspondeu a um hornblenda-quartzo sienito.
3.3.2.4. Intrusivas Básicas Tipo Juína
Na Folha de Juína MIR 317, no entorno da cidade homônima, tanto em área de exposição do Complexo Xingu, como dos sedimentos arenosos da Formação Utiariti, foram constatados a presença de corpos intrusivos básicos formando soleiras, que análises de microscopia ótica constataram tratarem-se de mangerito, jotunito, olivina gabro norítico e hiperstênio quartzo sienito (ou mangerito).
Análises petrográficas de outros termos básicos intrusivos nas infracrustais cratônicas, em outras porções do Estado, como nas folhas Rio São João da Barra – MIR 273 (PC-273-148), Tapaiuna – MIR 298 (PC-298-41) e Rio Comandante Fontoura MIR 302 (DP- 302-31 e DP-302-58), revelaram a assembléia petrográfica acima descrita, sugerindo que esta atividade magmática atingiu diferentes sítios dentro do Cráton do Guaporé. Admite-se que essas rochas façam parte de um processo de reativação mantélica de idade eocretácea, pois as mesmas encontram-se intrusivas na Formação Utiariti, assim como encontram associação espacial com áreas sabidamente portadoras de clusters kimberlíticos.
Quando tais magmatitos encontram-se intrudidos em sedimentos cretáceos, o posicionamento cronológico e a correlação litoestratigráfica são favorecidos, o que não se verifica quando tais corpos encontram-se intrudidos em terrenos proterozóicos/arqueanos, que não permite o posicionamento cronológico do magmatito, passando a correlação primeiro por uma caracterização petrográfica mais precisa, para posterior ilação cronolitoestratigráfica.
Em termos de padrão de imageamento são praticamente imperceptíveis, sendo a ocorrência de tais rochas derivada diretamente do controle de campo. De modo geral originam solos argilosos de coloração avermelhada, espessuras variáveis da ordem de metros (1 a 3m), elevada fertilidade natural em especial quando comparado com os solos arenosos das unidades sedimentares agrupadas no Grupo Parecis.
3.3.3. Cenozóico
Os terrenos cenozóicos, pela extensão superficial que ocorrem, apresentam uma posição de destaque no Estado de Mato Grosso, ocupando as grandes depressões do Guaporé, do Alto Paraguai e do Araguaia.
Estas depressões são admitidas de originarem-se como reflexo da orogênese andina (SHIRAIWA, 1996), em que a placa litosférica cavalgante sobre a zona subductante, e sob a pressão litostática formada pelos sedimentos da dala cisandina, levaria a inflexão da placa litosférica em sua porção interiorana, em regime extensional, e, como decorrência dessa inflexão, ter-se-ia erosão e abatimentos com a promoção de depressões interioranas, no caso as bacias do Guaporé e Pantanal.
A Bacia do Araguaia, caracterizada como uma fossa tectônica por HALES, (1981), é presumível de apresentar uma evolução similar, em que fatores induzidos pela orogênese andina levaram a implantação da fossa.
Não de menor importância revestem-se os paleossolos que recobrem extensos platôs em planaltos sedimentares, como os observados nas Chapadas dos Parecis e dos Guimarães, cuja origem é atribuída essencialmente à conjugação da estabilidade tectônica e mudanças
97
climáticas que promoveram o aparecimento da unidade edafoestratigráfica, aqui denominada de Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização. O reconhecimento deste Paleossolo, que se constitui na superfície cimeira no Estado, quiçá no continente sul- americano, permite a reconstrução geomorfológica, nitidamente ligada à neotectônica, de presença marcante no Estado.
Inserido dentro da sedimentação cenozóica, foi ainda identificado algumas coberturas conglomeráticas passíveis de mapeamento na escala adotada e que foram identificadas na região de Juína e São José do Rio Claro, as quais foram reunidas indistintamente sob a denominação de Coberturas Conglomeráticas Indiferenciadas, com origem atribuída à reativação tectônica. Insere-se ainda na sedimentação cenozóica as formações Xaraiés, Pantanal, Guaporé, Bananal, as Coberturas Detríticas Laterizadas, as Aluviões Antigas Indiferenciadas e as Aluviões Atuais.
3.3.3.1. Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização
A unidade edafoestratigráfica Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização, apresentada neste relatório, é definida como conseqüência de processos exógenos que tiveram origem ligada à extensa Superfície de Aplainamento Sul Americana, em período de grande estabilidade tectônica, quando os processos de pedogenização e diferenciação de horizontes lateríticos predominaram sobre os processos morfogênicos.
Tem ocorrência típica na Chapada dos Parecis e Chapada dos Guimarães, recobrindo as formações Utiariti e Marília, unidades superiores das bacias do Parecis e do Paraná respectivamente e, em menor extensão, sobre a as formações Furnas e Ponta Grossa, na Serra de São Jerônimo (Bacia do Paraná) e, de maneira localizada, capeia a Formação Diamantino no entorno da cidade homônima, embutida dentro da Província Serrana.
O material relativo a esta unidade corresponde à porção soft dos perfis lateríticos, com material eminentemente argiloso, cor vermelha-escura, sem estruturação ou segregações de ferro, quanto muito concreções da ordem de 1 a 2 mm; na base pode ou não aparecer crosta laterítica com 1 a 2 m de espessura (também detectada em poços tubulares profundos) capeando horizonte arenoso com nódulos concrecionários de caulinita e bohemita de 2 a 10 cm de diâmetro. Apresenta-se com topo plano e preservado, com espessuras ao redor de 30 metros como na Chapada dos Parecis, conforme medido em campo, nas proximidades das cidades de Sapezal e Campos de Júlio (Folha Vila Oeste – MIR 354), através de altímetro e também através de poços tubulares profundos, como na cidade de Campo Novo do Parecis (Folha Utiariti - MIR 355). Esta unidade apresenta espessura média ligeiramente inferior na Chapada dos Guimarães (20 metros), em relação àquelas observadas na Chapada dos Parecis (30 metros), capeando horizonte arenoso com nódulos concrecionários de caulinita com 2 a 10 cm de diâmetro.
O aparecimento desta unidade adveio da conjugação de fatores, ao que se pode salientar: sazonalidade de chuvas para a geração de crostas lateríticas e estabilidade tectônica para preservação dos produtos pedogenéticos. A Figura 004 vem apresentar o resultado da simulação para definir a idade da última exposição ao ambiente favorável à formação de couraças ferruginosas. Pela figura, observa-se que acima da latitude 15ºS, que abrange todo Planalto dos Parecis e parte da Chapada dos Guimarães, esteve sujeito a formação de couraças ferruginosas nos últimos 20 Ma. Porém, o que observa-se em maior escala é o desenvolvimento de paleossolos latossólicos.
98
FIGURA 004 RESULTADO DA SIMULAÇÃO PARA DEFINIR A IDADE DA ÚLTIMA EXPOSIÇÃO AO AMBIENTE FAVORÁVEL À FORMAÇÃO DE COURAÇAS FERRUGINOSOS, PÓLOS DE MULLER ET AL. (1993), p=0 E 0,4.
FONTE: FERRARI, 1996
A situação observada pode ser decorrente da destruição química destas couraças. A Figura 005 mostra a formação de regolitos que se desenvolvem sob regime tropical equatorial e tropical sazonal. O desenvolvimento de terrenos lateríticos é geralmente favorecido durante as fases de aplanamento regional, quando a estabilidade da crosta é tal que predominam os processos endógenos sobre os exógenos. A estabilidade permite que ocorra desenvolvimento e diferenciação dos processos lateríticos. A existência de climas sazonais, com alternância
99
entre períodos secos e úmidos é fundamental para a formação do perfil laterítico com o rebaixamento da superfície (PORTO, 1996).
FIGURA 005 ESTRUTURAÇÃO DOS REGOLITOS SOB REGIME EQUATORIAL SAZONAL GERANDO PERFIS LATERÍTICOS (a), E REGIME EQUATORIAL TROPICAL GERANDO LATOSSOLOS (b)
Tropical Sazonal Tropical Equatorial
(a) (b) cascalho laterítico crosta pisolítica crosta conglomerática endurecida latossolo crosta nodular microagregado
zona mosqueada
protolito saprolito fino
saprolito grosseiro poroso, com estruturas preservadas
protolito
FONTE: PORTO, 1996 Modificado de NAHON, 1991, com adaptação para o texto
De acordo com este modelo, o perfil laterítico quando em equilíbrio com as condições morfoclimáticas (estabilidade tectônica), alimenta a formação de uma crosta a partir da zona mosqueada que, por sua vez, se forma a partir do saprolito (PORTO, op. cit.). A Figura 006 representa a formação do perfil laterítico e sua progradação.
100
FIGURA 006 FORMAÇÃO DO PERFIL LATERÍTICO COM REBAIXAMENTO DA SUPERFÍCIE
Nivel freático
FONTE: PORTO, 1996, modificado de BUTT, 1981
Para que a progradação mantenha seu curso é necessário que a taxa de avanço laterítico supere a taxa de avanço morfogenético, donde se deduz que esta época foi marcada por um período de grande estabilidade tectônica, fator este também reconhecido através da correlação geomorfológica desta superfície cimeira que ainda apresenta topo preservado no Estado de Mato Grosso, ao norte e ao sul da Província Serrana, e que se estende por milhares de quilômetros quadrados, adentrando nos Estados de Rondônia, Mato Grosso do Sul e Goiás.
O aparecimento de um regime permanentemente úmido acarreta uma quebra na flutuação do lençol freático, interrompendo a formação da zona mosqueada que alimenta a formação da crosta laterítica. No entanto, os processos de degradação da crosta laterítica são acelerados gerando latossolos na superfície (PORTO, 1996), no presente caso, Latossolos de textura argilosa vermelhos-escuros.
Esta unidade no passado foi mapeada como unidades geológicas detríticas, por exemplo a PETROBRAS, (1970, In: Geologia do Centro Leste de Mato Grosso), considerou como Formação Cachoeirinha os Latossolos Argilosos Vermelhos-Escuros, aqui enfeixados na Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização, que ocorrem nas superfícies cimeiras de diversos chapadões de topo plano a suavemente dissecado, conhecidos por Serra da Saudade e Serra da Estrela. BEZERRA et al., (1990), definia a existência de Coberturas Detrito Lateríticas Neogênicas, em distintos compartimentos no Estado, etc.
Diante do exposto, estes grandes chapadões de topos planos assim como aqueles menores, residuais na Bacia do Paraná, correspondem a restos da superfície de aplanamento Sul-Americana, sobre a qual se desenvolveram estes paleossolos e que ainda preservam mais de 20 metros de espessura. Sob esses paleossolos encontra-se espessa crosta laterítica (Foto 032) que sustenta esses chapadões.
Após sua formação, esta superfície foi afetada por um tectonismo de idade ainda não precisamente determinada, mas que, pela estratigrafia, podemos situá-la como do final do
101
Paleogeno ou Neogeno, facultando a instalação de processos morfogenéticos e de dissecação, os quais deram novo modelado ao terreno, encontrando-se ainda hoje a presença de alguns chapadões residuais, mesmo em locais onde os processos erosivos foram mais intensos, expondo litologias permo-carboníferas.
A reconstrução desta imensa superfície de aplainamento e pedogenização superimposta que deu origem a este Paleossolo é básica para o entendimento da evolução tectônica que se sucedeu e, ainda hoje, exerce influência na evolução morfogenética, quiçá do assoreamento que atualmente entulha os pantanais matogrossenses.
Com respeito à continuidade da sedimentação cretácica, inúmeros trabalhos discorrem sobre a geomorfologia, cronoestratigrafia e conteúdo litológico dos sedimentos que sustentam o Planalto dos Parecis, sendo que de longe vem sendo discutido o correlacionamento destes sedimentos com os do Grupo Bauru (e.g. OLIVEIRA, 1936; ALMEIDA, 1964 e MENDES e PETRI, 1971). Neste projeto, na Folha Rosário Oeste - MIR 372, foi observado a passagem da Formação Diamantino para Latossolos Argilosos Vermelhos- Escuros, em superfície de topo plano e preservado. Dessa forma, a única consideração que se pode elaborar acerca da suposta união das bacias cretáceas, para a região em pauta, é de que se em algum período a sedimentação cretácica cobriu a faixa dobrada Paraguai-Araguaia, unindo as bacias Parecis e Paraná, o período erosivo que adveio após sedimentação cretácea expôs unidades do Grupo Alto Paraguai e interrompeu a possível pretérita conexão.
Admite-se que esta superfície deveria de cobrir toda a superfície onde atualmente encontra-se exposta a faixa dobrada, que por ser uma região de borda de cráton, tectônicamente instável, seria mais suscetível à reativação, facilitando os processos de dissecação e destruição da superfície pedogenizada, com conseqüente exposição das unidades basais.
Do ponto de vista geotécnico, estes Latossolos têm como característica uma macro estrutura porosa constituída por grumos de argila ligados entre si através de pontes de materiais mais finos e/ou ligações cimentantes, e por partículas maiores de silte e areia, as quais, quando submetidos a uma solicitação externa e saturados sofrem deslocamentos verticais (recalques) significativos, que podem chegar a dezenas de centímetros, como ocorrido nas cidades de Primavera do Leste e Campos Novos do Parecis. Nesta última cidade é relatado o caso de um acidente em fundação de construção de armazenagem de grãos, em que um silo sofreu um recalque da ordem de 70 cm, provocando a perda de 1.500 toneladas de grãos, na cidade de Campo Novo do Parecis (CONCIANI, 1997).
Estes recalques são devidos a perda de estabilidade da estrutura, ocasionada pela queda de resistência das ligações de sua macro-estrutura. A queda de resistência é provocada principalmente pela saturação da água que, por sua vez, ocasiona queda de resistência das ligações cimentantes e redução das tensões de sucção (tensões capilares) existentes nas pontes de materiais mais finos.
Se por um lado esta unidade exige medida cautelares quanto às fundações, a grande quantidade de argila neste material imprime excelente resistência ao estabelecimento de processos erosivos, não tendo sido identificado significativos processos de erosão concentrada nestes materiais argilosos.
Na Chapada dos Parecis e dos Guimarães, esta unidade é aproveitada, na quase totalidade, pela agricultura mecanizada. Nas imagens de satélite apresentam relevo plano, tonalidade cinza-escuro e superfície lisa. A estruturação tectônica é praticamente inexistente. Ocupam as cotas mais elevadas, ao redor de 610 m, na Chapada dos Parecis. Caracteriza-se por relevo plano ao longo dos interflúvios, e tabular em seção transversal aos interflúvios, na passagem para a unidade subjacente, apresenta caimento ao redor de 0,1% em sentido
102
transversal às redes de drenagem e 0,01% em sentido paralelo à rede. Os contatos podem ocorrer tanto por ressaltos sustentados pela presença de crosta laterítica ferruginosa ou de forma transicional, quando da ausência de crosta.
3.3.3.2. Coberturas Conglomeráticas Indiferenciadas
Os trabalhos realizados caracterizaram ao redor de Juína, mais precisamente ao norte, extensas coberturas rudáceas com níveis de cascalhos com seixos e calhaus de quartzo e arenitos de granulometrias variadas. Intercalados nestes cascalhos, ocorrem níveis de areias quartzosas mal selecionadas e de granulometria variada. Tratam-se de sedimentos incoesos que desenvolvem relevos de colinas suaves, com interflúvios amplos a médios.
Dissecamento desta unidade faz aflorar ao longo dos interflúvios rochas graníticas do embasamento Xingu. Escavações encontradas em níveis de cascalhos, em localidades distintas, faz supor que já houve trabalhos de pesquisa para diamante nessas coberturas. Supõe-se que a origem destes sedimentos esteja relacionada a processos tectônicos modernos, originando embaciamentos locais. Feições morfológicas em patamares sugerem que o entulhamento ocorreu de forma cíclica.
Tais coberturas extrapolam o substrato do embasamento Xingu e adentram pela Bacia dos Parecis. A possibilidade de representação de tais sedimentos na escala de trabalho utilizada, levou a particularização de uma unidade cronolitoestratigráfica distinta, denominada Coberturas Conglomeráticas Indivisas, cujo posicionamento cronológico corresponderia ao intervalo Terciário Inferior ao Quaternário, desse modo mais novo que a Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização (unidade edafoestratigráfica), preservada na Chapada dos Guimarães e que admite-se ter-se estendido para o norte, para além de Juína.
Esta unidade desenvolve solos arenosos, pouco argilosos, não tendo sido identificados processos notáveis de erosão ou assoreamento associados a esta unidade, na região de Juína.
Afora a região de Juína, no entorno de São José do Rio Claro, aflora um substrato sedimentar com características texturais muito similares dos sedimentos arenosos da Formação Utiariti, porém com variações litológicas que, aprioristicamente, levaram a inseri-la no contexto de cobertura conglomerática de idade mais recente.
Litologicamente, reúne expressiva ocorrência de depósitos superficiais inconsolidados, compostos por cascalhos quartzosos, com seixos centimétricos, arredondados, geralmente entre 2 a 5 cm de diâmetro, com intercalações de sedimentos arenosos finos a médios, com porcentagens variadas de argila. Próximo ao perímetro urbano da cidade observa-se o predomínio dos solos areno-argilosos com delgadas intercalações dos níveis conglomeráticos.
Dados obtidos a partir da descrições de poços tubulares profundos realizados nesta localidade retratam uma espessura entre 6 e 18 m para o material arenoso, que se sobrepõe à possante camada de cascalhos quartzosos da ordem de 12 a 18 m de espessura, que por sua vez se sobrepõe a espesso horizonte de arenitos, com espessuras variando entre 40 e 100 m, provavelmente já pertencentes à Formação Utiariti (poços tubulares profundos 13-PTP- 1.001.559-0 e 15-PTP-61-96).
No limite sul deste domínio, ocorrem morrotes isolados, ou dispostos em conjunto, formando ressaltos alongados, com amplitudes entre 10 e 20 m, compostos principalmente por cascalhos com seixos de quartzo centimétricos, arredondados e, subordinadamente, arenitos friáveis.
103
Merece destaque a fragilidade destes terrenos frente aos processos erosivos concentrados, verificado pela implantação de inúmeras voçorocas e ravinas profundas, que se instalam nos domínios desta unidade (Foto 033) tendo como conseqüência o assoreamento das drenagens nas cercanias de São José do Rio Claro.
O desenvolvimento destes processos está diretamente relacionado com a ocupação urbana e construção de estradas, que não dispõem de obras de contenção do escoamento das águas servidas. Processos erosivos concentrados podem ser observados até no perímetro urbano da cidade de São José do Rio Claro, onde ruas com pequeno declive sofrem processos de erosão com destruição do pavimento (Foto 034).
Outras ocorrências desta cobertura conglomerática foram verificadas em outras porções da Bacia dos Parecis, como nas folhas Porto dos Gaúchos e Rio Batelão , porém de expressões reduzidas e não cartografáveis.
O relevo caracteriza-se por leve dissecação, com interflúvios médios, podendo ocorrer inscrito, relevos residuais na forma de morros de topos convexos. Apresenta-se fracamente estruturada, de textura fina. A tonalidade é cinza média.
3.3.3.3. Coberturas Detríticas Laterizadas
Esta unidade foi introduzida neste relatório para reunir um conjunto de sedimentos areno-síltico-argilosos, mal selecionados, imaturos, podendo apresentar um nível de cascalho quartzoso basal, ou níveis delgados intercalados aos sedimentos. Encontram-se parcial ou totalmente ferruginizados e, no geral, apresentam poucos metros de espessura (inferior a uma dezena, em média 4 ou 5 metros). Ocupam as porções de topo entre os interflúvios e localizam-se preferencialmente nas áreas periféricas das grandes depressões (Guaporé, Alto Paraguai, Araguaia), ocorrendo com maior expressão no Planalto de Jauru, ao norte de Pontes e Lacerda, onde se verificam espessuras superiores a 10 metros e ao longo de toda Depressão Cuiabana. Ao sul da Serra de Santa Bárbara encontra-se um pavimento detrítico desta natureza, porém, de dimensões reduzidas.
Estas coberturas capeiam diversas unidades litoestratigráficas como o Complexo Xingu, as Seqüências Metavulcano-Sedimentares, a Formação Vale da Promissão, Grupo Cuiabá, etc. Ocorrem notadamente entre as cotas 250 e 290 m, sendo que nas incisões de drenagens, comumente aflora o substrato. O caráter imaturo e mal selecionado dos sedimentos com delgados níveis de cascalho levam a interpretar sua origem como decorrente de fluxo de detritos e coluvial, os quais foram sujeitos a processos de laterização e/ou ferruginização.
O padrão de imageamento prioriza relevo plano a suavemente ondulado, que está sendo entalhado pela drenagem atual. Apresenta tonalidade cinza clara a cinza-escura e textura lisa. Baixo grau de estruturação.
3.3.3.4. Formação Xaraiés
A unidade foi definida por ALMEIDA, (1945), com localidade tipo nos arredores de Corumbá, Estado de Mato Grosso do Sul. A Formação é eminentemente calcária, bastante irregular, caracterizando-se por se constituir em verdadeiros depósitos de incrustações, sendo ausente, quase sempre, estruturas sedimentares. ALMEIDA, (op. cit.), define quatro tipos de calcários: tufos calcários com vegetais fósseis; tufo calcário leve, esponjoso; travertino com gasterópodes; e conglomerados com cimento calcário. ALMEIDA, (1965a), descreve a Formação Xaraiés como sendo constituída de travertinos mais ou menos concrecionários, com tufos calcários, ocupando terraços nos vales dos rios Aquidabã e Formoso, Mato Grosso do
104
Sul.
No âmbito do Estado de Mato Grosso, a Formação Xaraiés ocorre, no sopé da Província Serrana, em sua porção oriental, quase no limite com a depressão pantaneira. Ocorre na forma de faixas estreitas e descontínuas, recobrindo, em parte, a falha de empurrão Araras, que joga o Grupo Cuiabá sobre a Formação Puga. A unidade, no local, se manifesta na forma de blocos de calcretes com estruturas de dissolução com aspecto ruiniforme, espalhados em meio a solo com concreções lateríticas e com matriz argilosa. O solo é bem desenvolvido, do tipo laterítico, residual e com espessura variável entre 1 e 3 m.
3.3.3.5. Formação Pantanal
OLIVEIRA & LEONARDOS, (1943), referem-se a vazas, arenitos e argilas como formando uma capa relativamente delgada sobre o embasamento paleozóico da Bacia do Alto Paraguai. ALMEIDA, (1964), define a Formação Pantanal como constituída de sedimentos de natureza arenosa fina a síltico argilosa, com pouco cascalho disperso. Faz menção a existência de um terraço mais antigo, elevado, isto é, pleistocênico, que não é inundável nas épocas de cheia. FIGUEIREDO & OLIVATTI, (1974. In: Projeto Alto Guaporé, DNPM/CPRM, 1974), englobam dentro da Formação Pantanal os sedimentos que compõem todos os níveis de terraços fluviais, sendo, o mais elevado, caracterizado como planície aluvial antiga (QP1), o nível intermediário, como terraço aluvial sub - recente (QP2); e o nível mais baixo, como aluviões recentes (QP3).
No geral, observou-se sedimentos semi - consolidados e evidenciam areias de granulação média, com grãos arredondados a sub-arredondados, coloração cinza e matriz argilosa. Representam uma cobertura arenosa que se assenta discordantemente sobre as unidades pré-cambrianas, e no bordo oriental até mesmo sobre os sedimentos da Bacia do Paraná. O solo é arenoso de cor cinza, e tem espessura da ordem de 3 m. Não raro tem-se o desenvolvimento de nível laterítico.
No Estado de Mato Grosso, a Formação Pantanal manifesta-se como uma extensa cobertura arenosa que recobre a porção interiorana das depressões do Alto Paraguai e do Cuiabá. Para leste, os sedimentos pantanal estendem-se até as faldas da Serra de São Jerônimo, onde ruptura de relevo está presente ao longo de quase toda borda oriental da Bacia do Paraná, com direção contínua norte-sul, evidenciando controle estrutural através das escarpas estruturais de recuo de linhas de falha. Nesta porção da bacia, formas residuais edificadas sobre a Formação Furnas, são encontradas no interior da planície pantaneira, em posição rebaixada em mais de 200 m, também evidenciando controle estrutural nos limites orientais da bacia, com abatimento da porção deprimida.
O contato da Formação Pantanal com o Grupo Cuiabá, no vale do Rio Cuiabá, dá-se sem quebra de relevo, com modelado gradacional de formas de topos tabulares, onde a dissecação atual/subatual, dissecou uniformemente estes substratos, carreando os sedimentos para o interior da depressão. Do ponto de vista geológico, está-se diante da mesma depressão, ou um mesmo embaciamento, em que o contato dos sedimentos da Formação Pantanal com o Grupo Cuiabá, não se dá por um sistema agradacional, mas por dissecação. Neste contexto, restos de coberturas conglomeráticas e laterizadas encontradas sobre o Grupo Cuiabá, são mais prováveis de representarem os sedimentos basais da bacia pantaneira que foi removida.
A porção pantaneira situada na porção ocidental da Província Serrana, banhada pelas águas dos rios Cabaçal e Sepotuba, afluentes do Paraguai e por este último, vai encontrar o limite setentrional desse embaciamento na Serra de Tapirapuã. Somente junto ao limite ocidental dos sedimentos pantanal com seu embasamento é que notamos, junto ao Planalto Jauru, que os limites da Bacia do Pantanal não estão marcados por descontinuidades
105
estruturais ou escarpas erosivas, tal como anteriormente observado, mas por uma superfície dissecada na qual encontram-se preservados residuais de coberturas sedimentares proterozóicas, mais resistentes aos processos erosivos físico-químicos.
No Planalto de Jauru foram identificadas em várias localidades coberturas sedimentares, as quais foram reunidas sob a denominação Coberturas Detríticas Laterizadas. A análise do mapa elaborado evidencia que estes sedimentos passaram por uma fase de dissecação (encontram-se preservados nos relevos de topos tabulares com incisões nos vales). Isto nos permite inferir que, ao menos parte do Planalto Jauru se comportou como parte integrante de uma bacia de sedimentação, ao que reconstituí-se uma ampla depressão Guaporé-Paraguai, em que o limite setentrional desta bacia hoje corresponderia aos limites erosivos da grande escarpa estrutural que sustenta a Chapada dos Parecis, a Escarpa Estrutural do Guaporé.
Nesse contexto, presume-se que movimentos do cráton mudaram o depocentro da bacia, fazendo com que os sedimentos pantanal que cobriam a bacia fossem erodidos. Ainda nesse sentido, do ponto de vista geológico, o embaciamento pantanal adentra pelos vales dos rios Cuiabá e Manso, encontrando-se delimitada e afunilada entre Província Serrana e Chapada dos Guimarães. Os limites desta depressão, quer sejam ligados à Província Serrana, quer sejam à Chapada dos Guimarães, dão-se por escarpas estruturais, decorrentes de recuo de linhas de falha com abatimento da porção deprimida.
A deposição dos sedimentos da Formação Pantanal é decorrente de processos agradacionais formados por leques fluviais, que se sucederam por vários ciclos, constituindo, no final, uma cobertura sedimentar extremamente homogênea, resultado da coalescência de diversos leques menores. Em imagens de satélite composição colorida, como também P&B, é notória a existência de quatro macros leques, que encontram-se associados à rede de drenagem dos rios Paraguai, Cuiabá, São Lourenço e Itiquira, sendo que este último tem pequena ocorrência no Estado, adentrando pelo Mato Grosso do Sul.
Nas porções interioranas da bacia, junto ao depocentro, o desenvolvimento de ambiente flúvio-lacustre, em grande parte com terrenos submersos, mascara a feição morfológica de leque fluvial evidenciada nas porções superiores.
Nos perfis de campo não foram identificadas variações granulométricas que permitissem uma caracterização dos sedimentos quanto à sua posição estratigráfica (aba superior, média e inferior), ao que se deduz grande retrabalhamento destes sedimentos, faltando investigação apenas quanto à possível variação em profundidade
Emergindo como ilhas dentro dos sedimentos da Formação Pantanal, no sudoeste do Estado, ocorrem diversos morros residuais, de tamanhos reduzidos, enfeixados na Formação Urucum. Estas ocorrências representam as únicas desta unidade no Estado de Mato Grosso, e sua individualização deve-se a consulta dos dados secundários existentes. A proximidade desses residuais com a Morraria do Ínsua e Serra do Amolar, já no interior do Estado do Mato Grosso do Sul, formados predominantemente por esta unidade, é um fator que justifica o enquadramento destes morros como pertencentes a Formação Urucum.
A espessura dos sedimentos da Bacia do Pantanal, determinada pela PETROBRAS e por alguns poços para água subterrânea, atingiu a profundidade máxima de 412,5 m em seção incompleta (WEYLER, 1962 e 1964, apud SHIRAIWA, 1996). A porção mais profunda apresenta-se como uma faixa alongada com direção aproximada N-S, compreendida entre os meridianos 56°00’ e 56°30’ de longitude oeste de Gr. e os paralelos 17°00’ e 18°30’ de latitude sul; esta faixa situa-se a leste de Porto Jofre (cerca de 30 km) com limite norte adentrando no Estado de Mato Grosso, com a maior parte de sua extensão situada no Estado de Mato Grosso do Sul.
106
A Bacia Pantanal, no senso strictu, constitui um dos mais importantes ecossistemas do planeta pela exuberância da biodiversidade. O substrato é constituído por sedimentos da Formação Pantanal, atualmente em processo de agradação fluvial na sua porção interiorana, em associação com sistemas flúvio - lacustres e lagunares.
O padrão de imageamento mostra relevo plano e baixo, levemente ondulado, com interflúvios amplos e canais com vales chatos, textura lisa e tonalidade variando de cinza- escura a cinza-clara. A densidade de drenagem é média a alta, predominantemente com padrões meandriformes, reflexo das baixas declividades do terreno.
3.3.3.6. Formação Guaporé
Assim denominam-se os sedimentos inconsolidados que foram e estão sendo depositados na planície aluvial do Rio Guaporé e seus afluentes, com localidade tipo na Bacia do Guaporé no Estado de Mato Grosso, originalmente referenciado por FIGUEIREDO & OLIVATTI, (1974. In: O Projeto Alto Guaporé. DNPM/CPRM, 1974), como Formação Alto Guaporé.
Corresponde a uma seqüência de sedimentos arenosos, síltico-argilosos, argilo- arenosos, areno - conglomeráticos, semiconsolidados e inconsolidados, depositados entre o Pleistoceno e Holoceno, através de sistema de leques aluviais coalescentes. A espessura pode atingir algumas dezenas de metros.
Em linhas, gerais a Bacia do Guaporé à semelhança das bacias Pantanal e Araguaia, encontra-se encaixada dentro de uma depressão de direção geral NNW, onde, ao longo do seu eixo, corre o Rio Guaporé que lhe empresta o nome. Encontra-se delimitada em sua porção oriental por uma extensa franja de terrenos Xingu com residuais de coberturas sedimentares proterozóicas, que servem de arcabouço ao Planalto dos Parecis e apresentam caimento contínuo em direção ao eixo da depressão. As estruturas no Xingu são eminentemente N30ºW, a mesma direção que conforma a bacia.
Na porção meridional da bacia, na borda oriental, a Formação Guaporé encontra-se delimitada pelas serras de Santa Bárbara, da Borda e de São Vicente, que, pela resistência dos seus sedimentos siliciclásticos litificados, ressaltam na paisagem na forma de planaltos residuais (serras de Santa Bárbara e São Vicente). No entorno da Serra de Santa Bárbara, os gnaisses Xingu, que sustentam a referida serra; foram nivelados à mesma superfície dos sedimentos Guaporé, tal que as duas unidades litoestratigráficas coalescem no mesmo horizonte. No interior da Bacia Guaporé, na sua porção ocidental centro-norte, destaca-se a Serra de Ricardo Franco, eminente planalto residual sustentado por litologias Aguapeí. Ao sul desta serra, ao sul de Vila Bela da Santíssima Trindade, aflora o embasamento Xingu, aqui também em superfície erosiva que paulatinamente cai para o interior da bacia até coalescer com os sedimentos da Formação Guaporé.
A disposição dos elementos tectônicos e morfológicos no bordo ocidental da Chapada dos Parecis até o Vale do Guaporé evidencia um trend estrutural ao redor de N30ºW, que controla a Depressão do Guaporé e que pode ser caracterizada pelos seguintes elementos:
- alinhamentos de escarpas NNW sustentadas por crostas lateríticas na unidade edafoestratigráfica que ocupa a porção cimeiras da Chapada dos Parecis;
- descontinuidades estruturais NNW que controlam o contato entre a bacia cretácea do Grupo Parecis e o Complexo Xingu;
107
- a alta freqüência de descontinuidades estruturais NNW presentes Complexo Xingu, indicativas de reativação; e
- a própria conformação morfológica da bacia do Guaporé que acompanha o trend estrutural Xingu
O paralelismo desse trend e suas relações morfoestruturais, levam a interpretar que a instalação da Depressão do Guaporé ocorreu ao longo de estruturas pré-existentes e que foram reativadas. Esta interpretação encontra-se também apoiada em observações efetuadas sobre coberturas sedimentares ferruginizadas da Formação Guaporé, em que fraturas N10ºW cortam o embasamento e cobertura, isto ao norte de Vila Bela da Santíssima Trindade, numa autêntica manifestação de neotectonismo (Fotos 035a e 035b).
Os sedimentos Guaporé podem ser individualizados entre aqueles não sujeitos a inundações periódicas ou em fase de denudação (Fotos 036a e 036b), e aqueles de cotas mais rebaixadas, em fase de agradação, sujeitos a inundações periódicas, com formações de pequenas lagoas ou terrenos com escoamento impedido. Em áreas temporariamente inundáveis, formam-se as veredas ou campos de gramíneas (Foto 037) A parte não inundável é caracterizada por sedimentos arenosos pouco feldspáticos, grosseiros, com eventuais grânulos, imaturo, com pouca matriz argilosa, com pequena ou nenhuma coesão. Apresenta cores branca, amarela e/ou cinza-claro.
O padrão de imageamento considera relevo tabular de pequeno caimento para o centro da bacia, textura lisa e tonalidades variadas de cinza. A drenagem é pobremente desenvolvida, sub-dendritica nas cabeceiras gradando para sub-paralela no interior da bacia. Ausência de estruturação tectônica no interior da bacia. Apesar de litologias predominantemente siliciclástica, friáveis e incoesas, não se percebeu nas áreas percorridas feições de processos erosivos concentrados, ao que se atribui à suavidade do relevo.
3.3.3.7. Formação Bananal
A Formação Bananal foi definida por CUNHA et al., (1981. In: Projeto RADAMBRASIL, Folha SC.22-Tocantins, MME, 1981), na Ilha do Bananal, reunindo areias, siltes, sedimentos consolidados/inconsolidados e crostas lateríticas. Apresenta composição litológica semelhante a das formações Pantanal e Guaporé, com concreções lateríticas nas áreas não sujeitas a inundações periódicas (Foto 038). Aos sedimentos mais antigos descreveu deposição através de leques aluviais, depósitos fluviais e lacustres.
A Formação Bananal ocorre na Depressão do Araguaia, limitada pelos estados de Mato Grosso, Goiás e Tocantins. A conformação alongada bacia posicionada na borda de cráton e seus limites estruturais denotam um caráter de enfossamento. Tem no Rio Araguaia o principal curso d’água que corre longitudinalmente sobre o eixo da bacia, lhe empresta o nome e lhe proporciona espetáculos cênicos indescritíveis (Foto 039). A bacia sedimentar compreende uma faixa alongada NNE, apresentando cerca de 610 km de extensão no sentido longitudinal, entre Barra do Garças (ao sul) e Santa Terezinha do Araguaia (ao norte), e largura média em torno de 65 a 80 km, largura esta referente somente ao Estado do Mato Grosso, entre a Serra do Roncador que representa o acidente fisiográfico que limita a bacia a oeste, e o curso do Araguaia.
Ao sul, entre Barra do Garças e Nova Xavantina, o limite da bacia dá-se por erosão remontante, desenvolvendo escarpas erosivas que evidenciam substrato metassedimentar do Grupo Cuiabá e os estratos sedimentares sub-horizontalizados da Formação Furnas. O limite ocidental dá-se pela Serra do Roncador, na realidade uma escarpa erosiva em suaves patamares que se interpõe entre a Depressão do Araguaia e o Planalto dos Parecis. Ao norte,
108
a passagem dos sedimentos da Depressão do Araguaia e o seu substrato não encontra-se marcado por acidente geográfico; a passagem ocorre por superfície de dissecação que praticamente nivela os sedimentos Parecis e as infracrustais proterozóicas.
Ao sul e ao norte da bacia observa-se uma série de janelas estruturais, sendo que as duas situadas no extremo meridional são inferidas de pertencerem à Suíte Granítica São Vicente. Ainda na porção meridional, ao sul e ao norte de Cocalinho, tem-se outras janelas estruturais, reunindo litologias do Complexo Goiano e do Grupo Cuiabá, cujos limites são controlados por lineamentos norte-nordeste, paralelos ao limites da bacia, evidenciando controle tectônico. Ainda ao sul, no âmbito da Folha Nova Xavantina, na estrada que liga Água Boa e Cocalinho, afloram calcários como morros residuais na Bacia do Araguaia. Estes calcários, na Serra do Calcário, margem direita do Rio das Mortes, estão sendo explorados para corretivo de solo. Adicionalmente, observa-se lagoas na região da Formação Bananal, que podem estar refletindo estruturas cársticas associadas ao Araras.
Na porção setentrional da bacia, entre São Félix do Xingu e Luciara, afloram outras janelas estruturais, as quais foram enfeixados termos da Formação Diamantino e dos Grupos Iriri e Gorotire. Nessas janelas estruturais, com terrenos ligeiramente mais elevados que o entorno sedimentar, é comum o desenvolvimento de cascalho laterítico (Foto 040)
Os sedimentos Bananal compreendem uma cobertura arenosa inconsolidada a parcialmente consolidada (Foto 041), matriz no geral ausente, grãos de quartzo com granulometria média a fina, grau de arredondamento variado, evidenciando cascalho laterítico ou crostas lateríticas em terraços localizados. Apresentam solos pouco desenvolvidos, arenosos, no geral ao redor de 1 a 3 de espessura. Apesar de sua litologia predominantemente siliciclástica, friável, não se percebeu nas áreas percorridas feições de processos erosivos, ao que se atribui relevo plano e permeabilidade dos solos. Carandazais foram observados em terraços aluvionares formados por areias inconsolidadas brancas (Foto 042). Às margens do Araguaia pode ser observado a existência de terraços elevados laterizados, na forma de pedimentos, onde se implantam povoações (Foto 043).
Em termos de imageamento é definida por relevo plano, com áreas inundáveis e interflúvios amplos. Apresenta morros residuais circunscritos pela superfície de denudação Bananal. A drenagem é pobremente desenvolvida, sub-dendrítica nas cabeceiras gradando para sub-paralela no interior da Bacia do Araguaia. Linearidade conspícua nos traçados dos grandes cursos d’água e inúmeras lagoas. Não há estruturação, a tonalidade é cinza-clara e textura lisa. Apesar das litologias arenosas, não se percebeu feições de processos de erosão concentrada, bem como geotécnicos nas áreas percorridas, isto creditado ao relevo suave em que estão inseridos.
HALES, (1981), realizando estudos sismográficos e gravimétricos na região ao sul da Ilha do Bananal conclui que:
- a faixa geológica conhecida como “A Fossa do Araguaia” é, estratigraficamente, uma extensão da Bacia do Paraná, separada da mesma pelo arco do Alto Paranaíba e caracterizada por uma tectônica que lhe foi imposta pela sua localização intracratônica. No geral, esta tectônica exibe uma natureza horst- graben numa depressão regional dentro da qual localiza-se a fossa propriamente dita;
- nas partes mais profundas da fossa, existam camadas sedimentares de idade recente até paleozóica, cuja espessura total poderia atingir a cerca de 2.000 m, assim como existirem fortes evidências de intrusões diabásicas dentro destes sedimentos;
109
- tendo a depressão uma área superficial maior que a do Recôncavo Bahiano, acredita-se que a espessura dos sedimentos é suficiente para justificar pelo menos uma sondagem exploratória antes de se considerar desanimadora as potencialidades econômicas da fossa em relação a combustíveis fósseis.
3.3.3.8. Aluviões Antigas Indiferenciadas
Dizem respeito a terrenos aluvionares preservados, de aspecto alagado e úmido que se encontram em topografia ligeiramente superior às aluviões atuais.
Este conjunto sedimentar foi identificado a nível de escala de mapeamento apenas no entorno de Vila Bela da Santíssima Trindade, ao longo do curso do Rio Guaporé, e retrata uma zona homóloga que acompanha paralelamente as aluviões atuais, diferenciando-se pela tonalidade cinza-escura a preta, com superfície plana e presença de pequenos lagos ou zonas úmidas (zonas de escoamento impedido), topograficamente um pouco mais elevadas que os depósitos aluvionares atuais. Neste contexto representam as antigas aluviões do Rio Guaporé.
No Planalto dos Parecis, na região drenada pela bacia do Rio Xingu, tem-se uma cobertura aluvionar bem desenvolvida sendo previsível a ocorrência de tais tipos sedimentares, não tendo sido aqui cartografados mais em decorrência das dificuldades encontradas nos controles de campo, do que de interpretação das imagens.
Em termos de padrão de imageamento, representam relevo plano, com aspecto de áreas úmidas, correspondendo a antigas áreas de acumulação embutidas ao longo das drenagens, sem estruturação, textura lisa e tonalidade cinza escura.
3.3.3.9. Aluviões Atuais
Representam unidades do Quaternário e, consequentemente, as litologias mais jovens no âmbito litoestratigráfico. Desenvolvem-se ao longo das planícies de inundação, sendo constituídas por areias, siltes, argilas e cascalhos, apresentando litificação variável.
O exame do “Mapa Geológico do Estado de Mato Grosso” mostra, com clareza, a existência de regiões em que as aluviões encontram-se mais ou menos representadas, bem como aquelas em que tem-se, praticamente, uma ausência de depósitos aluvionares, isto dentro da escala adotada.
Da análise da distribuição de depósitos aluvionares, observa-se uma correlação direta entre esses depósitos e a dinâmica sub-atual/atual dos terrenos que apresentam tendência a agradação ou denudação, e que essa tendência, por sua vez, encontra-se controlada pelo arcabouço geológico-geotectônico que controla o aparecimento de províncias morfoestruturais
Assim, o alto estrutural de Paranatinga, que hospeda a Província Quimberlítica de Paranatinga, a qual abriga uma das maiores extensões contínuas de Cambissolos do país, não apresenta depósitos aluviais a nível de escala do mapeamento adotado, numa clara conotação de indicação de área suscetível à denudação, quiçá desde tempos cenozóicos. Por sua vez, a bacia hidrográfica do Rio Xingu, imediatamente ao norte vem-se apresentar como uma bacia de captação de tais sedimentos.
Na Bacia do Paraná observa-se uma pobreza de depósitos sedimentares aluviais. O Mapa Geológico mostra que a bacia foi submetida a uma tectônica recente, a qual propiciou a remobilização de grande parte da superfície paleogênica assim como das unidades
110
subjacentes. Soma-se a esse fato o desenvolvimento de relevos jovens e imaturos, decorrentes dessa neotectônica, que evoluem por ravinamento e escorregamentos. O material removido por precessos erosivos vai-se depositar na Bacia do Pantanal ou do Araguaia.
A Chapada dos Parecis, tectonicamente estável desde o Paleogeno, apresenta um processo de dissecação promovido pela rede de drenagem atual sem contudo ser reconhecido uma bacia correlata para captação de tais sedimentos.
Além das aluviões permitirem toda esta ilação quanto a neotectônica, sua importância é flagrante como reveladores de jazimentos detríticos pesados, assim como abrigarem inúmeras mineralizações auríferas, diamantíferas e estaníferas, mineralizações estas que foram exaustivamente lavradas num passado próximo, continuam a serem exploradas em menor intensidade e ainda representam um importante tipo de depósito a ser prospectado. Como conseqüência, muitos depósitos aluvionares foram degradados por lavras que não tiveram uma preocupação com sua recuperação, o que leva a sugestão de que as futuras lavras sejam monitoradas com maior rigor para que tais fatos não voltem a se suceder.
Em relação aos depósitos lavrados para cerâmica vermelha, situação bastante desabonadora verifica-se na exploração dos depósitos de argila ao longo do Rio Cuiabá, nos municípios de Cuiabá e Várzea Grande. Observa-se um labirinto de cavas, abandonadas ou em exploração, que são testemunhos dos danos ambientais ali praticados por falta de planejamento. Neste aspecto, os danos detectados estão diretamente ligados à extração de argila, donde os mais relevantes dizem respeito aos desmatamentos excessivos para implantação das cavas; retirada de grande volume de estéreis, tais como areias e cascalhos; labirinto de estradas de acesso; cortes de barrancos do rio; promoção da turbidez da água pelo despejo de partículas; contaminação por óleo e graxas por vazamentos nos equipamentos e compactação das margens e planícies de inundação devido ao tráfego de máquinas pesadas.
Em termos de padrão de imageamento, as planícies de inundação apresentam relevo plano, sendo áreas de acumulação embutidas ao longo das drenagens, sem estruturação tectônica, textura lisa e tonalidade cinza-escuro.
111
4. EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA E PRINCIPAIS ESTRUTURAS GEOLÓGICAS
4.1. CRÁTON DO GUAPORÉ
4.1.1. Evolução dos Modelos Geotectônicos
A denominação Cráton do Guaporé foi introduzida por ALMEIDA, (1964, 1974), que segundo o autor “é a grande unidade geotectônica pertencente ao escudo Brasil Central, que serviu de antepaís aos geossinclíneos nos quais se desenvolveram as faixas de dobramentos do Pré-Cambriano Superior existentes em Goiás e Mato Grosso. A oeste, seus limites ocultam-se sob a Sinéclise do Chaco e a Dala Cisandina; a norte encobre-se a área cratônica sob os sedimentos paleozóicos da Sinéclise Amazônica, ressurgindo a norte desta, para constituir a maior parte do Escudo das Guianas... A leste o Cráton do Guaporé limita-se quase que bruscamente com a faixa de dobramentos Paraguai-Araguaia”.
AMARAL, (1974), estudando grande parte da Amazônia Legal Brasileira, compreendida no Cráton do Guaporé, divide-a em três províncias geológicas, denominando-as de oriental, ocidental e central. Todas as três províncias encontram-se segmentadas pela Bacia Sedimentar Amazônica, em duas partes, com representantes tanto na porção setentrional como meridional, (Figura 007).
Os estudos geológicos e geocronológicos efetuados por AMARAL, (op. cit.), permitiram-no reconhecer que a Plataforma Amazônica apresentava um desenvolvimento muito mais complexo do que o anteriormente admitido por SUSZCZYNKY, (1970); FERREIRA, (1972), os quais admitiam que a Plataforma Amazônica fora formada pelo ciclo orogênico Transamazônico e teria sido consolidada após grande período magmático-metamórfico ocorrido a 1.900 ± 100 Ma.
Na realidade, após esta consolidação, AMARAL, (op. cit.), descreve a ocorrência de três episódios: “depois de um período de pequena mobilidade, cuja duração não foi inferior a 100 Ma, a porção central da Plataforma Amazônica foi palco de processo de ativação autônoma (segundo SHCHEGLOV, 1970) ou de reativação (segundo NAGIBINA, 1967), com formação de estruturas tipo “diwa”, associados a magmatismo e sedimentação característicos. Esse processo durou cerca de 200 Ma, terminando há cerca de 1.500 Ma. Após outro período estável, com duração também não inferior a 100 Ma, instalou-se outro processo de ativação autônoma... Esse evento deformou e metamorfisou as rochas anteriormente formadas e causou a intrusão de corpos circunscritos de granitos alcalinos. ... Depois de um novo período de estabilidade, com duração superior a 200 Ma, sobreveio um terceiro período de ativação autônoma, caracterizado por um intenso magmatismo granítico. Esses três episódios de ativação constituem, respectivamente, os eventos Paraense, Madeirense e Rondoniense...” 112
FIGURA 007 DIVISÃO DA AMAZÔNIA EM TRÊS PROVÍNCIAS GEOLÓGICAS, ORIENTAL, CENTRAL E OCIDENTAL
FONTE: AMARAL, 1974
Assim, ao evento mais antigo ao qual denominou de Paraense, compreendeu-o entre 1.700 a 1.550 Ma e associava-o ao intenso vulcanismo e coberturas sedimentares associadas, notavelmente desenvolvidos na Província Central, no oeste e sudoeste do Estado do Pará. Ao evento intermediário denominado de Madeirense, compreendeu-o entre 1.400- 1.250 Ma e associava-o ao magmatismo e deformação que afetaram as cobertura da Amazônia ocidental, melhor desenvolvido na bacia do Rio Madeira e, finalmente, ao terceiro evento, denominado Rondoniano, compreendeu-o entre 1.050 e 900 Ma e associava-o aos corpos circunscritos de granito, notavelmente desenvolvidos no Estado de Rondônia.
CORDANI et al., 1979, apoiados em centenas de análises Rb/Sr e K/Ar, propõem uma evolução tectônica da Amazônia em sua porção Pré-Cambriana, com base em dados geocronológicos, petrológicos e geológicos. Esta proposição arquiteta, de forma preliminar, a separação de quatro entidades geotectônicas maiores, correspondendo uma delas a uma região mais antiga e central, denominada de Província Amazônia Central, de vocação cratônica e três faixas móveis que se alinham grosseiramente à região central segundo uma direção NW- SE, denominadas de Província Maroni-Itacaiunas, Província Rio Negro-Juruena e Província Rondônia. Aplicaram o termo Faixa Móvel para significar uma província petrotectônica e geocronológica, na qual predominam rochas do embasamento, em geral afetadas por metamorfismo regional de médio a alto grau (fácies anfibolito), por deformação policíclica e/ou polifásica, e por granitização e migmatização.
De acordo com aqueles autores, a Província Amazônia Central corresponde a uma unidade geotectônica com vocação cratônica, composta por distintos blocos tectônicos separados por grandes zonas de falha. As rochas pertencentes ao embasamento indicam idade isocrônica aparente transamazônica, com raros resultados radiométricos do Arqueano (Figura 008). Eventos vulcanogênicos (1.700 – 1.550 Ma) e plutogênicos marcados por corpos graníticos anorogênico, alcalinos, associados temporal ou geograficamente às fases vulcânicas, demonstrando uma atividade ígnea contínua por um período de aproximadamente 500 Ma, foram considerados como atividade reflexa do desenvolvimento das sucessivas faixas móveis adjacentes. 113
FIGURA 008 ISÓCRONAS Rb/Sr DE REFERÊNCIA PARA ROCHAS DO EMBASAMENTO NA REGIÃO AMAZÔNICA
FONTE: CORDANI et al. 1979
Durante o ciclo Transamazônico, na borda nor-noroeste da Província Amazônia Central, ter-se-ia desenvolvido uma extensa faixa móvel denominada Maroni-Itacaiunas, com direções estruturais predominantes segundo NE-SW, aproximadamente paralelas à borda do segmento crustal antigo. O estudo geocronológico das rochas dessa província indicaram, pelo método Rb/Sr em rocha total e U/Pb em zircões, idades concentradas em 2.000 e 2.200 Ma e pelo método K/Ar, em micas, resultados da ordem de 1.800-1.900 Ma. 114
Após a estabilização da Faixa Móvel Maroni-Itacaiunas desenvolveu-se, na borda ocidental da Província Amazônia Central, a Faixa Móvel Rio Negro-Juruena, com direções estruturais também paralelas à margem cratônica. A fase sintectônica do evento metamórfico Rio Negro-Juruena foi admitida ter ocorrida há cerca de 1.700 Ma, isto apoiado em mais de uma centena de datações Rb/Sr em rochas sincinemáticas do embasamento cristalino. As idades K-Ar em micas destas rochas apresentam cerca de 200 a 300 Ma mais jovens, refletindo a época de resfriamento regional. O vulcano-plutonismo Teles-Pires (Grupo Iriri) ter- se-ia manifestado por volta de 1.580 Ma, na porção meridional da província.
Por fim, a Província Rondoniana constituiria a unidade geotectônica mais jovem do Cráton Amazônico. Limitar-se-ia com a Província Rio Negro com contato difuso, pois que suas direções estruturais são também generalizadamente NW-SE. Ao sul esta província encontra- se truncada pela Faixa de Dobramentos Paraguai-Araguaia. De acordo com os autores supra citados, esta faixa móvel teve sua fase sintectônica há 1.400 Ma, havendo evidências geocronológicas de atividade magmática até 1.100 – 1.000 Ma. Idades Rb/Sr mais antigas que 1.400 Ma também foram obtidas em rochas do interior da faixa móvel, o que demonstraria a existência de um embasamento anterior sobre o qual se desenvolveu esta província.
Os estudos realizados permitiram, em suma, propor um modelo evolutivo baseado no desenvolvimento de sucessivas faixas móveis pré-cambrianas (Maroni-Itacaiunas há 2.200 – 1.800 Ma, Rio Negro-Juruena 1.700 - 1.400 Ma e Rondoniana 1.400 - 1.000 Ma). Às baixas razões iniciais obtidas, concluíram que o material diferenciado do manto em cada época supera qualitativamente àqueles originados por regeneração crustal, caracterizando desta forma um mecanismo de formação de crosta continental no qual o fenômeno acrescional predomina sobre o de retrabalhamento da crosta. Concluem também que o desenvolvimento de cada faixa móvel foi acompanhado de uma atividade magmática reflexa, principalmente na Província Amazônia Central, representada pelas formação de efusivas ácidas e intermediárias, granitos pós-tectônicos e reativação ao longo das principais zonas de falhas, com focos de magmatismo básico e alcalino.
TASSINARI, (1981), mantendo a denominação das 4 faixas móveis definidas por CORDANI et al., (1979), detalha geocronologicamente a província Rio Negro-Juruena e propõe-lhe uma evolução geotectônica, baseado, principalmente, na interpretação de mais de três centenas de datações realizadas pelos métodos K/Ar, Rb/Sr e, mais raramente, U-Pb. Em síntese, conclui que:
- a Província desenvolveu-se no período de 1.750 a 1.400 Ma;
- a fase principal de metamorfismo teria ocorrido há 1.750 Ma;
- o intenso vulcano-plutonismo se sucedeu próximo há 1.600 Ma;
- a fase de metamorfismo epizonal das supracrustais data de 1.550 Ma;
- as coberturas sedimentares, por ele consideradas como Molassóides, datam entre 1.400 e 1.300 Ma;
- as intrusões de granitos cratogênicos com textura rapakivi teriam ocorrido em 1.400 Ma, marcando a passagem das condições orogênicas para cratônicas, e
- as intrusões tipicamente cratogênicas representadas pelos complexos alcalinos anelares ao redor de 1.400-1.300 Ma.
TASSINARI, (op. cit.), para explicar a evolução geotectônica, aplica o modelo de tectônica de placas, onde grandes movimentos horizontais seriam responsáveis pelo crescimento da crosta continental e desenvolvimento da província. O modelo preconizado aduz 115
que ao redor de 1.750 Ma teria existido uma margem continental adjacente a um fundo oceânico em subducção para oeste, propiciando o surgimento de um sistema de arcos magmáticos (Figuras 009a, b). Segundo o autor: “...a medida que a subducção progride, a distância entre a Província Amazônica Central e o Arco Magmático Rio Negro-Juruena decresce. Com o avanço deste processo ocorre a fusão parcial da crosta oceânica e também parte da continental originando um intenso vulcanismo ácido a intermediário, datado de 1.650 Ma (vulcanismo Teles Pires), o surgimento de granitos tipo “rapakivi” entre 1.550 e 1.400 Ma... Após o vulcano-plutonismo ácido a intermediário, iniciou-se o acúmulo de detritos terrígenos em pequenos grabens e de sedimentos epineríticos na zona de subducção (Grupos Caiabis e Beneficente)”.
Dos estudos geocronológicos efetuados salienta-se que para as vulcânicas Teles Pires (segundo BASEI, 1977), na região de Porto Velho e Juruena, o resultado de 35 pontos considerados, quando plotados num diagrama isocrônico Rb/Sr, situaram-se próximo a uma isócrona de referência com idade de 1.651 ± 18 Ma, e razão inicial de 0,703 ± 0,001, tendo sido considerado de boa confiabilidade.
Estudos provindos do Programa de Cooperação Técnica Bilateral Anglo-Boliviana, efetuados pelo Serviço Geológico da Bolívia e o British Geological Survey, efetuados na borda ocidental do Cráton do Guaporé no território boliviano, levaram ao reconhecimento da orogenia San Ignacio ao redor de 1.300 Ma (análises Rb-Sr de alguns granulitos sugerem idade do protolito ao redor de 2.000 Ma), a qual foi grandemente acompanhada de plutonismo granítico e metamorfismo fácies granulito (LITHERLAND et al., 1986, 1989). Os representantes desta orogenia encontram-se reunidos no Cráton Paragua, que, por sua vez, serviu de antepaís do ciclo orogênico Sunsás, que foi acompanhado pelo alojamento de ígneas básicas e fase granitóide, incluindo geração de pegmatitos. No Brasil atribuem-lhe correlação ao Grupo Aguapeí no Mato Grosso e à Formação Pacaás Novos em Rondônia O, constituindo no conjunto a faixa Sunsas-Aguapeí. Grande parte dos terrenos metamórficos relativas à estas faixas encontram-se sob os sedimentos quaternários da Formação Guaporé, assim como as intrusões máficas-ultramáficas aludidas à Faixa Móvel Sunsas-Aguapeí.
TEIXEIRA et al., (1989), faz uma revisão dos dados geocronológicos da Amazônia, promove um refino nos intervalos geocronológicos das províncias geocronológicas. No tocante à área de abrangência deste estudo promove um deslocamento para sudoeste do limite sul da Província Rio Negro-Juruena anteriormente proposta por CORDANI et al., (1979), e mantida por TASSINARI, (1981). Descreve para a Província Central um núcleo Arqueano que exibe condições cratônicas desde o Proterozóico Inferior, conforme atestado pela ocorrência de várias coberturas vulcano-sedimentares indeformadas de 1.800-1.600 Ma. A Província Rio Negro-Juruena, descreve-a formada principalmente por terrenos granitóides de Proterozóico Médio, sem registro de embasamento mais antigo, na qual o caráter isotópico U-Pb, Pb-Pb, Rb- Sr sugerem fortemente uma evolução a partir de um arco magmático mantélico, ao contrário da Província Rondônia e Sunsas, ensiálicas, onde encontram-se impressas retrabalhamento de material continental preexistente. Para o autor, os dados isotópicos sugerem eventos de acresção e de diferenciação mantélica para as províncias Amazônia Central, Maroni-Itacaunas e Rio Negro-Juruena, então seguidas por uma típica orogênia ensiálica intracontinental das províncias Rondônia e Sunsas. 116
FIGURA 009a ESQUEMA DA EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA DA PROVÍNCIA RIO NEGRO-JURUENA BASEADO NA TECTÔNICA DE PLACAS
FONTE: TASSINARI, 1981
117
FIGURA 009b ESQUEMA DA EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA DA PROVÍNCIA RIO-NEGRO - JURUENA BASEADO NA TECTÔNICA DE PLACAS
FONTE: TASSINARI, 1981
118
FIGURA 010 – PROVÍNCIAS TECTÔNICAS DO CRÁTON AMAZÔNICO
FONTE: TASSIONARI, 1996
119
TASSINARI, (1996), retoma o tema de províncias geocronológicas e apresenta uma síntese dos dados geocronológicos disponíveis para o Cráton. Elabora um mapa geocronológico na porção brasileira e propõe a evolução crustal deste segmento cratônico da plataforma brasileira. A Figura 010 apresenta a compartimentação das províncias geocronológicas e tectônicas arquitetadas. Pela figura pode-se verificar que grande parte da Província Amazônia Central anteriormente definida por CORDANI et al., (1979), deu lugar a uma nova província geocronológica denominada de Ventuari-Tapajós, com limites entre 1.900- 1.800 Ma, reduzindo, com isso, os terrenos com evolução no Arqueano. TASSINARI mantém o limite setentrional estabelecido por CORDANI et al., (op. cit.), e adota como limite meridional da Província Rio Negro-Juruena, aquele marcado por TEIXEIRA, (1989), que introduzia deslocamento da ordem de mais de 200 km daquele anteriormente adotado na porção do Estado de Mato Grosso, Porém maior mudança e de caráter conceitual introduz no sentido do mergulho da placa subductante, que, em 1981, propalava ter existido uma margem continental adjacente a um fundo oceânico em subducção para oeste (Figuras 009a,b), e, em 1996, defende um mergulho para leste (Figura 011), apresentando a evolução da Província Rio Negro-Juruena num contexto de arco magmático.
FIGURA 011 SEÇÃO ESQUEMÁTICA DO MODELO TECTÔNICO PARA O DESENVOLVIMENTO DOS ARCOS VENTUARI-TAPAJÓS E RIO NEGRO-JURUENA
FONTE: TASSINARI, 1996
120
Restringindo-se às províncias que ocorrem no Estado da Mato Grosso tem-se que, para a Província Central se preservou os conceitos outrora emitidos, ou seja, de uma província com vocação cratogênica arqueana, mantendo-se tectonicamente estável e sujeita a atividades ígneas reflexas das orogenias que a circundaram. Compreende um embasamento constituído por terrenos granito-gnáissico-migmatítico, por terrenos granito-greenstone e complexos granulíticos. Os terrenos granito-greenstone apresentam idades claramente arqueanas e são compostos por tonalitos, trondjemitos e granodioritos, e pelas seqüências supracrustais que incluem metavulcânicas ácidas e máfica-ultramáficas, formações ferríferas e rochas sedimentares clásticas. Foi introduzido um novo domínio, outrora não reconhecido, e denominado de Ventuari-Tapajós (TASSINARI, 1996), que se interpõe entre a Província Central e a Província Rio Negro-Juruena. Esta última vem apresentar seu limite oeste ao sul da Serra da Providência, fazendo limite com a Província Rondônia-San Ignacio que representa um front colisional ensiálico.
O Quadro 002, a seguir, apresenta os eventos e as Províncias Geocronológicas observadas para o Cráton do Guaporé, segundo os trabalhos mais abrangentes.
QUADRO 002 PROVÍNCIAS GEOCRONOLÓGICAS DO CRÁTON AMAZÔNICO IDADE DO EVENTO ou IDADE DA EVENTO/PROVÍNCIA FONTE CROSTA/DESENVOLVI MENTO DA PROVÍNCIA Evento Paraense 1.700-1.550 Ma Evento Madeirense 1.400-1.250 Ma AMARAL, 1974 Evento Rondoniano 1.050-950 Ma Província Amazônia Central 2.700-1.800 Ma Província Maroni-Itacaunas 2.700-1.950 Ma CORDANI et al., 1979 1.700 Ma (fase sintectônica) 1.750-1400 Ma desenvolvimento da província (fase TASSINARI, 1981 Província Rio Negro-Juruena sintectônica 1.750 Ma) BETTENCOURT et al., 1.800-1.700 Ma 1999 1.400 Ma (fase sintectônica) CORDANI et al., 1979 Província Rondônia 1.400-1.100 Ma (desenvolvimento da província) TASSINARI, 1981 Província Rondonia- San BETTENCOURT et al., 1.500-1.300 Ma Ignacio 1999 Orogenia San Ignacio 1.300 Ma LITHERLAND et al., 1981, Orogenia Sunsas 1.000 Ma 1989 Província Amazônia Central > 2.500 Ma Província Maroni-Itacaiunas 2.250-1.900 Ma Província Rio Negro-Juruena 1.750-1.500 Ma TEIXEIRA et al. 1989 Faixa Móvel Rondoniana 1.450-1.250 Ma Faixa Móvel Sunsas 1.100-900 Ma Província Amazônia Central > 2.300 Ma Províncias Maroni-Itacaiunas 2.200-1.900 Ma Província Ventuari Tapajós 1.900-1.800 Ma Província Rio Negro-Juruena 1.800-1.550 Ma TASSINARI, 1996 Província Rondoniana-San 1.500-1.300 Ma Ignacio Província Sunsás 1.250-1.000 Ma Obs.: Em todas províncias/orogenias, foram encontrados núcleos ou protolitos mais antigos. FONTE: CNEC, 2000
Não obstante estes grandes eventos ou províncias geocronológicas descritas, cujas fronteiras se estendem por centenas a milhares de quilômetros no Cráton do Guaporé, dirigindo a atenção para a porção sudoeste do cráton, podemos verificar que muitos trabalhos de cunho específico e maior escala contribuíram para a evolução dos conhecimentos, nas décadas de 80 e 90.
FIGUEIREDO et al., (1974), reconheciam como intrusivo em gnaisses do Complexo Xingu, gabros, gabros anfibolitizados, anfibolitos e serpentinitos, litologias estas que reuniu sob 121
a denominação “Intrusivas Básico-Ultrabásicas”, e embora descritas no âmbito do Complexo Basal, já reconheciam ser aquelas litologias intrusivas no complexo. Chamavam a atenção de que as limitações com que se depararam (cobertura vegetal e manto de intemperismo) não permitiam um correto posicionamento estratigráfico, posicionando tanto o Complexo Basal como as Intrusivas Básico-Ultrabásicas no Proterozóico médio a inferior. Apesar das dificuldades, foi-lhes possível reconhecer três corpos de serpentinitos: o do Morro Sem Boné (6,5 x 1,5 km), o do Morro do Leme (5 x 2,5 km) e o da Cachoeira do Aguapeí (1,5 x 1,0 km).
BARROS et al., (1982), reconheceram as litologias reunidas sob a denominação de Intrusivas Básico-Ultrabásicas de FIGUEIREDO, (op. cit.), intrusivas no embasamento. Às rochas anteriormente enfeixadas sob a denominação de Complexo Basal, passaram a denominá-las de Complexo Xingu (uma uniformização da denominação estratigráfica que vinha sendo elaborada na porção meridional do cráton pelo Projeto RADAMBRASIL), posicionando-o no Proterozóico Médio a Inferior; e, às Intrusivas Básico-Ultrabásicas de FIGUEIREDO, (op. cit.), caracterizaram-nas na Suíte Intrusiva Rio Alegre, como um conjunto básico-ultrabásico, posicionando-o no Proterozóico Médio a Superior.
SAES et al., (1984), coordenando o mapeamento de formandos da Universidade Federal de Mato Grosso, elabora a cartografia de uma área de 1.300 km2 na escala de 1:50.000, grosso modo balizada pelas cidades de Indiavaí, Figueirópolis, Taquaruçu e Lucialva, trazendo novas proposições litoestruturais para esta porção do cráton. Subdividem o Complexo Xingu em três subunidades denominadas de:
- Associação Gnáissica-Migmatítica Brigadeirinho, reunindo gnaisses leucocráticos, mesocráticos, anfibolitos, e, subordinadamente, migmatitos, granada muscovita xistos/gnaisses e muscovita quartzitos;
- Granito Santa Helena, um corpo de dimensões batolíticas constituído por quartzo, feldspato alcalino e oligoclásio; hornblenda e biotita como os minerais máficos presentes e o desenvolvimento secundário de epidoto. Apatita, alanita, rutilo e zircão são os acessórios comuns. A textura é dominantemente granoblástica e nematoblástica-lepidoblásitica, conferida pelo alinhamento de anfibólio e mica; e
- Granodiorito Água Clara, o qual mostra relações intrusivas com as rochas da Associação Brigadeirinho, intrudido por gabros e noritos.
Propõem a denominação Seqüência Vulcano-Sedimentar Quatro Meninas para definir um conjunto de rochas básicas e ultrabásicas, vulcânicas e plutônicas, metamorfisadas na fácies xisto verde, associadas a restos de metassedimentos terrígenos e químicos. Como localidade tipo confere que as melhores exposições estão ao longo das margens do Rio Jauru, nas proximidades da foz do Rio Vermelho, estendendo-se para leste nas fazendas Quatro Meninas e São Francisco. Ressaltam a preservação de estruturas em almofadas, texturas porfiríticas e amidaloidais em lavas básicas que ocorrem na Fazenda Quatro Meninas. Como litologias mais freqüentes indicam metagabros, metanortositos, metabasaltos e xistos magnesianos.
Propõem ainda a formalização do nome Figueira Branca para designar a seqüência de rochas básicas e ultrabásicas não metamorfisadas que foram reconhecidas. Esta suíte corresponderia em parte às Intrusivas Básico-Ultrabásicas de FIGUEIREDO et al., (1974), e à Suíte Rio Alegre de BARROS et al., (1982). Reconhecem então estes autores, primariamente, a presença de seqüência vulcano-sedimentar embutida no contexto do Complexo Xingu na porção sudoeste do cráton, ficando esta cronologicamente posicionada entre o Complexo Xingu (Proterozóico Inferior) e a Suíte Intrusiva Figueira Branca (Proterozóico Superior). Reconhecem um padrão estrutural complexo, onde o trend estrutural NW corresponderia ao evento estrutural mais intenso e mais jovem , o qual obnubilaria as estruturas anteriores. 122
CARNEIRO, (1985), realizando mapeamento de uma área de 550 Km2 na região de São José dos Quatro Marcos, reconhece uma variedade de domínios litológicos que vinham sendo consideradas como do embasamento, tais como gnaisses cinzentos tonalíticos, gnaisses róseos oftalmíticos de composição granítica, rochas cálcio-silicáticas bandadas representantes de seqüências supracrustais deformadas e metamorfisadas. Estas rochas encontram-se invadidas por granitóides não-circunscritos, tanto maciços como orientados, constituídos por tonalitos, granodioritos, granitos 3a,b e, finalmente, vulcânicas riolíticas. Determinações radiométricas pelo método Rb/Sr mostraram idades isocrônicas de 1.971 70 Ma para os gnaisses cinzentos com ri 0,7017 e 1.472 19 Ma com ri 0,7037 para os granitóides róseos. As idades K/Ar em gnaisses cinzentos e anfibolitos foram da ordem de 1.500 Ma, considerado como atuação de um evento termo-tectônico relacionado à reativação Parguazense (Ciclo San Ignacio). CARNEIRO, (op. cit.), sugere que a área é parte integrante de uma faixa deformada e que os gnaisses cinzas corresponderiam ao embasamento das supracrustais.
MONTEIRO et al., (1986), através de uma série de dados acumulados pela mineração Santa Martha, oriundos de mapeamentos geológicos efetuados nas escalas de 1:100.000 e 1:50.000, de uma área limitada pelos paralelos de 15 e 16º de latitude sul e 58 e 59º de longitude W Gr., propuseram a denominação de “Greenstone Belt do Alto Jauru”, em contrapartida da Seqüência Vulcano-Sedimentar Quatro Meninas de SAES et al., (1984), para caracterizar um conjunto de rochas vulcânicas e plutônicas (ultrabásicas, básicas, intermediárias e ácidas) e sedimentares (detríticas e químicas), metamorfisada na fácies xisto verde a anfibolito, situado nas bacias hidrográficas dos rios Jauru e Cabaçal. Referem-se, pela primeira vez, à ocorrência de rochas arqueanas nesta porção do cráton.
Subdividem o greenstone em três formações, quais sejam, Formação Mata Preta, basal, constituídas por rochas vulcânicas básicas de caráter toleítico; Formação Manuel Leme, intermediária, constituída por rochas vulcânicas ácidas, localmente intermediárias e sedimentos químico-pelíticos associados; e, finalmente, a Formação Rancho Alegre, superior, constituída por sedimentos detrito-químicos, com ocorrência de rochas vulcânicas básicas em sua porção basal. Descrevem três faixas de trend NNW-SSE separadas por embasamento granítico- gnáissico, denominadas de faixas Cabaçal, Araputanga e Jauru, de leste para oeste, respectivamente; nestas faixas a foliação tem direção coincidente com o alongamento das mesmas e o mergulho da ordem de 40 a 75º SW para faixa Cabaçal, e 50 a 80º SW para as faixas Araputanga e Jauru.
Mantiveram a denominação Suíte Intrusiva Rio Alegre para referenciar-se a corpos básicos e básico-ultrabásicos intrusivos tanto no Complexo Xingu como no Greenstone Belt do Alto Jauru. A partir de datação K/Ar em duas amostras do gabro de Indiavaí, apresentaram idades de 2.800 Ma, estabelecendo assim a idade mínima para o Complexo Xingu e o Greenstone Belt de Alto Jauru.
PINHO, (1990), faz um estudo petrológico e geoquímico das rochas ocorrentes ao longo do Rio Aguapeí, numa área de 10 km2, com ênfase aos granitóides e anfibolitos. Constata que os granitóides tem características cálcio-alcalinas e composições mineralógicas variadas, predominando tonalitos-trondjemitos; para os anfibolitos presentes como encraves nos tonalitos, reconhece trend toleiítico. Conclui pela semelhança dos terrenos estudados com os terrenos arqueanos do tipo granito-greenstone
LEITE, (1989), analisando parte da Seqüência Vulcano-Sedimentar Quatro Meninas de SAES, (1984), propõe a subdivisão estratigráfica, da base o para o topo, em três unidades, assim constituídas: Unidade Vulcânica Máfica, Unidade Química e Unidade Vulcânica Félsica. Reconhece dois grupos de lavas máficas, representados por komatiítos basálticos e outro por toleiítos normais e ferro-toleiítos. O conjunto foi submetido a condições metamórficas fácies xisto verde. 123
MENEZES et al., (1991, 1993), entre as unidades litoestratigráficas identificadas na Folha Pontes e Lacerda (SD-21-Y-D) reconheceram, da base para o topo, o Complexo Metamórfico Alto Guaporé, com idade atribuída ao Arqueano/Proterozóico Inferior, constituído por orto e paragnaisses, polideformados e metamorfisados na fácies anfibolito alto; o Complexo Granulito-Anfibolítico de Santa Bárbara, representado por noritos, enderbitos e anfibolitos, que estariam relacionados com as remobilizações crustais pré-transamazônicas; o Complexo Metavulcano-Sedimentar Pontes e Lacerda para caracterizar um conjunto de rochas vulcânicas e sedimentares químicas e clásticas fortemente transpostas e metamorfisadas no intervalo xisto verde alto a anfibolito baixo, situadas a oeste das três faixas do Greenstone Belt do Alto Jauru, com idade atribuída ao Proterozóico Médio; Granito-Gnaisse Santa Helena do Proterozóico Médio e outras unidades intrusivas ou sedimentares.
RUIZ, (1992), realizou um mapeamento na escala 1:100.000 na região do Distrito da Cachoeirinha, sudoeste do Estado de Mato Grosso, e separou dois grandes conjuntos litoestruturais representados pelo Grupo Alto Jauru, e uma série de unidades intrusivas. Sob a denominação de Grupo Jauru reuniu conjuntos de rochas vulcânicas, subordinadamente plutônicas (ultrabásicas, básicas, intermediárias e ácidas) e sedimentares (clásticas e químicas), polideformadas e com metamorfismo variando da fácies xisto verde a anfibolito, que se distribuem com certa expressividade em 5 regiões, de leste para oeste denominadas de Faixa Cabaçal, Araputanga, estas duas primeiras faixas segundo Monteiro (1986), Quatro Meninas, segundo SAES, (1984), Jauru, segundo MONTEIRO, (1986), Pontes e Lacerda e Rio Alegre.
RUIZ, (op. cit.), já sintetizava que os dados radiométricos disponíveis para as unidades geológicas no sudoeste do Estado do Mato Grosso apresentavam uma variação de 950-1.600 Ma, sendo que as idades mais antigas (1.500-1600 Ma) situam-se mais a leste, mais especificamente na região de São José dos Quatro Marcos e a Reserva do Cabaçal. Apresenta também um quadro sinóptico da evolução geológica da área, que se iniciaria por um embasamento gnássico-tonalítico (gnaisses Quatro Marcos) do Proterozóico Inferior; deposição de um conjunto Vulcano Sedimentar também no Proterozóico Inferior, que sofreriam um rejuvenescimento isotópico ao redor de 2.000 Ma Seguir-se-ia a colocação de batolitos tonalíticos (Cabaçal e Santa Cruz) no Proterozóico Inferior, passando por um rejuvenescimento isotópico ao redor de 1.500-1.550 Ma
MATOS, (1995), apresenta o resultado de um mapeamento geológico efetuado na escala de 1:100.000, numa área de 220 Km2 na Região de Rio Alegre, Município de Santo Esperidião, sudoeste do Estado. Defende que o Complexo Metamórfico Alto Guaporé é constituído por gnaisses tonalíticos-trondjemíticos peraluminosos arqueanos, isto, com bases estritamente interpretativas, advogando que a idade paleoproterozóica obtida por CARNEIRO, (1985), através da isócrona Rb/Sr de com valor de 1.971 70 Ma ri de 0,7017 0,0005, em gnaisses cinzentos que afloram próximo à cidade São José dos Quatro Marcos, trata-se de idade mínima, superimposta originalmente a terrenos arqueanos do tipo TTG (tonalitos, trondjemíticos e granodioríticos), no curso dos retrabalhamentos proterozóicos, incluindo a intrusão dos granitóides de São José dos Quatro Marcos. Enfatizou ainda que os valores encontrados por CARNEIRO, (1985), dizem respeito a rochas graníticas intrusivas nos TTGs.
Dentre outras conclusões de MATOS, (op. cit.), destacam-se as seguintes:
“geológicamente, a região do Rio Alegre possui características de terrenos arqueanos, com retrabalhamentos proterozóicos superimpostos similares a outras áreas da borda do cráton amazônico e/ou, em geral, de núcleos continentais arqueanos, com acréscimos crustais proterozóicos, de outras regiões do Brasil e do mundo (quadrilátero ferrífero, África do sul, Austrália e Canadá entre outras)”.
“parte dos gnaisses e migmatitos observados na áreas de estudo, apresentam características petrográficas de complexos de gnaisses TTG (gnaisses tonalito-trondjemito-granodioríticos) arqueanos, onde os litotipos mais aluminosos eventualmente granatíferos, poderiam representar, respectivamente, associações TTG com alto e baixo alumínio, no sentido de CONDIE, (1981)”. 124
“balizados por contatos tectônicos, a oeste, pelos gnaisses do Complexo Metamórfico Alto Guaporé e a leste ora pelos metassedimentos do Grupo Aguapeí, ora pelo granito Santa Helena, ocorre a seqüência vulcano- sedimentar do Rio Alegre. Para esta, foi proposta, com base em critérios de campo, petrográficos e geoquímicos, uma origem como cinturão de rochas verdes (greenstone belt) arqueanas e a seguinte divisão litoestratigráfica: ”.
Conforme ficou exposto de forma clara pelo autor, a associação dos litotipos observados corresponde ao de terrenos arqueanos do tipo TTG, assim como podemos adicionar aquelas associações observadas nos terrenos circunvizinhos às cidades de Indiavaí, Quatro Marcos e Jauru.
De acordo com os trabalhos ora apresentados, a porção cratônica do Estado de Mato Grosso encontra-se dividida em cinco províncias geocronológicas, quais sejam: Amazônia Central, Ventuari-Tocantins, Rio Negro-Juruena, Rondoniana-San Ignacio e Sunsas. As três primeiras ocorrem no norte do Estado, com sua extensão meridional encoberta por sedimentos mesozóicos Parecis, enquanto que a Província Rondoniana-San Ignacio faz-se presente no Estado de Rondônia, tangencia o noroeste do Estado de Mato Grosso na fronteira com Rondônia, a oeste da Serra da Providência, e estende-se para sul, em direção ao Planalto de Jauru; e, finalmente, a Província Sunsás representada pelas coberturas vulcanogênicas ácidas e básicas e sedimentares.
Os dois modelos evolutivos apresentados, apesar das diferenças, admitem a reativação, somente que, o primeiro modelo, estático, diz respeito a uma extensa área cratônica arquena/proterozóica inferior que vem sendo retrabalhada e reativada sucessivamente, sendo o magmatismo anorogênico uma das grandes expressões dos eventos de reativação (AMARAL, 1974, ALMEIDA et al., 1981, HASUI & ALMEIDA, 1985); o segundo modelo, mobilístico, apresenta o Cráton Amazônico decorrente de uma série de eventos acrescionários ocorridos no Proterozóico, circundando um núcleo cratônico Arqueano (CORDANI et al., 1979, TASSINARI, 1981, TEIXEIRA et al., 1989, TASSINARI, 1996). Com relação à causa das reativações, para AMARAL e seguidores é exclusivamente endógena (autônoma), para CORDANI e seguidores é induzida por fronts orogênicos.
Esta dicotomia de opiniões ligadas à tectogênese são até hoje debatidas em termos internacionais, dentro dos seguintes parâmetros. O termo “magmatismo anorogênico” refere-se a uma larga variedade de rochas ígneas, mais comumente granitos que não estão associados com estruturas compressionais e cujas idades estão separadas por muitas dezenas de milhões de anos da última orogenia. Eles são a longo tempo indicadores de terem se alojado em regimes extensionais. As rochas graníticas pertencem ao tipo A (anidro, alcalino e anorogênico), que são caracterizadas por alto SiO2, K/Na, Fe/Mg, F, Zr, Nb, Ga, Sn, Y, REE (exceto Eu); baixo CaO, Ba e Sr. Apresentam biotitas ricas em ferro, anfibólios alcalinos, piroxênios sódicos, feldspatos alcalinos e por mineralização de Sn, W, Nb, Ta, F e Bi. As faixas portadoras de magmatismo anorogênico apresentam uma associação de granitos rapakivi, riólitos, granitos alcalinos e peraluminosos, anortositos, gabros, diques básicos e rochas alcalinas. A idade das principais faixas portadoras deste magmatismo variam de 1.8 a 1.1 Ga, mas são mais freqüentes de 1,76 Ga a 1,4 Ga (WINDLEY, 1993).
O ambiente tectônico destas rochas anorogênicas é um dos maiores problemas da geologia precambriana. Existem muitas hipóteses contrastantes sobre sua origem, tais como (WINDLEY, op. cit.):
- ação de plumas do manto/diapirismo em regimes extensionais (EMSLIE, 1978, MORSE et al., 1988, ANDERSON & BENDER, 1989);
- correntes de convecção do manto superaquecidas com milhares de quilômetros de diâmetros (“a convective upwelling mantle superswel thousands of kilometers in diameter”) (HOFFMAN, 1989); 125
- resposta termal ao espessamento crustal produzido por uma tectônica de placas primariamente convergente (VAN SCHMUS & BICKFORD et al., 1986; BICKFORD et al., 1986); e
- em conecção com estágios colisionais tardios (VAN SCHMUS et al., 1987).
Diante dos estudos anteriormente elaborados e os aqui realizados, podem-se efetuar algumas considerações acerca da porção cratônica do Estado de Mato Grosso.
- na porção norte do Estado, raros foram os trabalhos que cartografaram associações TTG, conforme observado ao sudeste de Peixoto de Azevedo (PAES DE BARROS, 1994), e seqüências máficas-ultramáficas que pudessem representar restos ofiolíticos ou seqüências vulcano-sedimentares arqueanas ou do Proterozóico Inferior. A este fato devemos creditar, com segurança, à inexistência de trabalhos de detalhe que pudessem configurá-los; como os foram feitos na região sudoeste, isto pelas dificuldades naturais ali reinantes,
- a cobertura vulcano-plutônica Iriri recobre todas províncias geocronológicas, com exceção da Sunsas. Aflora nos flancos do Alto Estrutural Juruena-Teles-Pires, onde no núcleo expõem-se as infracrustais e, nos flancos, as coberturas vulcanogênicas e as sedimentares que lhas sotapõem;
- para o conjunto vulcânico situado entre Porto Velho e Juruena temos uma idade isocrônica Rb/Sr de boa confiabilidade com idade de 1.651 Ma ri 0,703 ± 0,001 (TASSINARI, 1981), o que permite assumir com segurança que àquela época a crosta já estava formada e estabilizada quanto aos processos deformacionais;
- se admitirmos um evento colisional Rio Negro-Juruena/Ventuari-Tapajós com ápice sintectônico a 1.700 Ma, tería-se um lapso de 50 Ma entre o evento sintectônico e o grande evento vulcano-plutônico;
- no Estado não foram reconhecidos nenhum tipo de sedimentos molassóides (quer sejam molassóides ou não) interpostos entre as infracrustais Xingu e as coberturas vulcanogênicas, o que é uma situação um tanto quanto intrigante diante da cronologia das províncias e modelos colisionas propostos, ainda mais se admitido que o evento vulcânico teve um largo período de ocorrência;
- a Formação Mutum-Paraná, de ocorrência restrita à Província Rio Negro- Juruena, encontra-se, no geral, mais deformada do que as demais coberturas sedimentares que lhas sotapõem estratigraficamente, e.g. Beneficente e Dardanelos (exceção feita às faixas lineares deformadas verificadas nos bordos da Formação Beneficente, aqui interpretadas como decorrentes de falhas de inversão de bacia).
- admite-se neste trabalho uma possível conexão entre os sedimentos Dardanelos e Beneficente, em que os primeiros corresponderiam aos limites mais proximais, fluviais, de uma grande bacia de deposição epinerítica, atualmente segmentada pelo Alto Estrutural Juruena-Teles Pires;
- um fato marcante em termos de mineralizações é a perfeita delimitação de províncias mineralizadas predominantemente a ouro e estanho. Assim, no meridiano balizado pela cidade de Aripuanã, em direção ao oriente, a vocação metálica é seguramente mais notável para Au; de Aripuanã rumo ao ocidente a vocação metálica é nitidamente para Sn ou Sn:Au. Na Folha Rio Branco, MIR 296, os trabalhos efetuados pela CPRM detectaram inúmeras ocorrências de Sn associadas aos vulcanitos Iriri. Mineralizações de Sn associadas a efusivas 126
ácidas são características de ocorrerem em áreas com crosta continental espessa (REED et al., 1986). Embora seja uma ilação, insere-se harmoniosamente à porção considerada, pois de Aripuanã para leste, a vocação aurífera observada, quer dentro do contexto da Província Rio Negro – Juruena, como dentro da Província Amazônica Central, sugere uma maior contribuição mantélica às plumas graníticas ou vulcanogênicas, ou, em outras palavras, uma crosta mais fina em relação àquela encontrada de Aripuanã para oeste, onde a Província Estanífera de Rondônia deve de refletir o aspecto ensiálico da orogênese ou então o retrabalhamento de uma crosta que se enriqueceria mais em estanho como decorrência de inúmeros eventos plutano-graníticos (magmatismo por ativação reflexa).
4.1.2. Principais Estruturas Geológicas do Cráton do Guaporé
A compartimentação geotectônica do Estado de Mato Grosso abrange, em sua maior distribuição territorial, o segmento sul do Cráton Amazônico, que compreende a Província Estrutural do Tapajós; seguido da Faixa de Dobramentos Paraguai (Província Estrutural do Tocantins) e, finalmente, a Bacia do Paraná, que corresponde à Província Estrutural do Paraná, conforme apresentado esquematicamente no Mapa 003. Cada província apresenta um estilo estrutural característico e próprio de sua evolução geológica, em resposta às diversas fases ou etapas de movimentações a que esta vasta região foi submetida.
As principais estruturas identificadas nesta província refletem a evolução de antigos terrenos cratônicos, sendo caracteristicamente reconhecidos: grandes feições lineagênicas; grabens, altos e baixos estruturais, grandes dobramentos suaves e estruturas dômicas menores.
4.1.2.1. Feições Lineagênicas
Representando grandes descontinuidades, as feições lineagênicas apresentam distribuição bimodal bem definida pelos trends NE e NW que cortam o embasamento, as coberturas sedimentares do Proterozóico Médio e Fanerozóico, as quais, pela recorrência das orientações sugerem tratar-se de reativações de antigas linhas de fraqueza, em sucessivos movimentos epirogenéticos. Aparentemente o trend NW é o mais antigo, por estar truncado pelo trend NE (BARROS et al., 1982).
São representantes destas feições os lineamentos Madeira-Quatorze de Abril, São João da Barra-Teles Pires, Arinos-Aripuanã etc, e as falhas do Canamã, São João da Barra, do Cristalino, Tenente Marques-Eugênia, do Rio Vermelho, entre outras.
As feições lineagênicas balizam altos e baixos estruturais, os vulcanitos da Formações Iriri, assim como aparentam controlar o posicionamento de plutonitos graníticos e alcalinos, representantes de vários episódios plutono-magmáticos de reativação aos quais a região foi submetida. Estruturas circulares associadas a intrusões graníticas e sieníticas são conspícuas ao norte do Estado. LEGENDA
I Craton Amazônico / Província Estrutural do Tapajós ( inclui embasamento metamórfico, magmatitos e coberturas proterozóicas
II Faixa de Dobramentos Paraguai / Província Estrutural do Tocantins
III Coberturas Fanerozóicas A - Bacia do Paraná B - Bacia do Parecis N C - Bacias Cenozóicas 1 - Bacias do Pantanal AMAZONAS 2 - Bacia do Araguaia 3 - Bacia do Guaporé
PARÁ Limite aproximado da borda sul do Craton Amazônico
FONTE : DNPM, 1984 ( Modificado ) I
TOCANTINS
RONDÔNIA IIIB
IIIB IIIC2
II
IIIC3 I
IIIA
BOLÍVIA
IIIC1
0 50 100 250 Km
MATO GROSSO DO SUL Mapa 003 TÍTULO COMPARTIMENTAÇÃO GEOTECTÔNICA ESQUEMÁTICA E COBERTURAS FANEROZÓICAS DO ESTADO DE MATO GROSSO MINISTÉRIO DA BIRD BANCO INTERNACIONAL PARA RECONSTRUÇÃO E DESENVOLVIMENTO INTEGRAÇÃO NACIONAL
GOVERNO DO ESTADO DE MATO GROSSO SEPLAN SECRETARIA DE ESTADO DE PLANEJAMENTO E COORDENAÇÃO GERAL ZONEAMENTO SÓCIO-ECONÔMICO ECOLÓGICO Projeto de Desenvolvimento Agroambiental do Estado de Mato Grosso PRODEAGRO 2000 Engenharia S. A.
C70 GE 02.CDR03.CDR 128
4.1.2.2. Altos e Baixos Estruturais
A movimentação vertical de blocos parece ter sido o agente dominante na tectogênese da Província do Tapajós, ocorrendo ao longo de lineamentos que delimitaram estruturas do tipo graben e horst. Aliado aos processos epirogenéticos, esforços tectônicos e atividade magmática, essa província também exibe estruturas flexurais.
São representantes desse tipo de estruturas o Graben do Cachimbo, o Alto Estrutural Juruena - Teles Pires, o Graben dos Caiabis, o Alto Estrutural Eugênia-Arinos, o Sinclinal São Pedro, o Graben da Serra Formosa, o Sinclinal do Ariranha, etc.
Dentre estas estruturas, o Graben do Caximbo, o Alto Estrutural Juruena-Teles Pires e o Graben Caiabis constituem mega estruturas de importância regional e, por essa razão, encontram-se sintetizadas a seguir:
- O Graben do Caximbo situa-se no extremo norte do Estado e abriga os sedimentos do Grupo Beneficente. Sua delimitação ao sul com as vulcânicas da Formação Iriri dá-se pelo lineamento São João da Barra - Teles Pires. Esta estrutura se extende ao norte para os estados do Pará e Amazonas, por uma extensão aproximada de 600 km, orientada segundo WNW.
- O Alto Estrutural Juruena-Teles Pires configura-se como uma megaestrutura positiva de direção WNW-ESE, controlado por falhas profundas que delimitam ao norte, o Graben do Caximbo (lineamento São João da Barra de Teles Pires) e, ao sul, o Graben dos Caiabis (lineamento Arinos-Aripuanã). Com uma extensão superior a 600 km por 120 km de largura, reúne rochas do Complexo Xingu, as vulcânicas da Formação Iriri e um número expressivo de stocks graníticos da Suíte granítica Teles Pires. Esta estrutura reveste-se de importância metalogenética, pelo grande número de depósitos auríferos que abriga.
- O Graben Caiabis apresenta direção geral WNW-ESE, condicionado aos lineamentos Apiacás-Teles Pires e Arinos-Aripuanã, que o delimitam ao norte e sul, respectivamente. Esta megaestrutura deprimida ocupa a porção centro-norte do Estado, abriga os sedimentos da Formação Dardanelos e, no extremo ocidental da Serra dos Caiabis, inclui basaltos alcalinos pertencentes à Formação Arinos. Esta depressão perde-se a SE sob a cobertura detrito-laterítica neogênica.
Ao sul desta Província, os terrenos proterozóicos coalescem sob expressíveis coberturas sedimentares correspondentes ao Grupo Parecis (Cretáceo) e sedimentos quaternários, abrigados pela Depressão Araguaia, configurando uma monotonia estrutural caracterizada por feições lineares NE e NW, presumidas de refletirem linhas de fraqueza do embasamento.
4.2. CINTURÃO DOBRADO PARAGUAI-ARAGUAIA
Ocupando a porção centro-meridional do Estado, encontra-se a Faixa de Dobramentos Paraguai-Araguaia, a qual se desenvolveu durante o Proterozóico Superior, quebrando a estabilidade da borda oriental do Cráton Amazônico. Ao sul do Estado, esta faixa encontra-se oculta sob os sedimentos das bacias do Paraná e dos Pantanais (Paraguai e Guaporé), ao norte, pelos sedimentos do Grupo Parecis e, a oeste, pelos sedimentos da Bacia do Araguaia. São feições características desta faixa: intensa deformação linear polifásica, na zona externa presença de extensos falhamentos inversos ou de empurrão, escassez de 129
produtos vulcânicos, a presença de plutão granítico circunscrito e discordante com produtos vulcânicos localmente associados na área mais interna da faixa. No conjunto, as estruturas configuram um grande arco convexo para o cráton com mais de 1.000 Km de extensão.
Segundo ALMEIDA, (1984), esta faixa encontra-se subdividida em duas zonas estruturais, com características distintas, que denominou de Brasilides Metamórficas (representada pelo Grupo Cuiabá) e Brasilides não-Metamórficas (representada pelo Grupo Alto Paraguai), sendo que as diferenças marcantes nestas zonas incluem idade, estilo estrutural, magmatismo e metamorfismo. O limite das estruturas Brasilides não-Metamórficas com a zona interna metamórfica, ou seja, Brasilides Metamórfico, dá-se por um front tectônico, praticamente contínuo onde exposto, que em vários locais lançaram os metamorfitos da zona interna sobre as Brasilides não-Metamórficas. O antepaís da faixa de dobramentos é representado pela área cratônica estabilizada no ciclo Sunsas.
4.2.1. Brasilides Metamórficas
O Brasilides Metamórficas representado pelo Grupo Cuiabá compreende as rochas mais antigas da faixa sedimentar, reunindo micaxistos, filitos, quartzitos, metarcóseos, metaconglomerados, calcários e mármores, apresentando ainda uma escassez rochas vulcânicas, sendo estas últimas descritas no Estado somente no Garimpo do Araés, Nova Xavantiva (MARTINELI, 1998), assim como plutonismo granítico (Granito São Vicente) com material subvulcânico (vulcânicas de Mimoso) localmente associado na porção central da faixa dobrada. ALMEIDA, (op. cit.), designou esta zona de ortotectônica da faixa orogênica, a qual apresenta dobramentos holomórficos, cujos eixos sub-horizontais são geralmente paralelos à configuração arqueada da borda do cráton. Estes dobramentos ocorrem em várias escalas, apresentando-se simétricas ou assimétricas, constituindo braquissinclinais, braquianticlinais e isoclinais, por vezes, com flancos invertidos. Podem alcançar dezenas de quilômetros de extensão, assim como as grandes falhas inversas ou de empurrão que os afetam.
Às deformações desta faixa de dobramentos são atribuídas três eventos tectônicos (LUZ, et al., 1980, apud ALMEIDA, 1984), que são considerados fases distintas do Ciclo Brasiliano. Na área que se estende de Cuiabá para SW, verificaram que a primeira fase desenvolveu-se com o metamorfismo regional do Grupo, assim como originou os grandes dobramentos holomórficos. A segunda fase produziu novos dobramentos holomórficos, com isoclinais assimétricas, recumbentes, assim como as principais lineações observadas, enquanto que, a terceira fase, menos intensa, desenvolveu clivagem de crenulação nas rochas mais plásticas.
As estruturas indicam que a vergência tectônica durante a segunda fase deu-se em sentido oposto ao cráton, enquanto nas outras duas fases produziram-se em direção a ele. O magmatismo ácido penetrou o Grupo Cuiabá após a terceira fase tectônica. O metamorfismo regional que afetou as rochas do Grupo Cuiabá não ultrapassou o fácies xisto-verde, com desenvolvimento local de biotita. Como minerais gerados ou recristalizados pelos processos de metamorfismo regional observam-se com maior freqüência sericita, clorita, epídoto, moscovita, grafita, pirita, albita, microclíneo, hematita, magnetita e rutilo. Metamorfismo de contato é descrito nas auréolas do Granito São Vicente.
4.2.2. Brasilides não-Metamórficas
As estruturas Brasilides não-Metamórficas desenvolveram-se contíguas à borda cratônica. Devido à natureza pelítica, psamítica e dolomítica das unidades que a compõem, somados os efeitos dos dobramentos lineares e falhamentos longitudinais que as afetaram, apresentam cordões serranos contínuos por dezenas de quilômetros de extensão. A largura da faixa dobrada varia de 20 a 50 km e sua extensão se alonga por aproximadamente 300 km. As 130
Brasilides não-Metamórficas incluem todas as unidades do Grupo Alto Paraguai acima do Grupo Cuiabá, o metamorfismo é ausente ou só se manifesta de forma incipiente.
As deformações da zona Brasilides não-Metamórficas foram originadas sobretudo no terceiro episódio tectônico que afetou a Faixa de Dobramentos Paraguai. Apresenta como característica um sistema linear de dobramentos, sub-paralelos à borda do antepaís e extensos falhamentos inversos ou de empurrão, denotando o conjunto dessas deformações uma vergência dirigida para o antepaís (Foto 044). Os dobramentos são inúmeros e sucessivos, com seus eixos paralelos à configuração arqueada da borda do cráton. Apresentam-se em várias dimensões constituindo anticlinais, sinclinais, branquianticlinais, braquissinclinais, não raramente apresentando flanco invertido.
A zona limítrofe entre os Brasilides Metamórficas e não-Metamórficas é marcada por um adensamento de grandes falhas inversas ou de empurrão apresentando-se os dobramentos, no local, mais cerrados e sendo por elas cortados.
4.2.3. Evolução Tectônica da Faixa Paraguai – Região de Cuiabá
Considerável contribuição à Faixa Paraguai, quanto a sedimentação, estratigrafia e evolução tectônica foram dadas por ALVARENGA, (1984, 1985, 1986 1988, 1990), ALVARENGA & SAES, (1992), e ALVARENGA & TROMPETTE, (1992, 1993). Estes últimos autores reconhecem quatro grandes associações que empilham o Grupo Alto Paraguai, assim dispostas da base para o topo: Unidade Inferior que correspondente ao Grupo Cuiabá, Unidade Glaciomarinha e Turbidítica que reúne as formações Puga e Bauxi, as quais transgridem da Bacia Cuiabá para adentrarem na zona cratogênica, a Unidade Carbonatada representada pela Formação Araras, a qual encontra-se mais bem representada sobre a porção cratônica, porém ainda adentrando para a Bacia Cuiabá (Calcário da Guia, ou Formação Guia) e, finalmente, a Unidade Detrítica que reúne as formações Raizama e Diamantino (pela estratigrafia adotada neste trabalho soma-se ainda a Formação Sepotuba), cobertura exclusiva da zona cratônica (Figura 012). Neste esquema, a unidade Glaciomarinha e Turbidítica representada pelas formações Puga e Bauxi, pouco espessas e dobrada na zona externa da faixa, passam ao Grupo Cuiabá, espessas, tectonizadas e metamorfisadas dentro do domínio interno da faixa. Quanto ao contato basal dos metassedimentos do Grupo Cuiabá, este é descrito apenas na região do Alto Araguaia, na região de Bom Jardim de Goiás - GO, numa hipótese de extensão deste grupo até o Maciço Mediano de Goiás, dando-se em contato tectônico.
Segundo ALVARENGA & TROMPETTE, (1993), existem quatro fases de deformações superimpostas (D1 a D4) que afetaram a faixa Paraguai e são de idade brasiliana. A primeira fase é a principal, registrando os traços estruturais mais marcantes, encontrando-se representada em toda a faixa (zonas interna e externa), “as dobras D1 têm uma evolução geométrica e contínua na faixa. Os dobramentos inicialmente abertos na zona externa, passam a dobras fechadas, inversas a isoclinais no extremo leste da zona interna. O mergulho alto dos planos axiais 70-90ºSE na zona externa passa para 40-60ºW nos metassedimentos do extremo leste da zona interna... O eixo dos dobramentos tem caimentos que não ultrapassam 15ºNE, localmente estes caimentos podem estar para SW”.
A segunda e terceira fase têm caráter local e são sobretudo caracterizadas por clivagens de crenulação; a quarta e última fase de deformação está relacionada às dobras de grande comprimento de onda, reconhecidas nos mapas geológicos, com seus eixos dispostos perpendicularmente aos eixos das três primeiras fases de deformação. De acordo com os autores, o principal traço estrutural dessa fase D4 é um forte fraturamento orientado N50-70ºW variando de vertical a 80ºSW, o qual também afeta o Granito São Vicente. Dentre as conclusões obtidas pelos autores, pode-se enumerar entre outras:
- o modelo para a evolução tectônica da Faixa Paraguai parece não se enquadrar dentro dos clássicos modelos de geossinclinais. A Faixa Paraguai mostra um 131
sistema de dobramentos D1 que a medida que se torna mais intenso em direção às zonas internas, apresenta dobras assimétricas a isoclinais e, consequentemente, em sentido oposto ao cráton (ALVARENGA, 1990). Dados de atitudes de dobras e de clivagens, que induzem vergências contrária ao Cráton do Guaporé, são também registrados em diversos trabalhos sobre a faixa Paraguai (ALMEIDA, 1964, 1984; LUZ et al., 1980; ALVARENGA, 1986, 1990);
- as atitudes medidas para as clivagens S1, S2 e S3 são provavelmente atitudes originais (não são resultados de basculamentos posteriores), que estão de acordo com um modelo de tectônica tangencial. Esta é uma interpretação a favor da existência de uma deformação “sub-autóctone”;
- o estudo sedimentar do Grupo Cuiabá e de seus equivalentes cratônicos mostra uma evolução lateral de sedimentação que pode ser interpretada tanto quanto como característica de uma margem passiva, desenvolvido na borda oeste de um oceano brasiliano, como de acumulação em borda de aulacógeno ou de um rift intra-continental (ALVARENGA & TROMPETTE, 1992);
- a deformação dessas rochas pode ser interpretada como resultado de uma orogênese de colisão com o desenvolvimento completo do Ciclo de Wilson ou como o fechamento de um aulacógeno ou rift intracontinental, possivelmente com reduzida oceanização. De acordo com a primeira hipótese, o Grupo Cuiabá representa um páleo-prisma sedimentar numa antiga margem passiva ou, de acordo com a segunda hipótese, a borda oeste de um aulacógeno. Nenhum vestígio de crosta oceânica ou de arcos magmáticos que poderiam estar relacionados com a subducção de litosférica oceânica foi identificado na região de Cuiabá.
FIGURA 012 ESQUEMA DAS RELAÇÕES ESTRATIGRÁFICAS NA BORDA SUDESTE DO CRÁTON AMAZÔNICO
FONTE: ALVARENGA & TROMPETTE, 1993
4.2.4. Principais Estruturas Geológicas da Faixa Dobrada Paraguai-Araguaia
Ocupando a porção centro-meridional do Estado, encontra-se a Faixa de Dobramentos Paraguai que, durante o Proterozóico Superior, se desenvolveu na borda sul do Cráton Amazônico. No sul do Estado encontra-se oculta sob os sedimentos das bacias do 132
Paraná e do Pantanal e, ao norte, pelos sedimentos do Grupo Parecis e coberturas neogênicas.
ALMEIDA, (1984), subdividiu esta faixa em duas zonas estruturais, com características distintas, que denominou de Brasilides Metamórficas (aqui representada pelo Grupo Cuiabá) e Brasilides não-Metamórficas (aqui representada pelo Grupo Alto Paraguai), sendo que a diferença marcante nestas zonas inclui idade, estilo estrutural, magmatismo e metamorfismo.
4.2.4.1. Brasilides Metamórficas
O Brasilides Metamórficas compreenderia as rochas mais antigas da faixa sedimentar, apresentando ainda rochas vulcânicas, assim como intrusões graníticas e granodioríticas com materiais subvulcânicos, localmente associados. ALMEIDA, (op cit), designou esta zona de ortotectônica da faixa orogênica, a qual apresenta dobramentos holomórficos, cujos eixos sub-horizontais são geralmente paralelos à configuração arqueada da borda do cráton. Estes dobramentos ocorrem em várias escalas, apresentando-se simétricas ou assimétricas, constituindo braquissinclinais, braquianticlinais e isoclinais, por vezes, com flancos invertidos. Podem alcançar dezenas de quilômetros de extensão, assim como grandes falhas inversas ou de empurrão que os afetam.
Atribui-se a três eventos tectônicos as deformações desta faixa de dobramentos, que são considerados fases distintas do Ciclo Brasiliano. Na área que se estende de Cuiabá para SW, LUZ et al., (1980, apud ALMEIDA, 1984) verificaram que a primeira fase desenvolveu-se com o metamorfismo regional do Grupo, assim como originou os grandes dobramentos holomórficos, com isoclinais assimétricas, recumbentes, e as principais lineações observadas. A segunda fase produziu novos dobramentos holomórficos, mantendo as isoclinais assimétricas, recumbentes, assim como as principais lineações observadas e a terceira fase, menos intensa, desenvolveu clivagem de crenulação nas rochas mais plásticas.
As estruturas indicam que a vergência tectônica durante a segunda fase deu-se em sentido oposto ao cráton, enquanto nas outras duas fases produziram-se em direção a ele. O magmatismo ácido penetrou o Grupo Cuiabá após a terceira fase tectônica.
4.2.4.2. Brasilides não-Metamórficas
As estruturas Brasilides não-Metamórficas desenvolveram-se contíguas à borda cratônica. Devido à natureza pelítica, psamítica e dolomítica das unidades que a compõem, somados os efeitos dos dobramentos lineares e falhamentos longitudinais que as afetaram, apresentam cordões serranos por dezenas de quilômetros de extensão. A largura da faixa dobrada varia de 20 a 50 km e sua extensão se alonga por aproximadamente 300 km.
As deformações da zona Brasilides não-Metamórficas foram originadas sobretudo no terceiro episódio tectônico que afetou a Faixa de Dobramentos Paraguai. Apresenta como característica um sistema linear de dobramentos, sub-paralelos à borda do antepaís e extensos falhamentos inversos ou de empurrão, denotando o conjunto dessas deformações uma vergência dirigida para o antepaís. Os dobramentos são inúmeros e sucessivos, com seus eixos paralelos à configuração arqueada da borda do cráton. Apresentam-se em várias dimensões constituindo anticlinais, sinclinais, branquianticlinais, braquissinclinais, não raramente apresentando flanco invertido.
A zona limítrofe entre os Brasilides Metamórficas e não-Metamórficas é marcada por um adensamento de grandes falhas inversas ou de empurrão apresentando-se os dobramentos, no local, mais cerrados e sendo por elas cortados. 133
4.3. BACIA DO PARANÁ
Compreende a terminação NW da bacia intracratônica do Paraná. O empilhamento estratigráfico e as estruturas observadas demonstram que os esforços que aí atuaram correspondem àqueles decorrentes de movimentos epirogenéticos ascendentes e descendentes, de amplitudes diversas, que truncaram determinadas seqüências, situação esta observada durante o Paleozóico, Mesozóico e mesmo o Cenozóico. Quanto às estruturas presentes, observam-se blocos altos e baixos ao longo de falhamentos, além de estruturas flexurais caracterizadas por domos e arcos responsáveis pela perturbação da feição estrutural monoclinal original da bacia. Como a sedimentação da bacia encontra-se registrada em períodos descontínuos, seguidos de fases erosivas, optou-se por apresentar os conjuntos sedimentares em intervalos tectono-sedimentares.
4.3.1. Intervalo Pré-Devoniano ou Seqüência Pré-Furnas
Trabalhos recentes, em parte também verificados no transcorrer destes levantamentos, reconheceram também no Estado de Mato Grosso, à semelhança do que vinha sendo constatado para o Estado de Goiás, que a sedimentação inicial da bacia deu-se por uma unidade tectono-sedimentar representada pelo Grupo Rio Ivaí (ASSINE, 1996), com início no Neo-Ordoviciano (Série/Andar Caradoc/Ashgill), com a Formação Alto Garcas, concluindo seu ciclo com a Formação Vila Maria eosiluriana (Llandovery). O poço Alto Garças perfurado pela PETROBRAS apresentou intervalo de 1779 – 1944 m, ou seja 165 m atribuível a Arenito Pré- Furnas ou seja, Grupo Rio Ivaí. A Formação Alto Garças é constituída, na porção oriental da Chapada dos Guimarães, na base por uma fácies de conglomerado maciço, arenito com laminação plano paralela, arenito com laminação cruzada por onda e arenitos com Skolithos linearis (icnofácies Skolithos) interpretadas como o registro de ambiente marinho raso sob ação de ondas (BORGHI & MOREIRA, 1998), representando a primeira transgressão marinha da bacia.
Segue-se à Formação Alto Garças, a Formação Iapó, a qual embora desde longo tempo reconhecida no Estado do Paraná (MAAK, 1947), somente recentemente vem-se demonstrando sua continuidade e significado. Pelas características faciológicas dos seus sedimentos (diamictito com clastos de granulometria variada, diamictitos maciços, conglomerados, lamitos com seixos pingados, etc.), pequena espessura, por apresentarem-se diretamente sobre o embasamento e serem sobrepostos por fácies aquosas glacialmente influenciadas, são interpretados como depósitos sub-glaciais (PEREIRA, 1992, ASSINE & SOARES, 1993). Quanto ao tipo de glaciação, ASSINE, (1997), conclui por uma glaciação continental, demonstrando a existência de inúmeros depósitos cronocorrelatos na maioria das bacias Gondwânicas, cujas datações têm marcado um máximo glacial no Neo-Ordoviciano, assistindo desse modo, a Bacia do Paraná, ao seu primeiro registro glacial. A Formação Iapó foi descrita na região de Rio Verde de Mato Grosso (estrada de acesso ao Pantanal a partir do km 682 da BR-163), constituída por diamictitos e folhelhos com seixos caídos, capeando arenitos da Formação Alto Garças (ASSINE, 1997); e na região da Chapada dos Guimarães, onde BORGHI & MOREIRA, (1998), relataram a ocorrência de diamictitos da Formação Iapó recobrindo arenitos da Formação Alto Garças.
Segue-se à Formação Alto Garças os sedimentos da Formação Vila Maria, caracterizados por ambiente litorâneo de águas rasas sob influência de marés, com condições temporárias de sublitorâneo, com períodos de fluxo de detritos entrando na bacia (FARIA, 1982). A idade eosiluriana (andar/série Llandovery), marcada para o intervalo sedimentar desta unidade vem encerrar o primeiro intervalo tectono-sedimentar observado, após o qual deduz-se regressão marinha e erosão que teria removido grande parte dos registros sedimentares, promovendo o grande aplainamento que antecedeu a deposição da Formação Furnas. 134
4.3.2. Intervalo Devoniano
Este intervalo constituído pelas Formações Furnas e Ponta Grossa encontra-se bem representado no Estado, com ampla exposição nas bordas da bacia, próximo aos limites com as bacias cenozóicas do Pantanal e Araguaia. O poço de Alto Garças perfurado pela PETROBRAS apresentou os seguintes intervalos litoestratigráficos: 1.448 – 1.779 m para a Formação Furnas (331 m) e 981 – 1.448 m para a Formação Ponta Grossa (467 m).
A Formação Furnas assenta-se por discordância sobre os sedimentos do Grupo Rio Ivaí, sendo transgressiva sobre o embasamento Pré-Siluriano. Embora bastante semelhantes as descrições litológicas referentes à Formação Furnas, quanto às suas estruturas sedimentares e idade eodevoniana, é reconhecido uma diversidade faciológica muito grande nos sedimentos que compõem borda leste (BORGHI, 1993, 1996 e 1997a,b, apud BORGHI & MOREIRA, 1998), que se traduzem em diferentes ambientes de sedimentação, de fluvial a marinho. Para o Estado, os trabalhos mais abrangentes corresponderiam ao de SCHUBERT, (1994, 1995), onde foi propalado uma sedimentação inicial marcada por um ambiente marinho costeiro que evoluiu para um ambiente marinho raso, inicialmente dominado por marés e posteriormente por ondas normais e de tempestade. Este por sua vez evoluiu para um ambiente de offshore-transition.
O contato superior com a Formação Ponta Grossa é concordante e como local de observação indica-se o contato que ocorre na Cachoeira Véu da Noiva, ponto turístico notável próximo à cidade de Chapada dos Guimarães, onde afloram estratos de arenitos finos laminados (Formação Furnas), que gradam para siltitos arenosos, siltitos argilosos e folhelhos cinza, fossilíferos onde foram caracterizados fósseis de braquiópodes (Orbiculoidea, Australocoelia e Australosperifer?) e de moluscos (Tentaculites?). Quanto ao ambiente de sedimentação é fartamente indicado ambiente marinho de águas rasas. Especificamente no Estado, chamou a atenção a quantidade de hematita presente nos seus sedimentos mais argilosos que faz suspeitar de precipitação química de ferro quando da deposição de seus sedimentos. Após a sedimentação Ponta Grossa, observa-se novo período erosivo que antecede a deposição das camadas permo-carboníferas da Formação Aquidauana.
4.3.3. Intervalo Permo-Carbonífero
O intervalo permo-carbonífero encontra-se impresso pelos sedimentos da Formação Aquidauana, amplamente distribuída no Estado, ocupando toda a porção central da bacia.
O poço de Alto Garças perfurado pela PETROBRAS apresentou o intervalo litoestratigráficos de 182 – 981 m, ou seja 799 m para o Grupo Itararé (Formação Aquidauana neste projeto)
Encontra-se depositado em discordância angular sobre as formações Ponta Grossa e Furnas e sotopostos, também em discordância angular pela Formação Palermo. A presença de diamictitos com os mais variados tipos de matriz, a presença de dobras convolutas e a cor vermelha dos sedimentos levam a apontar sedimentação em ambiente continental sob influência de glacial proximal. Após a sedimentação Aquidauana a bacia assistiu a outro episódio de soerguimento e erosão, não sendo descrito e aqui ratificado a ausência de sedimentos pertencentes à Formação Rio Bonito.
4.3.4. Intervalo Permiano
No Permiano a bacia volta assistir nova transgressão marinha, a qual, dentro de suas flutuações, deu origem à sedimentação Palermo, Irati e Corumbataí. A Formação Palermo encontra-se depositada em discordância angular sobre o Aquidauana e sotaposta pelos 135
sedimentos Irati. Estas três unidades afloram na forma de franja no entorno das regiões planálticas no sul do Estado, todas elas apresentando em superfície pequena espessura, da ordem de metros a dezenas de metros. O poço de Alto Garças, perfurado pela PETROBRAS, apresentou os seguintes intervalos litoestratigráficos: 169 a 182 m, para a Formação Palermo, ou seja 13 m; 128 a 169 m para a Formação Irati, ou seja 41 m; e 20 a 128 m para a Formação Teresina (aqui denominada de Corumbataí) ou seja 108 m.
Em Alto Araguaia, em perfurações para fins geotécnicos, demonstraram que a Formação Palermo é sotoposta por diabásio posicionado na forma de sill, apresentando espessura ao redor de 10 metros, espessura esta que foi observada quando a unidade encontra-se exposta em superfície
A Formação Irati ocorre de forma descontínua com espessura não superior a 15 metros em superfície. Não foi verificado a natureza do contato Palermo e Irati, tidos regionalmente na bacia como concordantes.
Quanto à Formação Corumbataí, no âmbito da Folha Mineiros, aflora nas latitudes setentrionais, sendo que na porção leste da referida folha, no vale do Rio Claro e nas cabeceiras e afluentes do Rio Araguaia, foram identificados exclusivamente termos da Formação Corumbataí, que se assentam por disconformidade sobre a Formação Palermo. Já na porção oeste, no vale do Rio Itiquira, Bacia do Paraguai, assenta-se sobre a Formação Irati, que se expõe subordinadamente. Tal fato vem reafirmar uma borda instável sujeita a oscilações.
A espessura de 108 metros para a Formação Corumbataí, observada no poço Alto Garças, vem demonstrar que esta unidade foi muito mais espessa do que atualmente observado, ou seja, após o soerguimento desta borda da bacia, o mar Permiano regrediu e grande parte de seus sedimentos foram erodidos. Supõe-se que esta fase de soerguimento foi acompanhada de tectonismo pois boa parte dos sedimentos Corumbataí encontram-se conservados em enfossamentos tectônicos dentro do Aquidauana que o preservaram da erosão. Raciocínio análogo pode ser efetuado com relação aos 41 m de sedimentos Irati observados no poço Alto Garças. A pequena espessura observada para o Irati leva a sugerir a influencia de um alto ou que seus sedimentos foram removidos por erosão, ambas situações ratificando uma borda de bacia instável.
4.3.5. Intervalo Juro-Cretáceo
Este intervalo tectono-sedimentar é sucedido por uma grande discordância erosiva que se estendeu desde o Eopermiano até o Jurássico, para reiniciar a sedimentação com a Formação Botucatu (sensu lato).
Observa-se, no Estado, que a Formação Botucatu encontra-se bem representada no Planalto de Itiquira e nas bordas ocidental e meridional da Chapada dos Guimarães, com espessura da ordem de dezenas de metros. Porém, já nos bordos das Serra da Estrela e da Saudade (região de Tesouro e Guiratinga) afloram na forma de franjas com pequena espessura. Derrames básicos atribuíveis à Formação Serra Geral foram identificados no entorno da Serra Estrela com estruturas de fluxo e vesículas no topo, com espessura da ordem de 5 a 6 m.
A ausência de sedimentos Botucatu no flanco oriental da Chapada dos Guimarães (sob sedimentos cretáceos), diante das espessas camadas no flanco ocidental, levam a inferir, que tais sedimentos foram naquela porção erodidos, numa sucessão de episódios de sedimentação e erosão que vem sendo observados desde tempos eosilurianos 136
Os derrames basálticos são pouco expressivos na terminação NW da bacia. As poucas informações disponíveis na Chapada dos Guimarães merecem detalhamento no sentido de trazer luz à questões cronolitoestratigráficas e evolutivas. Nas Serras da Estrela e Saudade, como acima exposto, temos delgadas franjas de rochas efusivas basálticas. Elas se tornam pouco mais expressivas na borda oriental do Planalto de Itiquira.
O desenvolvimento de Latossolos Argilosos Vermelhos-Escuros sobre estes basaltos vêm sugerir que a superfície de aplainamento sulamericana removeu e aplainou a Formação Marília e demais unidade cretáceas e subjacentes, até expor o nível de basalto do Planalto de Itiquira, tendo sido certamente este também erodido.
4.3.6. Intervalo Neocretáceo
Este intervalo diz respeito à grande sedimentação cretácea que ocorreu no Estado. Apesar de na Bacia do Paraná a sedimentação diga respeito à Formação Marília, a sedimentação cretácea como um todo inclui o Grupo Parecis, que se estende por toda porção central do Estado, numa disposição leste-oeste. A Formação Marília dispõe-se por disconformidade sobre os sedimentos Furnas, Ponta Grossa, Aquidauana, Botucatu e Serra Geral. Tal situação vem demonstrar que o substrato da bacia em tempos pré Marília estava rompido, colocando lado a lado unidades distintas.
A presença de testemunhos cretáceos na região de Nova Xavantina e Água Boa vêm demonstrar a continuidade da sedimentação cretácea entre as bacias do Paraná e Parecis, ao menos para a porção oriental do Estado, agora rompida por neotectonismo.
A presença de silcretes na Formação Marília vem demonstrar um ambiente de aridez a que esta unidade esteve submetida, à semelhança do que se observa em outros Estados. Tanto nos sedimentos cretáceos da Bacia do Paraná como nos da Bacia do Parecis, observa- se uma superfície de aplanamento, cimeira em relação às demais, correlacionáveis entre si, à qual foi interpretada como resultante da Superfície de Aplanamento Sulamericana.
Esta superfície, pela extensão com que ainda se observa o topo preservado, também identificados nos limites com os Estados de Rondônia e Mato Grosso do Sul, pode-se dizer, reflete sua própria denominação, que faz alusão a dimensão continental.
4.3.7. Estruturas Flexurais na Bacia do Paraná
A nordeste de Cuiabá configura-se uma importante unidade geomorfológica, representada pela Chapada e Planalto dos Guimarães, que se alonga numa direção geral E-W por mais de 200 km. As rochas aí presentes permitem um modelado com relevo cuestiforme, cuja frente está voltada para a Depressão Cuiabana (ROSS & SANTOS, 1982).
Os limites da borda ocidental da bacia são marcados por extensa linearidade NW, onde se encontram alojados o granito São Vicente e vulcânicas correlatas, numa situação indicativa de importante descontinuidade estrutural, que atualmente baliza o flanco ocidental da bacia.
Na porção sul da Chapada dos Guimarães, OLIVEIRA & MÜHLMANN, (1967), identificaram uma feição arqueada que denominaram Arco de São Vicente, a sudeste da cidade homônima. Posteriormente, GONÇALVES & SCHNEIDER, (1970), consideraram ser esta estrutura uma expressão tectônica que possuía uma das maiores áreas de influência na borda da bacia, exibindo seu eixo grosseiramente alinhado a NE - SW. 137
Nos arredores da cidade de Chapada dos Guimarães as evidências desta estrutura encontram-se marcadas nos mergulhos das Formações Furnas e Ponta Grossa, algo acentuados para NNE.
Outra notável estrutura de conformação circular trata-se do Domo de Araguainha, ocupando uma área de aproximadamente 1.300 km², no Planalto dos Guimarães, seccionada pelo Rio Araguaia. Os sedimentos do Grupo Passa Dois dispõem-se em faixas semicirculares, limitados por falhas de gravidade e constituindo o anel mais externo da estrutura (Fotos 045 e 046). Em direção ao seu núcleo seguem as rochas das formações Aquidauana, Ponta Grossa e Furnas, dispostas em áreas concêntricas.
Normalmente, os contatos entre as unidades estratigráficas dão-se por falhas gravitacionais. No núcleo soerguido afloram blocos de rocha de composição granítica, com texturas assemelhando-se às de rochas subvulcânicas e, na parte externa do núcleo, rochas de textura vulcânica.
Esta estrutura dômica, inicialmente admitida como uma “ascensão diapírica”, decorrente de magmatismo ou vulcanismo, que teria arqueado as camadas paleozóicas na forma de um domo (NORTHFLEET et al., 1969; GONÇALVES & SCHNEIDER, 1970), para outros autores trata-se de um astroblema, de dimensões fora do comum (DIETZ et al., 1973; WILLIGE, 1981 e CROSTA, 1982), onde, no seu centro, estariam rochas fundidas por impacto.
Ao norte do Domo de Araguainha tem-se a terminação de uma estrutura em arco denominada Arco de Torixoréu. Apresenta eixo de direção ENE-WSW, com mergulho para oeste, estendendo-se desde o Estado de Goiás, balizado pelas cidades de Piranhas (GO), adentrando para o Estado de Mato Grosso, com sua terminação oeste balizada pela cidade de Diamantino (MT).
Afora estas maiores estruturas dômicas ou arqueadas, ocorrem também estruturas mais localizadas como a Estrutura do Alto Coité, localizada 10 km ao norte da vila homônima. Apresenta um conjunto de falhas normais cuja extensão não excede 20 km, com orientações e marcante subparalelismo à estrutura maior, desenvolvendo fraturas de distensão e estabelecendo, localmente, contatos tectônicos entre as formações Aquidauana, Palermo, Botucatu e Marília.
A importância dessas estruturas arqueadas, em parte obliteradas e delimitadas por uma tectônica distensiva, posicionadas em borda de bacia e também de cráton, consiste em constituírem os grandes controles tectônicos de alojamento de corpos quimberlíticos que ocorrem na região, conforme atestam as múltiplas atividades garimpeiras ao redor destas estruturas.
4.3.8. Estruturas Lineagênicas na Bacia do Paraná
A par das estruturas flexurais, figuram um número expressivo de feições lineagênicas caracterizadas por inúmeros falhamentos, predominantemente de caráter normal, cuja orientação preferencial é NE e subordinadamente para NW. Feições circulares do tipo ring faults também são observadas.
Alguns falhamentos maiores do trend NW se destacam no conjunto, como as falhas de Jaciara-Serra Grande e de Poxoréo, ambas com o bloco baixo para NW. Outros falhamentos expressivos compreendem a Falha do Diamantino, Falha da Fazenda Formoso, bem como outros de menor expressão.
O arranjo destas falhas também imprime um número expressivo de grabens, como os do Tombador, Rio do Garças, Rio Passa Vinte, General Carneiro e outros. 138
4.4. BACIA DOS PARECIS
A Bacia dos Parecis embora tratada como um ente geotectônico distinto dos demais, se analisada sob a ótica dos sedimentos cretáceos, poderia ser descrita no intervalo neocretáceo da Bacia do Paraná, juntamente com a sedimentação Marília. Conforme anteriormente mencionado, morros testemunhos Utiariti nas regiões de Nova Xavantina e Água Boa permitem considerar que estes sedimentos formavam um horizonte contínuo. Além disso, a sedimentação Ponta Grossa, a oeste das referidas cidades, em discordância sobre a Formação Diamantino e sob os sedimentos Parecis demonstram que ao menos sedimentos paleozóicos se estenderam sob a Bacia dos Parecis.
A Bacia dos Parecis, considerada intracratônica, tem seu limite meridional situado na borda do Cráton do Guaporé, apresentando forte influência desta zona de fraqueza (Faixa Móvel Paraguai-Araguaia). Os derrames Tapirapuã do Cretáceo Inferior denotam a instabilidade da borda cratônica naquela época.
Modelagem gravimétrica trimensional do embasamento da Bacia dos Parecis (BRAGA & SIQUEIRA, 1995) demonstrou que o substrato da bacia encontra-se bem estruturado, evidenciando horsts e grabens estruturados segundo NW-SE na borda ocidental e NE-SW na borda oriental, apresentando deflexões segundo padrões de rifts proterozóicos (Figura 003).
De acordo com (BRAGA & SIQUEIRA, op. cit.), o preenchimento sedimentar no Graben de Pimenta Bueno é espesso e aguardado de ser o principal prospecto para geração de hidrocarbonetos. Na porção mais profunda do graben, denominado baixo gravimétrico de Salto Magessi, o poço estratigráfico 2-SM-1-MT (5.779 m), perfurado em 1995, apresentou 5.779 m de sedimentos horizontais e sem vulcânicas. De 3.972 m à profundidade terminal a recorrência de 2 plataformas carbonáticas foram registradas. O carbonato superior (618 m de espessura) correlaciona-se com carbonatos neríticos e supramaré (supratidal) e anidritas que afloram em poucos pontos da borda noroeste da bacia, com uma seqüência similar detectada no poço PB-01-RO (CPRM), localizado no Graben de Colorado, 500 m a oeste do poço 2-SM- 1-MT. Intercalações de folhelhos pretos portadores de Verrucosisporides sp. (Devoniano ao Triássico) foram encontrados em carbonatos no poço PB-01-RO (SOEIRO, 1982, apud BRAGA & SIQUEIRA, 1995). A análise da razão Sr87/ Sr86 obtidas de amostras de carbonatos deste poço indicam o Sakmarian (Permiano Inferior) como uma possível idade desses sedimentos (RODRIGUES 1993, apud BRAGA & SIQUEIRA, 1995). Estes dados indicam que os grabens preenchidos por sedimentos sob a Bacia do Parecis tiveram um desenvolvimento complexo, começando como rifts proterozóicos sucedidos por plataformas carbonáticas e provavelmente rejuvenecidos em tempos paleozóicos.
Embora breve, tais relatos vem demonstrar uma espessura inimaginável de sedimentos não deformados e uma estrutura complexa sob os sedimentos Parecis, cuja sedimentação remonta a tempos proterozóicos, controlada por altos e baixos estruturais.
4.5. BACIAS SEDIMENTARES CENOZÓICAS
Sob esta denominação serão abordadas as bacias do Pantanal, Guaporé e Araguaia. A Bacia do Guaporé embora tratada de forma individualizada, é contígua à Bacia do Pantanal e fundem-se numa só bacia no Estado de Mato Grosso do Sul.
A espessura dos sedimentos da Bacia do Pantanal, determinada pela PETROBRAS e por alguns poços para água subterrânea, atingiu a profundidade máxima de 412,5 m em seção incompleta (WEYLER, 1962 e 1964 apud SHIRAIWA, 1996). A porção mais profunda apresenta-se como uma faixa alongada com direção aproximada N-S, compreendida entre os meridianos 56°00’ e 56°30’ de longitude oeste de Gr. e os paralelos 17°00’ e 18°30’ de latitude 139
sul; esta faixa situa-se a leste de Porto Jofre (cerca de 30 km) com limite norte adentrando no Estado de Mato Grosso, e a maior parte de sua extensão situada no Estado de Mato Grosso do Sul.
Diante dos trabalhos elaborados pode-se fazer algumas observações, entre as quais:
- a superfície de aplanamento paleogênica nivelou as bacias Parecis e do Paraná. Na porção oriental da Faixa Móvel Paraguai-Araguaia, os sedimentos cretáceos formavam um único horizonte sobre ambas bacias. Na região de Diamantino - MT, o aplainamento chegou a expor o substrato Pré-Cambriano (Faixa Móvel Paraguai-Araguaia);
- a Faixa Paraguai-Araguaia interpôs-se como um alto estrutural entre as bacias do Paraná e do Parecis. Apesar dos cordões serranos da Província Serrana, pode- se notar que ocorreu inversão topográfica neste alto estrutural. No Grupo Cuiabá e na Formação Diamantino a inversão de relevo é mais evidente;
- o atual limite da bacia pantaneira é erosivo, ou seja, seus sedimentos se estendiam mais para o norte, adentrando na Depressão Cuiabana. Com este fato, interpreta-se que os restos sedimentares das Coberturas Detriticas Laterizadas observadas em sobre o Grupo Cuiabá digam respeito às porções basais dos sedimentos Pantanal;
- os limites da Depressão Cuiabana são marcados por quebras topográficas positivas, com desníveis da ordem de dezenas até centenas de metros, muitas delas das quais se infere escarpas de linha de falha com abatimento da porção interna;
- os limites da Bacia do Pantanal com Bacia Paraná dão-se por escarpas de linha de falha com desníveis de dezenas a centenas de metros, com abatimento da porção interna. Na Folha de Itiquira, residuais da Formação Furnas dentro da bacia pantaneira apresentam rejeito da ordem de 150 metros;
- as escarpas da Serra de Tapirapuã possuem controle estrutural. Erosão remontante nivela os sedimentos do Pantanal com os folhelhos Sepotuba até atingir as escarpas de Tapirapuã;
- o bordo ocidental do Planalto dos Parecis é estruturalmente controlado por lineamentos N20-30W, coincidentes com os do Complexo Xingu. Trata-se de uma escarpa estrutural que persiste por mais de 250 km e apresenta quebra topográfica de até mais de 300 metros. Neste trabalho é sugerido a denominação de Escarpa Estrutural do Guaporé como referência para esta importante feição geomórfica (Foto 047).
- o limite dos sedimentos Guaporé com o embasamento Xingu é erosivo, ou seja, os sedimentos Guaporé se estendiam mais a nordeste. Aqui também restos de coberturas detríticas laterizadas sobre o embasamento Xingu podem ser correlacionáveis à base da Formação Guaporé.
- fraturas N10ºW que cortam o embasamento e cobertura sedimentar Guaporé (fanglomerados), foi observado ao norte de Vila Bela da Santíssima Trindade, numa autêntica manifestação de neotectonismo.
Diante dessas observações e dos dados apresentados, para melhor compreensão do texto, denomina-se de Bacia do Pantanal à zona deprimida preenchida por sedimentos e Depressão Pantaneira, ao conjunto das áreas abatidas que ocorrem no entorno da Bacia do 140
Pantanal. Assim, aquela designação vem abarcar toda a área estruturalmente abatida, na qual, em sua porção mais central, encontram-se os sedimentos cenozóicos e quaternários inconsolidados e onde ocorrem processos atuais de sedimentação flúvio-lacustre na sua zona interiorana. Neste contexto, a Depressão Cuibana corresponde a uma das áreas deprimidas que fazem parte da Depressão Pantaneira.
Por sua vez, a Depressão Pantaneira corresponde a uma depressão tectônica que se formou pós superfície de aplainamento. A análise estratigráfica das unidades que afloram no entorno da bacia evidenciam que o nível de erosão foi profundo removendo espessas coberturas sedimentares. Tal fato leva a indicação de que anteriormente ao período de abatimentos, esta região passou por um período de arqueamento para a instalação dos processos erosivos que se deduzem.
Os dados geológicos observados na bacia pantaneira mostram uma ativação com arqueamento na sua fase inicial, a que se seguiram processos erosivos, abatimentos de gravidade e sedimentação. Variações no depocentro causando inflexões do substrato, provocam fenômenos cíclicos e erosão e sedimentação. Pela espessura dos sedimentos encontrados no seu depocentro (superior a 400 metros) e pelas altitudes observadas no seu entorno (ao redor de 610 no topo da Chapada), podemos estimar um deslocamento entre a sua base e a sua superfície original da ordem de 900 metros.
O trabalho de SHIRAIWA, (1996), explica a seqüência de fenômenos observados. Para esse autor, a Bacia do Pantanal originou-se por processos de ativação, devido a esforços extensionais ocorridos na ombreira flexural que se originou em resposta à flexão da placa litosférica em decorrência da carga formada pelos sedimentos da Bacia Subandina e pela topografia dos Andes Centrais; isto na transição Plioceno - Pleistoceno. Observar que o modelo de SHIRAIWA, (op. cit.), diz respeito a ativação reflexa, exclusivamente,
O braço do Pantanal do Guaporé que toma a direção NNW e se dirige a Rondônia é um ramo desta estrutura tectônica que se aproveitou das estruturas regionais originadas no ciclo Rondônia-Sunsas e que serviram como zonas de fraqueza para seu desenvolvimento. Também para esta bacia, a semelhança do que se deduziu para a Bacia do Pantanal, é admitido um arqueamento inicial para que a erosão pudesse remover a cobertura cretácea, ao que se seguiu abatimentos, admissivelmente escalonados, que originaram a grande escarpa estrutural em que se assenta, no seu reverso, a Chapada dos Parecis.
Com relação à Bacia do Araguaia, sua caracterização como uma fossa tectônica remonta há algumas décadas. HALES, (1981), analisando dados magnetométricos e sísmicos numa área de aproximadamente 40 x 50 km ao sul da Ilha do Bananal, conclui pela existência de uma fossa tectônica cuja espessura total poderia atingir até 2.000 metros de sedimentos com idades do recente até paleozóica. O padrão de falhas obtido pela magnetometria na referida região demonstra um conjunto de falhas de abatimento com trend geral NNW. Além dessa espessura considerável de sedimentos, demonstra a existência de fortes evidências geofísicas de intrusões de diabásios dentro destes sedimentos.
Diante dos processos observados e modelo elaborado para a Bacia do Pantanal, a Bacia do Araguaia apresenta características próprias. Aqui já não se observa, com tanta evidência e magnitude, arqueamento. A sua conformação tipo fossa há muito foi observada e discutida (HALES, 1981). A origem da mesma parece ater-se a falhamentos distencionais.
Em adição, sobre esta bacia, pode ser comentado que sua terminação meridional evolui nitidamente por erosão remontante sobre escarpas estruturais sustentadas por arenitos siluro-devonianos (ou mesmo pré-silurianos). Estas escarpas estruturais são da ordem de dezenas de metros com quebras topográficas abruptas que evoluem a taxas elevadas por erosão remontante. Tais feições encontram-se bastante amenizadas na Serra do Roncador, que baliza a Bacia do Araguaia em sua borda ocidental, sustentada por sedimentos 141
diamantinos, cuja serra corresponde a degraus em suaves patamares que caem para a Bacia do Araguaia. A porção norte da bacia encontra-se significativamente aplanada com o substrato Cretáceo ou Proterozóico que o ladeia.
Na bacia hidrográfica do Rio Xingu observa-se uma bacia madura em relação à observada na Chapada dos Parecis, em fase de implantação e destruição dos Latossolos Argilosos Vermelhos-Escuros. A essas diferenças admite-se que a região do Rio Xingu foi soerguida como compensação isostática da fossa do Araguaia. Tal fato promoveria a destruição dos paleossolos que ali deveriam se estender. Atualmente a Serra do Roncador, uma feição geomórfica que se interpõe entre a Bacia do Araguaia e o Planalto dos Parecis, quase atingiu uma posição de equilíbrio (uma rampa suave que cai em suaves degraus em direção ao Araguaia), situação oposta ao observado na outra borda do Planalto dos Parecis, onde a Escarpa Estrutural do Guaporé apresenta-se numa fase jovem, em franca evolução. Enquanto que nos pantanais do Paraguai e Guaporé a sedimentação em leques aluviais encontra-se dinamicamente ativa, na Bacia do Araguaia observam-se feições menos marcantes, com leques sendo recortados e transformados em terraços. Diante destas observações infere-se que primeiro originou-se a Bacia do Araguaia (ou Fossa do Araguaia), para depois forma-se a as bacia pantaneiras do Paraguai e Guaporé. Enquanto estas últimas apresentam-se em fase jovem e evolutiva, observa-se uma quiescência naquela.
Interessante salientar que toda esta influência tectônica deu-se após Superfície de Aplainamento Sul Americana, a qual admite-se aplanou todo o Estado, donde o modelado do relevo e tipos de solo são decorrentes direto da atividade tectônica que ressurgiu pós este evento. Como esta superfície de aplainamento se encontra relativamente marcada cronológica e estratigraficamente, é sugerido que a denominação “neotectônica” seja atribuída somente aos processos tectônicos que sucederam à Superfície de Aplainamento Sulamericana e subsequentes processos edafoestratigráficos cronocorrelatos.
4.6. NEOTECTÔNICA
Pós sedimentação cretácea uma grande superfície de aplainamento se processou a nível continental. À esta superfície credita-se um período de grande estabilidade tectônica, a nível continental para que ela pudesse se desenvolver. A taxa de pedogenização foi superior ao processo erosivo.
Pode-se observar que boa parte desta superfície encontra-se preservada nas chapadas dos Parecis e Guimarães, na Serra de São Jerônimo e no Planalto do Itiquira e algumas considerações gerais podem ser efetuadas tendo por critério este datum.
- a Faixa Dobrada Paraguai-Araguaia interpõe-se como um alto estrutural entre as bacias do Parecis e do Paraná. Os trabalhos realizados apontam para uma continuidade dos sedimentos cretáceos, o que leva à interpretação de que esta faixa foi soerguida pós período de aplanamento. Arqueamento este ainda identificado como atuante na região compreendida pelo Alto Estrutural de Paranatinga, onde os processos morfogenéticos apresentam taxas superiores aos processos pedogenéticos. Este alto estrutural é uma fonte de sedimentos para as aluviões da bacia hidrográfica do Rio Xingu;
- à fossa tectônica do Araguaia é calculado por métodos geofísicos uma espessura de 2.000 metros de sedimentos que se distribuem do recente ao paleozóico. Do abatimento desta fossa tectônica credita-se uma compensação isostática na sua borda ocidental, o que teria destruído a superfície de aplanamento e propiciado a instalação da bacia hidrográfica do Xingu. É interessante notar que em todo o Estado a bacia do Rio Xingu apresenta uma conformação circular, típica das bacias maduras ou evoluídas. Tal situação nos leva a interpretar que 142
cronologicamente esta bacia hidrográfica se desenvolveu primeiramente em relação a outras congêneres.
Observar que os inúmeros rios que cortam a Chapada dos Parecis apresentam drenagens lineares e barras angulosas, numa conformação característica de bacias hidrográficas novas, em formação;
- a instalação das bacias do Pantanal e do Guaporé, conforme discutido anteriormente, os dados geológicos convergem para processos de arqueamento, falhamento e colmatação das bacias, com características de processos ligados a ativação. A análise da evolução da paisagem e a espessura de sedimentos presentes na Bacia do Araguaia, permitem sugerir que a origem desta última precede às outras duas.
Quanto às bacias do Pantanal e Guaporé, a análise da evolução da paisagem sugerem serem estas bacias relativamente síncronas;
- conforme mencionado anteriormente, na região balizada pelas cidades de Rondonópolis, Guiratinga, Tesouro, General Carneiro e Barra do Garças, a Bacia do Paraná foi significativamente rompida após a instalação da unidade edafoestratigráfica. Esta foi erodida, assim como a sedimentação cretácea. Crostas lateríticas rompidas por falhamentos, ainda preservando estrias, podem ser observadas na Chapada dos Guimarães ao sul de Primavera do Leste. Blocos falhados apresentando adernamentos podem ser observados da Serra da Saudade (Foto 048) e na região de Rondonópolis (Foto 049). A estruturação tectônica observada segue os trends ENE e E-W. Parte dos processos erosivos que se instalaram deram origem aos modelados conhecidos como “Terrenos Alcantilados”, denominação esta em alusão às rupturas que as formas apresentam. Esta faixa trata-se de um elo de ligação entre as bacias do Pantanal e Araguaia.
A importância da faixa acima referenciada reside na tendência à erosão que apresentam. Boa parte dos relevos evoluem por escorregamentos e ravinamentos decorrente de processos naturais. Como estes processos estão sendo acelerados pela ocupação humana, decorrente das práticas agrícolas agressivas, a quantidade de sedimentos que vem sendo lançada tanto na Bacia do Pantanal como na do Araguaia apresenta uma carga excedente, além das suas condições naturais, que levam ao assoreamento dos rios.
- para a região norte do Mato Grosso, poucos dados concretos permitem uma avaliação. De modo regional a passagem dos sedimentos cretáceos para o substrato dá-se por uma superfície de aplanamento que praticamente nivela os horizontes litoestratigráficos, afora algumas feições descontínuas de caráter local, ao contrário do que se observa para o limite meridional da Bacia dos Parecis, onde as passagens encontram-se marcadas por escarpas estruturais;
Num dos garimpos aluvionares de Apiacás, pode-se constatar aluviões atuais ferruginizados e com uma trama de fraturamento sub-paralela. Ao que tudo indica os processos erosivos foram bastante atuantes de forma a originar estes extensos planaltos residuais, porém se a neotectônica teve algum controle ainda é muito especulativo, diante das observações efetuadas.
- O sistema a NE-SW, que se estende por trechos dos rios Corrente e Itiquira, exerce controle na distribuição de seqüências paleozóicas e de feições ligadas ao Cenozóico, assim como da cobertura pedo-laterítica atribuída ao Neoterciário. Alinhamentos associados indicam a mesma tendência, com indicações de campo. O sistema que se estende ao longo do Itiquira, na planície, mostra forte 143
controle de terraços da Formação Pantanal, controle do desfiladeiro do Itiquira e um certo controle na distribuição da Formação Marília. O conjunto de feições indicam movimentos normais de caráter recorrente, afetando desde , pelo menos, a Seqüência Palermo até as aluviões holocênicas.
Os lineamentos a N-S têm expressão morfológica segmentada. Contudo, é notável o condicionamento que exercem nos limites da planície pantaneira, o forte controle na exposição do Grupo Cuiabá, do Grupo Rio Ivaí e da Formação Furnas e, sobremaneira, os barramentos que propiciaram o desenvolvimento dos sumidouros do Corrente/Piqueri (Fotos 050 e 051). e do Itiquira .
As falhas normais observadas em afloramento são marcadas de modo incipiente, geralmente definidas por conjuntos de fraturas com pequenos rejeitos. Confinam brechas em caixas de falha de pequena espessura, ou então em zonas de intenso fraturamento. A zona de falha na cidade de Itiquira, afetando diversas seqüências, possivelmente com recorrência de movimentos até o Cenozóico, mostra evidências de movimentos normais, inversos e direcionais, estes superpostos.
- Finalizando, de tudo o que foi mencionado, concluí-se que a neotectônica expressa uma herança tectônica característica de ativação de regiões cratogênicas e que atuam em zonas de fraqueza formadas em períodos anteriores.
4.7. GEOQUÍMICA – ASPECTOS GERAIS
Durante os levantamentos geológicos foram selecionadas 30 amostras de rochas ígneas e metamórficas e analisados os óxidos maiores e menores, os elementos traços e ETR, conforme métodos analíticos apresentados no item 2.3 desse Relatório, isto como ferramenta auxiliar no mapeamento geológico, no estudo da evolução geotectônica e da metalogenia. No tratamento dos dados geoquímicos utilizou-se do programa NEWPET da Memorial University of Newfoundland, Departament of Earth Sciences, Centre for Earth Resources Research.
4.7.1. Diagramas de Elementos de Terras Raras.
Nos diagramas ETR normalizados a condrito foi possível reconhecer 4 padrões de ETR relativos a rochas ígneas básicas e granitóides. O padrão que reflete as rochas mais primitivas encontradas, acha-se ilustrado na (Figura 013) , a qual reúne as amostras FC-318-41 (gnaisse monzogranítico com granada e anfibólio do Complexo Xingu com 69,1% SiO2), PC- 386-39 (clinopiroxênio anfibolito fortemente foliado do Complexo Xingu com 51,1 % SiO2) e RB-300-21 (Leuco Gabro, Granito Matupá com 49,2% SiO2), as quais não apresentaram fracionamento de Eu (fracionamento de plagioclásio) e quase ausência de enriquecimento de ETR leves, que apresentam ligeiro aumento da inclinação do segmento que os contém. O padrão obtido é característico de rochas primitivas não diferenciadas, análogo àquele pertencente à Série Derivação Mantélica (KEQIN, et al., 1984). Na amostra FC-318-41 (69,1%), embora macroscópica e microscopicamente não tenha sido detectada nenhuma evidência de protolito primitivo, este foi revelado pelo padrão ETR, e, desta forma, vêm a corroborar na explicação do por quê de um embasamento especializado em Au, considerado neste relatório como um stock aurífero. 144
FIGURA 013 DIAGRAMA DE TERRAS RARAS NORMALIZADOS A CONDRITO. LEUCOGABRO, GRANITO MATUPÁ (RB-330-21) E DUAS OUTRAS AMOSTRAS DO COMPLEXO XINGU (FC-318-41 E PC-386- 39)
FONTE : CNEC, 2000
Uma possível evidência de campo deste tipo de relação (protolito primitivo e mineralização aurífera) é fornecida nos Granitos Matupá. Os granitóides Matupá abrigam mineralizações auríferas tipo veio, em descontinuidades estruturais e em núcleos metassomatizados com pirita disseminada e ouro. Estes granitóides afloram em área bem localizada ao longo da rodovia BR-080, que liga Matupá a São José do Xingu, entre os quilômetros 3 e 4 a partir de Matupá, na localidade onde se desenvolveu o Garimpo Serrinha.
Representam granitóides de granulometria média, com as micas cloritizadas e bastante metassomatizados. A composição, no geral, é granodiorítica e a coloração é variável em função do grau de alteração hidrotermal, desde verde amarelado até verde oliva. Os granitóides Matupá podem representar um tipo de mineralização aurífera hidrotermal associada com processos tardios pós-magmáticos onde a fonte aurífera poderia estar ligada a estes protolitos primitivos.
As Figuras 014, 015 e 016 vem apresentar diagramas de ETR normalizados a condritos para rochas granitóides. O primeiro diagrama reúne granitóides do Complexo Xingu; o segundo reúne granitóides da Suíte Intrusiva Teles Pires mineralizados a Au; e o terceiro diagrama riólitos do Grupo Iriri, granitóide da Suíte Intrusiva Teles Pires e granitóide da Suíte Intrusiva Guapé.
Na porção noroeste do Estado, folhas MIR 273, 274, 299, 318 foram detectados inúmeros corpos graníticos, os quais, por não apresentarem uma associação direta com vulcânicas Iriri e mesmo a tipologia do granitóide, foram enfeixados no Complexo Xingu. O padrão de ETR obtido para estes granitóides, Figura 014, demonstra um sensível fracionamento de ETR leves em relação aos pesados, que se mantém quase que num mesmo patamar, à semelhança do diagrama anterior, e uma pequena anomalia negativa de Eu. Este modelo diferencia-se do anterior pela anomalia negativa do Eu e pelo fracionamento dos ETR leves. O padrão verificado assemelha-se àquele definido como pertencente à Série Transformação por KEQIN et al., (1984) 145
FIGURA 014 DIAGRAMA DE TERRAS RARAS NORMALIZADOS A CONDRITO. AMOSTRAS DE GRANITÓIDES DO COMPLEXO XINGU
FONTE: CNEC, 2000
A Figura 015 vêm apresentar o padrão de ETR obtido em 3 amostras de granitos que foram enfeixados na Suíte Intrusiva Teles Pires e que hospedam frisos auríferos. As amostras analisadas correspondem a granitos leucocráticos cinza de estrutura isótropa, granulação fina e textura inequigranular porfirítica, podendo ocorrer epídoto preenchendo fraturas, microscopicamente correspondem a um biotita micromonzogranito porfirítico. O padrão observado para os ETR é análogo àqueles obtido para granitóides do Complexo Xingu.
FIGURA 015 DIAGRAMA DE TERRAS RARAS NORMALIZADOS A CONDRITO. GRANITÓIDES DA SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES COM "FRISOS" MINERALIZADOS A OURO
FONTE : CNEC, 2000
Os granitos analisados foram enfeixados na Suíte Intrusiva Teles Pires por DAOUD & VEIGA, (1988), que o caracterizaram como um biotita granito porfirítico médio a fino, 146
subvulcânico, de forma elíptica com eixo maior orientado segundo E-W e comprimento da ordem de 18 km (Granito Sete Quedas). Esses autores chamaram a atenção para a presença de inúmeros xenólitos de rochas termicamente transformadas, incluindo espécimes derivadas do Complexo Xingu, rochas vulcânicas ácidas e rochas ultramáficas (piroxenitos e hornblenditos), e também para a natureza alóctone dos xenólitos de rochas ultramáficas ao que sugeriram magma originado do manto e/ou crosta inferior.
Esses dados vêm corroborar com uma possível origem mantélica para estes granitóides. Uma questão aqui levantada diz respeito à litoestratigrafia desses granitóides, cuja compartimentação muitas vezes passa pela geocronologia e/ou geoquímica isotópica, para que se possa com maior segurança agrupar os granitos pertencentes ao Complexo Xingu, daqueles intrusivos no Complexo Xingu.
A Figura 016 apresenta uma similaridade no comportamento dos ETR entre os riólitos do Grupo Iriri (PC-274-175b, PC-298-25) e biotita monzogranito a granodiorito da Suíte Intrusiva Teles Pires (PC-273-140), onde pode ser observado um pequeno aumento no fracionamento do Eu (ou a presença de feldspatos residuais durante a fusão parcial), ligeiramente superior aos diagramas até o momento observado, de qualquer maneira, a similaridade do padrão é indicativa de uma cogeneticidade magmática. Nesta mesma figura, a amostra PC-353-04a (alcaligranito deformado plasticamente) enfeixado na Suíte Intrusiva Guapé, apresenta padrão muito semelhante aos riolitos e granito da Suíte Intrusiva Teles Pires, sugerindo que embora represente granitóide cronologicamente distinto podem ter tido uma evolução geotectônica similar.
FIGURA 016 DIAGRAMA DE TERRAS RARAS NORMALIZADOS A CONDRITO. GRANITÓIDES DA SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES ( CIRCULOS) E RIÓLITOS DO GRUPO IRIRI (DIAMANTES)
FONTE : CNEC, 2000
Por fim, a Figura 017 apresenta o padrão dos ETR em duas amostras da Suíte Intrusiva Guapé, as quais apresentam uma sensível anomalia negativa do Eu, refletindo um fracionamento deste elemento durante a cristalização de magmas básico-intermediário ou a presença de feldspatos residuais durante a fusão parcial, apresentando também um notório fracionamento dos ETR pesados e ETR leves, lembrando aqui que estas amostras fazem parte da crosta Rondoniana-San Ignacio. 147
FIGURA 017 DIAGRAMA DE TERRAS RARAS NORMALIZADOS A CONDRITO EM DUAS AMOSTRAS DE GRANITÓIDES DO COMPLEXO XINGU, PROVÍNCIA RONDONIANA-SAN IGNÁCIO
Norm: Sun
FIGURA: DIAGRAMA DE TERRAS RARAS NORMALIZADO A CONDRITO. LEUCO GABRO RB-300-21 (GRANITO MATUPÁ) E DUAS OUTRAS AMOSTRAS DO XINGU
FONTE: CNEC, 2000
4.7.2. Outros Diagramas
O diagrama de alcalinidade de IRVINE & BARAGAR, (1971), Figura 018, para as rochas vulcânicas, aqui também acrescentadas as rochas ácidas plutônicas, excetuando-se aquelas que poderiam ter perda de álcalis ou sílica por remobilização metamórfica ou hidrotermal, reunindo um total de 20 amostras, indicaram predominância de seqüências sub- alcalinas, com exceção de duas amostras que corresponderam ao leuco gabro (Granito Matupá, RB-300-21) e ao microsienito (RB-387-27), do Grupo Serra do Rio Branco. O diagrama mostra que todas as demais amostras (granitóides Xingu, vulcânicas ácidas Iriri, granitóides das suítes intrusivas Teles Pires e Guapé, caíram no campo das seqüências sub-alcalinas (cálcio-alcalinas e toleíticas). 148
FIGURA 018 DIAGRAMA DE ALCALINIDADE X VERDE, COMPLEXO XINGU; ASTERISTICO; BRANCO, LEUCO GABRO (GRANITO MATUPÁ); CIRCULOS VERMELHOS CHEIOS, GRUPO IRIRI CAIXA AMARELA CHEIA, SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES COM “FRISOS” AURÍFEROS; DIAMANTE ABERTO MARRON, SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES; DIAMANTE AMARELO EM CAIXA BRANCA, METABÁSICAS DO GRUPO SERRA DO RIO BRANCO, TRIÂNGULO ABERTO BRANCO, SUÍTE INTRUSIVA GUAPÉ; + BRANCO, BASALTO TAPIRAPUÃ
RB-387-27 GSRB RB-387-26 GSRB IRVINE & BARAGAR, RB-372-15 TAPIR PC-274-175b GI 1971 RB-300-04 GI RB-300-31 LEUCO GABRO (GR. PC-298-58 GI FC-386-43 RB-300-04 GI MATUPÁ) PC-298-25 GI SIGPC-353-04a PC-J-01 ou PC-273-129a SITP SIG PC-J-02 ou PC-273-189 SITP PC-J-05 ou PC-273-138 SITP PC-274-174a CX PC-274-227a CX PC-273-147 CX PC-298-29 CX PC-386-05 CX PC-274-182 CX ALCALIN O
SUBALCALIN O
SiO2 (Wt%) FONTE: CNEC, 2000
O diagrama AFM de IRVINE & BARAGAR, (1971), aplicado às rochas que foram discriminadas no campo sub-alcalino, Figura 019, demonstraram que a totalidade das rochas graníticas pertencem à série cálcio-alcalina. No campo toleítico foram discriminados o basalto da Formação Tapirapuã (RB-375-15), exemplo notório de derrames de basalto intraplaca continental e duas amostras de riólitos do Grupo Iriri. A amostra que apresentou maior valor em FeO*, corresponde à RB-300-04 , com 79,9 % de SiO2, valor este altamente sugestivo de alteração. A segunda amostra (PC-298-25), apresenta-se praticamente na divisória entre os campos cálcio–alcalino e toleítico. 149
FIGURA 019 DIAGRMA AFM. CÍRCULOS VERDES, COMPLEXO XINGU; CÍRCULOS VERMELHOS, GRUPO IRIRI; DIAMANTES ABERTOS BRANCOS, SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES; TRIÂNGULOS CHEIOS BRANCOS, SUÍTE INTRUSIVA GUAPÉ; + AMARELO, GRUPO SERRA DO RIO BRANCO; DIAMANTE CHEIO AMARELO, FORMAÇÃO TAPIRAPUÃRB-387-27 GSRB FeO* RB-372-15 TAPIR. RB-300-04 GI PC-298-58 GI RB-300-04 GI IRVINE & BARAGAR, PC-298-25 GI 1971 PC-J-01 ou PC-273-129a SITP PC-J-02 ou PC-273-189 SITP PC-J-05 ou PC-273-138 SITP PC-274-174a CX PC-274-227a CX TOLEÍTICO PC-273-147 CX PC-298-29 CX PC-386-05 CX PC-274-182 CX FC-386-43 SIG PC-353-04a SIG
CÁLCIO-ALCALINO
Na2O + MgO FONTE:K2O CNEC, 2000
Quanto à aluminosidade, os granitos de textura maciça (isotrópicos) são no geral metaluminosos, Figura 020, distinguindo-se notoriamente desta classificação a amostra PC- 353-04a, que corresponde a um alcaligranito da Suíte Intrusiva Guapé, deformado plasticamente. Nas rochas metaluminosos a proporção da alumina excede a da soda mais a potasa, mas usualmente é menor que a dos álcalis mais a cal.
FIGURA 020 DIAGRAMA DE SHUND. CÍRCULOS VERDES, COMPLEXO XINGU; CÍRCULOS VERMELHOS, GRUPO IRIRI, DIAMANTE CHEIOS BRANCOS, SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES; CRUZ AMARELA, GRUPO SERRA DO RIO BRANCO; TRIÂNGULO BRANCO, SUÍTE INTRUSIVA GUAPÉ.
INDÍCE DE ALUMINOSIDADE DE SHUND
FONTE: CNEC, 2000 150
O diagrama R1-R2 de BATCHELOR & BOWDEN, (1985), Figura 021 discriminou o campo dos granitos tardi orogênicos para os granitóides do Complexo Xingu, das suítes intrusivas Teles Pires e Guapé, do microsienogranito do Grupo Serra do Rio Branco e, mesmo, as vulcânicas do Grupo Iriri. O diagrama ternário Rb-Ba-Sr comumente utilizado na caracterização da evolução geoquímica e especialização metalogenética, mostra que os granitóides em foco encontram-se no campo intermediário entre os menos e mais evoluídos, tipificando os granitos normais, relativamente ricos em Ba, Figura 022.
Finalizando, podemos dizer que o padrão de Elementos de Terras Raras – ETR normalizados a condrito pelo comportamento dos ETR leves, pesados e fracionamento do európio (Eu), se mostrou numa ferramenta efetiva na caracterização evolutiva das rochas ígneas que compõem o Complexo Xingu ou lhes são intrusivas.
Do ponto de vista metalogenético, os granitos aos quais associam-se-lhes mineralizações auríferas não apresentaram uma assinatura que evidencie os granitos mineralizados dos não-mineralizados.
A caracterização da série alcalina ao leucogabro Matupá permite especular quanto a uma fonte mantélica para o ouro, ao menos para o granito em questão.
Com relação à crosta San Ignácio – Rondoniana, quer seja pelo fracionamento do Európio como pelo aparecimento de granitos peraluminosos da Suíte Intrusica Guapé, além de distinguir estes granitos em relação aos demais, são indicativos de uma crosta mais jovem e evoluida ou mais retrabalhada.
FIGURA 021 DIAGRAMA R1-R2.CÍRCULOS VERDES, COMPLEXO XINGU; CÍRCULOS VERMELHOS, GRUPO IRIRI, DIAMANTE CHEIOS BRANCOS, SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES; CRUZ AMARELA, GRUPO SERRA DO RIO BRANCO; TRIÂNGULO BRANCO, SUÍTE INTRUSIVA GUAPÉ.
BATCHELOR & BOWDEN, 1985
FONTE: CNEC, 2000 151
FIGURA 022 DIAGRAMA Rb-Ba-Sr. CÍRCULOS VERDES, COMPLEXO XINGU; CÍRCULOS VERMELHOS, GRUPO IRIRI, DIAMANTE CHEIOS BRANCOS, SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES; CRUZ AMARELA, GRUPO SERRA DO RIO BRNCO; TIÂNGULO BRANCO, SUÍTE INTRUSIVA GUAPÉ.
FONTE: CNEC, 2000
5. JAZIMENTOS MINERAIS
No atual estágio de conhecimento geológico e dos jazimentos minerais do Estado de Mato Grosso, e diante do atual mercado consumidor, as mineralizações economicamente atrativas para investimento e que ainda deverão manter-se dentro de um quadro com relativa estabilidade, são as de ouro e diamantes, excluindo-se aqui as matérias primas utilizadas na construção civil, tais como calcários, rochas ornamentais, argilas e agregados. As mineralizações de estanho, que foram o fator de exploração e desenvolvimento de Rondônia, devido a substituição do estanho pelo alumínio, resultou numa queda considerável de preço no mercado mundial e, a depender de novos usos, ainda poderá voltar a figurar como um metal de interesse para investimentos no setor mineral.
As mineralizações de ouro tem uma distribuição generalizada nos segmentos proterozóicos, verificando-se mineralizações primárias nas infracrustais, nas supracrustais vulcanogênicas e sedimentares e mineralizações secundárias em pláceres diversos. Concentrações por processos lateríticos atuaram tanto nas mineralizações primárias quanto nas secundárias, promovendo enriquecimento supergênico. Por sua vez, as mineralizações econômicas de diamantes encontram-se somente em concentrações secundárias, em pláceres que mantém íntima associação espacial com agrupamentos kimberlíticos ou com sedimentos cretáceos que apresentam diamantes numa fase de pré-concentração (formações Salto das Nuvens e Marília), os quais, quando retrabalhados, propiciam concentrações aluvionares com teores econômicos.
Em função da qualidade econômica das mineralizações, contiguidade, tipo de metal ou mineral preponderante, bem como categoria geotectônica do terreno que hospeda as 152
mineralizações, elas podem ser agrupadas em envoltórias, cada vez maiores, traduzindo determinados conceitos mínero-metalogenéticos.
Numa primeira instância, nos referimos ao status da mineralização e, numa segunda instância, à noção de situação geográfica relacionada a um determinado segmento geológico ou geotectônico. Em termos de metalogênese, o significado da primeira é bastante limitada, sendo, acima de tudo, uma maior ou menor concentração mineral e/ou volume, dentro de determinado estado de conhecimento científico. A segunda unidade básica diz respeito a uma área portadora de minério explotável, dentro de um segmento geológico ou geotectônico maior, que se caracteriza pelo desenvolvimento de concentrações minerais individuais de um ou de vários metais de interesse econômico.
Neste aspecto, o conceito status ou qualidade econômica de uma mineralização é relativo e dinâmico, à medida que novas informações são incorporadas, necessitando-se do uso correto de uma terminologia apropriada que reflita sua caracterização, assim: a) Indício Mineral. Trata-se da verificação da presença de um determinado mineral de minério (ou minerais), ou de satélites, que, a depender do contexto geológico em que se situam, da reincidência do seu aparecimento, apresentam maior ou menor interesse exploratório; b) Ocorrência Mineral. Compreende um certo volume de rocha que contém uma quantidade de mineralização acima da média, com teor, distribuição e volume que a depender do contexto geológico em que se situa e reincidência, apresentam maior ou menor interesse exploratório. As terminologias indício mineral e ocorrência mineral apresentam um intergrading quanto ao tamanho da manifestação mineral; c) Depósito Mineral. Compreende um corpo de rocha que contém um ou mais bens minerais em quantidade suficiente de forma a justificar gastos em pesquisa mineral para determinar teor, tonelagem, extratibilidade mineral, enfocando a extração tanto no presente como no futuro, sob apropriadas condições técnicas, políticas, mercadológicas, ambientais e de preço. Se o depósito foi avaliado por pesquisa mineral, diz-se que o mesmo é antieconômico se não puder ser extraído com economicidade dentro daquelas condições, ou se puder ser extraído com lucro diz-se depósito econômico ou jazida mineral. d) Jazida Mineral. Compreende um corpo de minério, adequadamente delimitado com exposições através de escavações ou por sondagens e que pode ser explotado com lucro através da tecnologia disponível e sob condições técnicas, políticas, mercadológicas, ambientais e de preço vigentes. A definição do DNPM, no Manual Técnico de Geologia, 1985 corresponde a: “qualquer massa individualizada de substância mineral ou fóssil, de valor econômico, aflorando à superfície ou existente no interior da terra”. e) Garimpo. Diz-se da atividade de explotação mineral por meios rudimentares, sem os devidos estudos prévios que caracterizem a real delimitação do corpo de minério, teores, extratibilidade mineral, etc. Devido à falta desses conhecimentos básicos, esta denominação carrega a conotação de sub-aproveitamento do bem mineral, ou mesmo uma delapidação da concentração mineral, pois o interesse recai imediatamente sobre os maiores teores, sendo praticamente ou totalmente negligenciado blendagem com minério de menor teor para melhor apropriação do bem mineral, assim como outros procedimentos técnicos visando sua melhor apropriação. Mais comumente são atividades ilegais e danosas ao meio ambiente. A definição do DNPM, no Manual Técnico de Geologia, 1985 corresponde “ao nome dado ao depósito onde trabalha o garimpeiro”. 153
f) Mina. Diz-se da jazida mineral em lavra, ainda que suspensa. Decorre de trabalhos sistemáticos de pesquisa, em que determinado volume e teor de minério foram dimensionados e será explotado dentro de determinados critérios tecnológicos e em determinado tempo. A implantação da mina envolve uma série de procedimentos legais e de recuperação do meio ambiente.
Procurou-se aqui utilizar o termo mineralização como referência a uma dada culminação mineral metálica ou não metálica, geralmente em alusão a um determinado processo, num determinado contexto geológico, geotectônico, geoquímico, tectônico, etc. A depender da forma empregada, pode referenciar-se a um ambiente geológico mais ou menos favorável para gerar jazidas minerais. O termo jazimento mineral, quando aplicado genericamente, refere-se a uma dada concentração mineral, sem atribuir qualidade econômica específica. Porém, se empregado em alusão a tipologias específicas de mineralizações, que ocorrem associadas a determinados ambientes geológicos, aí passa a agregar uma qualidade econômica.
Tendo como primeiro parâmetro o status das mineralizações (indício, ocorrência mineral, depósito mineral, garimpo ou mina) acima apresentados, considerando-se o agrupamento delas através de envoltórias, às quais se associa determinado segmento geológico ou geotectônico, podemos nos referir a:
a) Distrito Mineiro. Compreende uma localidade geográfica que reúne um ou mais depósitos minerais econômicos, garimpos e minas de um dado bem mineral ou bens minerais. No Distrito Mineiro é reconhecido que houve a produção de uma quantidade apreciável de um ou mais bens minerais. Neste contexto, em termos do Estado de Mato Grosso, pode-se reconhecer o Distrito Mineiro Aurífero de Peixoto de Azevedo, o Distrito Mineiro Aurífero de Alta Floresta, o Distrito Mineiro Aurífero de Pontes e Lacerda, o Distrito Mineiro Diamantífero de Juína, o Distrito Mineiro Diamantífero de Alto Coité, etc.
b) Faixa Metalogenética. Compreende uma área no geral alongada, portadora de ocorrências, depósitos, jazidas, minas de um dado tipo de minério, numa situação tectono-magmática-sedimentar correlata a um compartimento específico de uma província metalogenética. A faixa metalogenética agrega um ou mais distritos mineiros.
c) Província Metalogenética. Corresponde a uma área metalogenética extensa, especialmente caracterizada por mineralizações multiformais (homotípicas e heterotípicas) e multifásicas (homócronas e heterócronas), manifestadas sobre estruturas geotectônicas de primeira ordem (cráton, faixa dobrada, cobertura etc.). Neste contexto, no Estado, podem ser visualizadas a Província Aurífera do Cráton do Guaporé, a Província Aurífera da Faixa Dobrada Paraguai-Araguaia mais comumente referenciada como Província Aurífera Cuiabana
As mesmas hierarquias podem ser aplicadas às áreas portadoras de diamantes ou outros bens minerais. Evidentemente nem todos tipos de jazimentos atingirão a categoria de Província Metalogenética.
A sistematização das informações referentes ao cadastrados jazimentos minerais do Estado de Mato Grosso permitiu o traçado de várias envoltórias, as quais delimitam distritos mineiros, agrupamentos de mineralizações, ocorrências minerais, garimpos, depósitos minerais e minas que foram intensamente explotadas ou ainda encontram-se em explotação. Essas envoltórias discriminam determinados compartimentos geológicos ou tectônicos, de interesses econômicos pelo volume de minério que já produziram, ou que produzem na atualidade ou que ainda podem voltar a produzir, a depender de investimentos. 154
Essas informações encontram-se sintetizadas e espacializados no Mapa A002 – Mapa de Potencialidade Mineral do Estado de Mato Grosso, na escala 1:1.500.000.
5.1. PROVÍNCIAS MINERAIS
Da superposição das informações geológicas e dos jazimentos minerais, adicionados os dados de produção mineral e informações de áreas de situação legal e reservas garimpeiras, evidenciou-se a associação de vários distritos mineiros dentro de um determinado segmento geotectônico, o que permitiu a caracterização de províncias auríferas, diamantíferas, estanífera, de rochas carbonáticas e de água termais, as quais serão apresentadas a seguir.
5.1.1. Províncias Auríferas
O Mapa de Potencialidade Mineral, ao norte do Estado, apresenta uma série de distritos mineiros que foram denominados de Juruena, Apiacás, Cabeça, Peixoto de Azevedo- Matupá, em alusão às referências geográficas e literárias já consagradas no Estado.
Esses distritos encontram-se contornando o Alto Estrutural Juruena-Teles Pires, evidenciando uma estreita correlação entre o referido arco e as mineralizações. A envoltória de todas as zonas mineralizadas apresenta-se, em termos regionais, como o ótimo geoquímico regional de “remobilização, transporte e precipitação” dos fluídos mineralizantes em relação ao arco. Estas mineralizações encontram-se todas no contexto do Complexo Xingu e Supergrupo Uatumã, as quais regionalmente são agrupadas sob a denominação de Província Tapajós, cuja amplitude da denominação recobre não só as mineralizações do norte do Mato Grosso, como de toda porção meridional do Cráton Amazônico nos Estados do Pará e Amazonas. Neste contexto, a denominação mais precisa seria Província Aurífera Tapajós, Sub-Província Alto Estrutural Juruena-Teles Pires, para o agrupamento das mineralizações sob influência deste alto estrutural.
Esta subprovíncia distribui-se indistintamente pelas províncias geocronológicas Ventuari-Tapajós (1.9-1.8 Ga) e Rio Negro-Juruena (1.8-1.55 Ga) de TASSINARI, (1996), sem mudanças significativas de tipologias das mineralizações, que pudessem refletir províncias geológicas distintas.
Na porção sudoeste do Estado, no segmento crustal atribuído ao ciclo Rondoniano - San Ignacio, em terrenos do Complexo Xingu, seqüências vulcano-sedimentares associadas, em coberturas sedimentares proterozóicas e pláceres, observa-se inúmeras mineralizações, garimpos, depósitos jazidas e minas de ouro. Este conjunto de mineralizações foi agrupado sob a denominação de Província Aurífera do Guaporé.
Na porção centro-sul do Estado, acompanhando o Grupo Cuiabá do Proterozóico Superior, temos um conjunto de mineralizações em veios de quartzo que foram concentradas por processos eluvionares e/ou lateríticos, onde são reconhecidos importantes distritos mineiros (v.g. Cuiabá-Poconé, Nova Xavantina) e que foram agrupados sob a denominação de Província Aurífera Cuiabana. Estas províncias auríferas encontram-se abaixo descritas.
5.1.1.1. Província Aurífera Tapajós, Sub-Província Alto Estrutural Juruena-Teles Pires
As mineralizações primárias nesta província estão associadas a controles estruturais e litoestratigráficos, podendo ser caracterizados os seguintes tipos de mineralizações.
- Mineralizações Associadas a Zonas de Cisalhamento. 155
Estas mineralizações encontram-se associadas a estruturas de cisalhamento dúcteis que cortam os terrenos arqueanos e do Proterozóico Inferior atribuídos ao Complexo Xingu. Tem como principal exemplo as mineralizações que ocorrem no Distrito do Cabeça.
No Distrito do Cabeça, o Complexo Xingu encontra-se representado predominantemente por rochas graníticas e granodioríticas, localmente gnaissificadas, com exposições subordinadas de xistos, anfibolitos, metabásicas, gnaisses e formações ferríferas (BIFs). De acordo com informações obtidas na METAMAT, o ambiente geológico mais favorável para a geração de depósitos auríferos constituí uma seqüência metavulcano- sedimentar, representada principalmente por metarcóseos, quartzitos, xistos e metacherts, intrudida por rochas granodioríticas porfiríticas. Ainda de acordo com aquele órgão, a seqüência metavulcano-sedimentar não foi até o momento formalmente caracterizada e delimitada.
O padrão deformacional de natureza dúctil, magnitude das estruturas cisalhantes e a tipologia dos granodioritos intrusivos nesta seqüência, evidenciam que a mesma é, no mínimo, mais antiga que a do Supergrupo Uatumã, admitido como do Proterozóico Médio.
As zonas de cisalhamento que afetam esta seqüência são múltiplas e anostomosadas, de direção geral N70-80ºW, com notável transposição de mega estruturas, gerando dobras fechadas com flancos rompidos, caracterizando formas em bengalas. Os corpos filoneanos são de pequena possança e alto teor, com extensão inferior a 100 metros, tem formas sigmóides, estão encaixados preferencialmente em rochas do tipo quartzo-sericita xisto. Estas rochas apresentam-se localmente com porfiroblastos de granada e afetadas por bandas de cisalhamento de direção geral N75ºW, com desenvolvimento de vários outros sistemas de fraturas subordinados. Em princípio, os sistemas de fraturas mais favoráveis para o alojamento dos corpos filoneanos são os de direção N20-30ºE e N05-15ºW. Exemplo dessa mineralização é o Filão do Fabinho (MIR 299, ponto 11).
Remobilizações e concentrações auríferas provocadas por intrusões graníticas são freqüentemente observadas nesta província, demonstrando ser estes corpos plutônicos importante metalocteto na geração de fluídos auríferos. Acrescenta-se o fato desses granitos estarem pouco expostos, sub-aflorantes, donde se infere a possibilidade de jazimentos associados a contexto de cúpula de granitos.
Processos de erosão e concentração em pláceres formaram os grandes depósitos secundários que foram objeto das atividades garimpeiras. Em decorrência da exaustão dos depósitos secundários, as atividades encontram-se paralisadas ou, quando ativa, verifica-se condições precárias de operação e subsistência.
- Mineralizações associadas a processos hidrotermais em granitóides definidos como do tipo Matupá.
Apresentam condicionamentos similares aos do tipo pórfiros, com alteração pervasiva do tipo seritização, cloritização, carbonatação e epidotização.
Este tipo de mineralização encontra registro tipo no município de Matupá, merecendo atenção especial os depósitos explorados na região da Serrinha, onde ocorrem rochas monzograníticas com feições petrográficas similares aos granitóides do tipo I, cordilheiranos de PITCHER, (1982 e 1987, apud PAES DE BARROS, 1994), mineralizados em áreas fortemente metassomatizadas. PAES DE BARROS, (op. cit.), evidencia a similaridade petrográfica e contemporaneidade dos granitos Juruena com os termos menos transformados do Granito Matupá, e realça que o nível crustal pode representar um importante fator para a preservação das mineralizações disseminadas, uma vez que estes granitóides ocorrem em regiões menos arrasadas estruturalmente, onde ainda existem restos de coberturas pertencentes ao Supergrupo Uatumã. 156
- Mineralizações associadas a granitóides e vulcânicas ácidas.
Ocorrem segundo estruturas rúpteis, com veios de quartzo alojados internamente ou na periferia destes corpos. Exemplos destas mineralizações ocorrem no Distrito Mineiro de Apiacás, do Zé Vermelho, de Peixoto de Azevedo e Matupá, Juruena etc.
No Distrito de Apiacás, dezenas de mineralizações primárias ocorrem em veios de quartzo e em fraturas que se alojam em biotita granitos da Suíte Intrusiva Teles Pires (Fotos 052 e 053) em contato com biotita granitos cinza a róseos, porfiríticos, com quartzo azulado, aprioristicamente enfeixados no Complexo Xingu.
De forma análoga, no Distrito Mineiro Aurífero Zé Vermelho, situado no contexto do Complexo Xingu, em parte recoberto pelas vulcânicas do Iriri, ocorrem dezenas de mineralizações auríferas em veios de quartzo e em fraturas, que no jargão garimpeiro recebem a denominação de “frisos”. Aqui, o tipo petrográfico predominante corresponde a um biotita monzogranito a granodiorito. No geral, apresenta textura granular hipidiomórfica ou pequena deformação, e a granulação é média a média a grossa. Macroscopicamente é possível reconhecer plagioclásio cinza, feldspato potássico ligeiramente róseo, biotita preta e quartzo azulado ou violáceo. Estes granitos foram atribuídos ao Complexo Xingu, porém a falta de mapas em escala adequada e outros estudos complementares não permitem uma caracterização cronolitoestratigráfica adequada.
No município de Peixoto de Azevedo tais mineralizações encontram-se associadas ao emplacement dos granitos tipo Juruena, representados por horblenda biotita - monzogranitos a granodioritos, cálcio-alcalinos, metaluminosos a ligeiramente peraluminosos. As mineralizações se desenvolvem em estruturas dúcteis-rúpteis de direção N40-70ºE.
No geral, estas mineralizações são de pequeno porte, com dimensões da ordem de dezenas de metros e espessuras variáveis, que se apresentam desde fraturas (denominação local de “frisos”), com as paredes impregnadas com ouro e sulfetos (pirita e calcopirita), ou então formam delgados veios de quartzo com espessuras, no geral, ao redor de 10-20 cm. Aqui também, processos erosivos e reconcentração em pláceres originaram os maiores e mais rentáveis depósitos.
O Distrito Mineiro de Juruena é o mais desconhecido em termos de ambiente geológico, com inexpressiva atividade garimpeira direcionada ao primário. Com maior segurança, trata-se da região com maior abundância de mineralizações associadas ao evento magmático Uatumã, encontrando-se estruturalmente menos arrasada em relação às demais regiões mencionadas. De acordo com informações obtidas na METAMAT, os filões já descobertos evidenciam a existência de estruturas persistentes e minério de alto teor, condições essenciais para viabilizar a exploração de jazimentos minerais em uma região sem a menor infra-estrutura.
Observa-se uma hereditariedade das mineralizações filonianas associadas aos granitos, pois, embora os corpos graníticos sejam originados em episódios distintos, acabam gerando mineralizações por uma questão de herança metálica, o que já não é observado nas mineralizações do tipo ouro porfirítico, intrinsicamente ligadas aos granitóides do tipo Matupá.
- Depósitos aluvionares, eluvionares e coluvionares
Apesar das mineralizações primárias acima descritas, no âmbito da Província Tapajós – Sub-Província Alto Estrutural Juruena-Teles Pires, os depósitos de origem aluvionar, eluvionar e coluvionar responderam pela quase totalidade da produção aurífera durante o “apogeu da garimpagem” entre os anos de 1977 a 1993. 157
Representam depósitos expressivos pela sua grande distribuição areal, altos teores e facilidade de explotação. Caracterizam-se por ocupar as calhas das drenagens de 3ª, 4ª e 5ª ordens, com flats variáveis de 60 a 120 metros, compostos por pacotes de espessuras em torno de 4 a 5 metros, ou mais, constituídos por cascalhos, areia e argilas, dispostos na ordem natural de deposição, forma gradacional e submetidos a laterização em graus variáveis.
O conteúdo aurífero desses depósitos secundários tem sua origem decorrente do processo de destruição dos depósitos primários associados como os granitos, as vulcânicas e as zonas de cisalhamento. Os teores encontrados são muito variáveis, mas predominam depósitos de pequeno volume e alto teor, que possibilitam a sua exploração através dos recursos tradicionais da garimpagem.
Estes depósitos podem ser classificados em três tipos:
de leito ativo. Estabelecido no canal atual dos rios, condicionados por obstáculos naturais ou quebra de energia do fluxo, sendo explorados pelos “garimpos de balsa”, ao longo dos principais rios da região, como o Peixoto de Azevedo, Teles Pires, Apiacás, etc.;
de planície aluvial. Formado pela deposição da carga de material em suspensão, pela menor declividade e inclinação lateral do seu leito. Fazem parte destes depósitos os denominados “garimpos de baixão”; e
de terraço. Formados por níveis que correspondem aos antigos depósitos de Leito Ativo. Foram os primeiros depósitos a serem explorados através de mecanização, utilizando-se equipamentos como pás-carregadeiras, tratores de esteiras, retro-escavadeiras, etc., sendo denominados de “garimpos de sequeiro”.
De modo geral, em decorrência da exaustão dos depósitos aluvionares, a atividade garimpeira que prevaleceu nos anos 80 até início dos anos 90, encontra-se totalmente decadente, existindo ainda alguma atividade junto aos jazimentos primários, porém permanecendo os danos ambientais provocados pela lavra garimpeira (Foto 054).
Entre os anos de 1990 e 1995, segundo dados oficiais do BACEN/DNPM, esta Sub- província Aurífera produziu um total de 74.644,49 Kg de ouro, correspondente a 70,23% da produção total do Estado, sendo na sua quase totalidade oriunda de garimpos, embora empresas de mineração tenham inicialmente desenvolvido trabalhos de pesquisa em cima dos depósitos aluvionares, como foi o caso da Jaruana Mineração, Indústria e Comércio S/A na região do Rio Juruena, Mineração Porto Estrela S/A na região do Rio Teles Pires, e da Companhia Matogrossense de Mineração – METAMAT, na região do Rio Peixoto de Azevedo etc., que operaram na década de 80, e foram paralisadas devido a conflitos com garimpeiros.
5.1.1.2. Província Aurífera Guaporé
As primeiras ocorrências de ouro são conhecidas e exploradas desde o século XVIII, época em que os depósitos do Rio Galera foram descobertos, com destaque para as lavras de São Francisco, São Vicente, Sant’ Ana e Nossa Senhora do Pilar.
Traçando-se um paralelo entre a Província Aurífera do Tocantins, Sub-Província Alto Estrutural Juruena-Teles Pires e a Província Aurífera do Guaporé, verifica-se que os jazimentos apresentam tipologia distintas quanto a teor e volume. Enquanto na primeira, a grande quantidade de depósitos colúvio-eluvionares induziu o fortalecimento da garimpagem, culminando com a criação de quatro reservas garimpeiras, na segunda, o ouro primário associado a presença de ambientes geológicos promissores, capazes de gerar jazimentos de alto volume e baixo teor, foram fatores que contribuíram para atrair as empresas de mineração. 158
Por conta disso, reúne as duas primeiras minas de ouro primário em Mato Grosso, Cabaçal I, mina já lavrada e exaurida, pertencente à Mineração Manati (MIR 387 ponto 81) e a mina de São Vicente, pertencente à mineração Santa Elina. Nesta última os trabalhos de lavra encontram-se atualmente suspensos em decorrência de mudanças na planta de beneficiamento (MIR 370, Ponto 20). Em adição, esta província ainda conta com a jazida de São Francisco (MIR 370, Ponto 19), pertencente à Mineração Santa Elina.
Essa constatação, entretanto, não significa que a atividade garimpeira na região seja inexpressiva. No período de 1990-1995 foi responsável por uma produção de 7.194,73 Kg de ouro, correspondente a 6,77% da produção total do Estado (Fonte: Bacen-DNPM). A garimpagem desenvolveu-se preferencialmente, ao longo da Bacia do Rio Guaporé e afluentes, sobre os depósitos elúvio-colúvio-aluvionares que tem o Grupo Aguapeí como área-fonte. Recentemente, em fins de fins de 1996 e início de 1997, a reserva indígena do Sararé foi invadida por garimpeiros, cerca de 5.000, tendo causado danos ambientais sensíveis (Foto 055).
As ocorrências de ouro na Província Aurífera do Guaporé estão relacionadas principalmente às zonas de cisalhamento em seqüências metavulcano-sedimentares que ocorrem na forma de faixas encravadas no Complexo Xingu, e às zonas de cavalgamento em seqüências sedimentares de coberturas de plataforma, atribuídas ao ciclo Sunsas (1,25 - 1,0 Ga), reunidas no Grupo Aguapeí.
O Grupo Aguapeí constitui-se num cinturão de rocha do Proterozóico Médio, que se estende em território brasileiro por cerca de 600 km, vindo desde os garimpos denominados Serra Sem Calça e Genipapo, na região de Ariquemes, Estado de Rondônia, até o garimpo da Fazenda Ellus, no município de Pontes e Lacerda-MT, nas proximidades da fronteira com a Bolívia.
Na continuidade deste cinturão no oriente boliviano, segundo LITHERLAND et al., (1986), são reconhecidos pelo menos dois ciclos tectono-metamórficos, denominados de San Ignacio (1400 - 1280 Ma) e o Sunsas (1280 - 950 ma.). A este último ciclo se associa a deposição e a deformação do Grupo Aguapeí.
Em território brasileiro, o Grupo Aguapeí condiciona um conjunto de serras e cristas alinhadas segundo a direção geral N20-30ºW, constituindo um front tectônico, estruturado a partir de um sistema de cavalgamentos oblíquos e frontais, gerados por uma tectônica colisional provavelmente de idade Proterozóico Médio, conforme SILVA & RIZZOTO, (1994).
As mineralizações de ouro associados a esse tipo de ambiente são do tipo stratabound, brechado, veios de quartzo e venulações em metassedimentos.
Em termos de reservas, os dados disponíveis são os seguintes:
MINERAÇÃO MANATI LTDA (Mina Cabaçal I) - Rio Branco - 1987 Minério Primário RESERVA (t) TEOR
Medida 856.000 8,92 gr/Au/Ton. - 0,86% Cu Indicada 148.000 9,85 gr/Au/Ton. - 0,57% Cu Inferida 773.000 10,14 gr/Au/Ton. - 0,95% Cu FONTE: De Miranda, Jocy Gonçalo “A Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso”, 1997. 159
MINERAÇÃO SANTA ELINA Mina de São Vicente - Vila Bela Santíssima Trindade - 1992 Minério Primário RESERVA (t) TEOR
Medida 6.705.062 1,06 g/Au/Ton. Indicada 4.213.350 1,06 g/Au/Ton. Inferida 13.175.000 1,06 g/Au/Ton. FONTE: De Miranda, Jocy Gonçalo “A Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso”, 1997.
Mina São Vicente - Vila Bela Santíssima Trindade - 1988 Minério Secundário RESERVA (m3) TEOR
Medida 46.504.541 179,22 mg/Au/m3 Indicada 39.699.777 121,29 mg/Au/m3 Inferida 167.737.000 86,35 mg/Au/m3 FONTE: De Miranda, Jocy Gonçalo “A Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso”, 1997.
Mina de São Francisco Vila Bela da Santíssima Trindade - 1995 Minério Primário RESERVA (t) TEOR
Medida 8.350.000 1,04 g/Au/Ton. Indicada 10.222.500 1,04 g/Au/Ton. Inferida 8.125.000 1,04 g/Au/Ton. FONTE: De Miranda, Jocy Gonçalo “A Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso”, 1997.
TOTAL RESERVA MINÉRIO PRIMÁRIO (t)
MEDIDA 15.911.062 INDICADA 14.583.850 INFERIDA 12.073.000 FONTE: De Miranda, Jocy Gonçalo “A Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso”, 1997.
TOTAL RESERVA MINÉRIO SECUNDÁRIO (m3)
MEDIDA 46.504.541 INDICADA 39.699.777 INFERIDA 167.737.000 FONTE: De Miranda, Jocy Gonçalo “A Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso”, 1997.
5.1.1.3. Província Aurífera Cuiabana
A Província Aurífera Cuiabana corresponde a mais antiga e tradicional área produtora de ouro do Estado. Ocupa grande parte da sua porção central, que se estende desde município de Poconé, até o município de Nova Xavantina.
Geologicamente, esta província está inserida na Faixa de Dobramentos Paraguai- Araguaia, caracterizada como uma seqüência geoclinal, com vergência predominante para o Cráton Amazônico e orientada segundo a direção NE-SW, confrontando-se ao sul e sudeste com a sinéclise da Bacia do Paraná e com a Bacia Cenozóica do Rio Paraguai. 160
É constituída, geologicamente, pelas unidades: Grupo Cuiabá e Formações Bauxi, Puga, Araras, Raizama, Sepotuba e Diamantino, de Idade Proterozóica Superior, sendo cortada, discordantemente pela Suíte Intrusiva São Vicente de Idade Cambro-Ordoviciana.
O Grupo Cuiabá, portador das mineralizações auríferas, constitui a seqüência basal da Faixa de Dobramentos, abrangendo as “Brasilides Metamórficas”, de ALMEIDA, (1984). O Grupo Cuiabá apresenta-se dobrado e metamorfisado no fácies xisto-verde, evidenciado pela recristalização de ilitas e cloritas. Nestas litologias é marcante a estruturação regional segundo a direção NE-SW, evidenciada por estruturas como traços de foliações e contatos litológicos, eixos de dobras e lineamentos.
LUZ et al., (1980), descrevem na Baixada Cuiabana 09 sub-unidades litoestratigráficas dentro do Grupo Cuiabá, representado principalmente por filitos, metarenitos, quartzitos, metaconglomerados, metarcóseos, metassiltitos, calcário e mármores, que sofreram ação de três eventos tectônicos ou fases deformacionais. A primeira desenvolveu uma foliação plano axial-S1, acompanhada pelo metamorfismo regional de fácies xisto-verde. A segunda produziu dobras em estilos isoclinais, assimétricas e localmente recumbentes, sendo representada por uma foliação-S2 com direção principal N40- 60ºE e mergulho médio de 60ºNW, e a terceira caracterizada por uma clivagem de crenulação-S3, com direção principal N35- 45ºE e mergulhos entre 50 e 65ºSE. Também estão presentes falhas de empurrão, geradas durante a segunda e terceira fases.
Foi observado, através dos trabalhos do Projeto Coxipó, (LUZ et al., l980), que as mineralizações auríferas primárias do tipo veio de quartzo estão encaixadas principalmente nos metassedimentos das unidades 3, 5 e 6 (filitos, filitos conglomeráticos, metarenitos e metarcóseos). O ouro na forma de depósitos secundários encontra-se associado às coberturas detrito laterizadas desenvolvidas sobre as rochas do Grupo Cuiabá, gerados através de um processo de enriquecimento supergênico, com significativa distribuição areal na região da Baixada Cuiabana.
A nível de controle macro estrutural, nota-se que os principais garimpos que exploram ouro primário estão dispostos segundo dois importantes trends mineralizados, um denominado “alinhamento Cangas-Poconé” e o outro “alinhamento Praia Grande-Salinas”. Estes trends estão orientados segundo a direção N35-40ºE, concordantes com a macro estruturação do Grupo Cuiabá.
O hidrotermalismo nestas rochas é evidenciado pela intensa sericitização e potassificação pervasivas, e pela presença de halos restritos aos veios de quartzo, denotados pela presença de pirita, carbonatos e magnetita.
As mineralizações auríferas da região de Nova Xavantina ocorrem em uma janela estrutural, onde afloram rochas pertencentes ao Grupo Cuiabá. A área de ocorrência está limitada ao oeste por sedimentos do Grupo Paraná e ao leste por coberturas pedogênicas e lateríticas.
Localmente, o Grupo Cuiabá está representado por um pacote de metassedimentos, característicos de seqüências do tipo metavulcano-sedimentar depositados em ambiente marinho e submetidos a um metamorfismo de baixo grau (fácies xisto-verde). As litologias presentes são principalmente filitos sericíticos, com intercalações de filitos grafitosos e hematíticos, níveis de metarenitos e metagrauvacas. Estas rochas apresentam-se com foliação proeminente segundo as direções N40-70ºE, com mergulhos para ambos os quadrantes.
A principal mineralização de ouro constitui o Filão do Araés (MIR 375, ponto 02). Este corpo se estende por cerca de 2,5 km segundo a direção geral ENE-WSW, com uma espessura que varia de 0.05 metros até 5 metros, sendo facilmente acompanhado em função das escavações feitas por garimpeiros (PINHO & PINHO, 1990). 161
As principais mineralizações conhecidas nesta província são dos tipos:
- Veios de quartzo concordantes/sub-concordantes
Na baixada cuiabana estes veios são geralmente denominados de travessão, de direção geral N-NE, sub-verticais, freqüentemente com extensão superior a 100 m e com espessuras da ordem de 1 a 2 m. Os teores são normalmente menores que 1,0 g/t.
A mineralização do Filão do Araés (MIR 375 ponto 03), Nova Xavantina está encaixada em uma fratura de cisalhamento concordante de conformação sigmoidal, sendo o minério do tipo veio de quartzo, boudinado, bandado, evidenciando múltiplas fases de abertura e preenchimento de fratura. De uma maneira geral, o veio tem aspecto bandado com alternâncias de leitos de quartzo leitoso e sacaroidal com grafita. Algumas bandas quartzosas são extremamente ricas em pirita, esfalerita e galena, na forma de disseminações, ocorrendo em proporções da ordem de 1% a 30% do volume do minério. Os halos do tipo sericitização e carbonatização são os mais expressivos nas encaixantes próximas aos veios de quartzo mineralizados.
As amostras analisadas em porções do veio remanescente na superfície apresentaram teores médios da ordem de 1 a 10 g/t (fire assay). As amostras coletadas nas galerias abertas para a lavra subterrânea, apresentaram teores extremamente variáveis, com teores médios da ordem de 1 a 5 g/t e teores máximos da ordem de 40 a 60 g/t.
- Veios de quartzo discordantes
São os mais explorados atualmente, com direção geral N55-80ºW, sub-verticais, e freqüentemente posicionados transversalmente aos eixos das dobras. Estes veios apresentam- se na maioria das vezes com extensão inferior a 100 m e com espessuras médias inferiores a 30 cm. Os teores de ouro são bastante variáveis, oscilando em média entre 1,0 a 5,0 g/t., pontualmente verifica-se teores superiores a 20 g/t. Na região garimpeira de Salinas (MIR 404 ponto 29), foi possível verificar, que os veios discordantes estão estruturados a partir de possantes veios concordantes, mostrando um padrão definido de fraturamento e preenchimento por veios, similar a um sistema conjugado, em princípio, gerado a partir de esforços compressivos com 1 disposto segundo a direção NW-SE.
- Mineralizações do tipo stratabound
Associadas às zonas de charneiras de dobras recumbentes, notadamente quando estas estão afetadas por zonas de empurrão de baixo ângulo, configurando discretas zonas de cisalhamento, sub-paralelas aos eixos das dobras.
Neste contexto, observa-se na zona tectonizada enxames de venulações, localmente dobradas e com contornos sigmoidais, vindo a constituir um tipo de mineralização onde os garimpeiros lavram grandes painéis a céu aberto, com teores médios de corte da ordem de 1 ppm. Em algumas frentes de lavra foi possível verificar que estas zonas mineralizadas ocorrem no contato entre litologias com competências distintas, geralmente entre um pacote de filito sericítico, com foliação proeminente e outro de metargilito maciço.
Nota-se em frentes de lavra abertas nas proximidades da área urbana da cidade de Poconé-MT, a existência de mineralizações associadas a pacotes de metassiltitos com intercalações de formações ferríferas - bifs e metacherts. Os metassiltitos, assim como os bifs, apresentam-se com estrutura fitada, evidenciada pela alternância rítmica de níveis siltosos esbranquiçados, com níveis mais argilosos de coloração acinzentados. Estes pacotes de metassiltitos com intercalações de bifs, apresentam-se com o acamamento sub-paralelo a foliação mais proeminente, com atitudes variando de N15-40ºE / 15-30ºNW. 162
Nas frentes de lavra observa-se a presença de um sistema de fraturamento, disposto sub-paralelo a foliação, preenchido por veios de quartzo leitoso, com pirita limonitizada e pontuações de caolim. Estes veios tem espessuras da ordem de 5 a 15 cm e, localmente, apresentam-se anastomosados e boudinados, configurando feições sigmoidais e micro estruturais que evidenciam uma tectônica de empurrões de SE para NW, com pequeno deslocamento.
- Mineralizações associadas a coberturas elúvio laterizadas
Estas mineralizações estão associadas a processos supergênicos relacionados à evolução das capas lateríticas sobre litologias enriquecidas em ouro (veios de quartzo e filitos pré lateritizados). Apresentam ampla expressão superficial, delgada espessura e extrema irregularidade na distribuição do minério, ocorrendo, comumente, sob a forma de “bonança de pepitas”. A existência de tais formações evidenciam a estreita ligação instituída entre a fonte primária do ouro (veios de quartzo, filitos) e o processo de laterização, enriquecimento supergênico (Foto 056).
No Garimpo de Jatobá, a zona de minério é constituída por cangas vermiculares ou compactas com nódulos e oólitos de limonita, com espessura média de 1,0 metro e teores da ordem de 0,3 a 0,8 ppm. Foi observado que o nível preferencial da mineralização é a zona de interfácies, nódulos-canga, estando o ouro agregado aos óxidos e hidróxidos de ferro, ocorrendo uma limitada dispersão secundária a partir dos veios de quartzo. Na porção do solo eluvial ocorre comumente ouro nativo na forma livre.
A paragênese do minério é composta por pirita, limonita e carbonatos, sendo que o ouro à ela associada apresenta granulometria grosseira e alto título, variando entre 93% a 98%. Em termos de reserva, os dados disponíveis são os seguintes:
MINERAÇÃO CASA DE PEDRA Cuiabá - 1989 Minério Secundário RESERVA (t) TEOR Medida 26.334.356 0,2225 g/Au/Ton Indicada 4.540.000 0,2368 g/Au/Ton FONTE: De Miranda, Jocy Gonçalo “A Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso”, 1997.
TETRON MINERAÇÃO LTDA Nossa Sra. do Livramento - 1988 Minério Secundário RESERVA (m3) TEOR Medida 54.224 1,25 g/Au/m3 Indicada 69.641 0,90 g/Au/m3 Inferida 421.606 0,51 g/Au/m3 FONTE: De Miranda, Jocy Gonçalo “A Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso”, 1997.
MINERAÇÃO JAGUAR LTDA Nova Xavantina - 1993 Minério Primário RESERVA (t) TEOR Medida 288.547,30 10,55 g/Au/Ton Indicada 90.185,48 24,72 g/Au/Ton Inferida 2.685.123,65 5,44 g/Au/Ton FONTE: De Miranda, Jocy Gonçalo “A Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso”, 1997. 163
TOTAL RESERVA MINÉRIO PRIMÁRIO (t) MEDIDA 288.547,30 INDICADA 90.185,48 INFERIDA 2.685.123,65 FONTE: De Miranda, Jocy Gonçalo “A Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso”, 1997.
TOTAL RESERVA MINÉRIO SECUNDÁRIO(m3) MEDIDA 10.587.966 INDICADA 1.885.641 INFERIDA 421.606 FONTE: De Miranda, Jocy Gonçalo “A Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso”, 1997. Obs. Os dados de Reserva do Minério Secundário foram uniformizados para m3 através da relação: 1 metro cúbico para 2,5 toneladas de minério.
5.1.1.4. Produção Aurífera do Estado de Mato Grosso
Os dados de produção de ouro de natureza garimpeira e industrial para o período de 82 a 95, segundo os dados do DNPM-DIPEM e Banco Central (Quadro 003) mostram que o principal modo de produção é a garimpeira, com lavra rudimentar, apresentando índices que oscilam entre 92,38 a 96,26% da produção total, ou seja a participação industrial encontra-se na faixa de 3,74 a 7,62% da produção total. Ressalta-se que nos anos de 84 a 89, a mineração apresentou participação mais efetiva, com porcentagens que oscilaram entre 13,52 e 29,21%. O Quadro 004 apresenta os dados de produção garimpeira por município de 1982- 1996, com base nos dados DNPM-DIPEM e Banco Central e, o Quadro 005 apresenta os dados da produção industrial de ouro das empresas de mineração no período de 1982 a 1995.
QUADRO 003 PRODUÇÃO AURÍFERA DO ESTADO DE MATO GROSSO
FONTE: FONTE :DNPM-DIPEM e Banco Central (1996) Valores Trabalhados FONTE DNPM-AMB DNPM-DIPEM Produção Garimpeira Kg Total Kg Total Kg ANOS Produção (Produção (Produção Lavra Concessão Total Variação no Industrial Industrial + Industrial + Rudimentar Oficial - PO Estimada - PE Kg Kg Estoque PE-PO Kg Garimpeira Garimpeira Kg Oficial Estimada) 1980 230,35 1981 593,02 1982 2.173 4.650 2.477 2.173 4.650 2.539,27 1983 5.717 7.661 1.944 222 5.939 7.883 6.621,29 1984 8.187 14.413 6.226 490 8.677 14.903 8.163,28 489,77 8.653,05 1985 5.143 15.212 10.069 804 5.947 16.016 5.338,75 575,42 5.915,17 1986 2.828 13.737 10.909 570 3.398 14.307 2.957,24 381,32 3.338,56 1987 4.555 15.663 11.108 803 5.358 16.466 4.403,65 515,20 5.218,85 1988 5.174 13.605 8.431 2.135 7.309 15.740 5.407,91 1.777,44 7.185,35 1989 4.558 12.285 7.727 1.493 6.051 13.778 5.250,88 1.130,62 6.381,50 1990 25.229 19.323 (5.906) 1.356 26.585 20.679 23.966,05 910,48 24.876,53 1991 27.052 20.292 (6.760) 1.228 28.280 21.520 1992 22.211 17.553 (4.658) 693 22.904 18.246 1993 16.808* 14.233 (2.575) 993 17.801 15.226 1994 10.887* 873 11.760 1995 8.469* 9.168 8.944,00 692,44 9.686,44 FONTE: DNPM e *Jocy Miranda AMB = Anuário Mineral Brasileiro
Os dados, além de mostrar uma produção significativa a nível nacional, demonstram um aumento brusco de produção nos anos de 1989 e 1990 (vide Gráficos 001 e 002): Intrigantemente, a produção garimpeira oficial de 1990, de 25.229 kg, mais do que quintuplicou a produção aurífera em relação a 1989, de 4.558 kg (5,5x). Geologicamente não há fatos que permitam explicar o por quê deste brusco aumento, com ascensão em 1991, e que apesar do 164
acentuado declínio nos anos de 92, 93 e 94 ainda apresentou produção em patamar bem mais elevado até o observado em 1989.
Os dados também apresentam que entre os anos de 89 e 90 houve um aumento na produção aurífera estimada (Quadro 003) de 12.285 kg para 19.323 kg, ou seja 7.038 kg, equivalente a 57,29%, números estes também difíceis de se explicar geologicamente.
Sabendo-se que a produção oficial é aquela calculada com base no pagamento de tributos (IUM e IOF), os dados de produção confrontados com os dados geológicos evidenciam que houve uma variação significativa do estoque aurífero. Diante dos dados oficiais e daqueles que se pode projetar estatisticamente, referendados pelo conhecimento geológico, estima-se que foram pagos tributos por mais de 10 toneladas de ouro não lavrados em 1990, situação que persistiu nos anos seguintes, em outras cifras. TaI fato da margem a especulações, dentre as quais pode-se supor que havia ouro lavrado em anos anteriores e não declarado (hipótese pouco provável devido ao preço recessivo do metal), ouro provindo de garimpo de outros Estados, como p. ex., sul do Pará (hipótese também pouco provável pela quantidade de metal lavrado). Entre as hipóteses, não pode ser descartada possível fonte de lavagem de dinheiro, fato conhecido em áreas garimpeiras. 165
QUADRO 004 PRODUÇÃO AURÍFERA GARIMPEIRA POR MUNICÍPIO NO PERÍODO DE 1982 A 1996 (DNPM-DIPEM) (UNIDADE: kg de ouro fino) 1982 1983 1984 1985
OFICIAL ESTIMADA OFICIAL ESTIMADA OFICIAL ESTIMADA OFICIAL ESTIMADA MATO GROSSO 2.173 4.650 5.717 7.661 8.187 14.413 5.143 15.212
ALTA FLORESTA 1.552 2.964 3.075 4.121 3.362 5.919 1.917 5.670 ALTO ARAGUAIA ALTO PARAGUAI APIACÁS ARENÁPOLIS ARIPUANÃ 12 35 CÁCERES COLÍDER COTRIGUAÇU CUIABÁ 0 500 1.024 1.372 1.701 2.995 483 1.429 DIAMANTINO GUARANTÃ DO NORTE JACIARA JUARA JUÍNA JURUENA MATUPÁ NORTELÂNDIA NOSSA S. DO LIVRAMENTO NOVA CANAÃ DO NORTE NOVA XAVANTINA 29 85 PARANAÍTA PEIXOTO DE AZEVEDO 621 1.186 1.618 2.168 2.687 4.730 2.587 7.653 POCONÉ 0 0 437 769 115 340 PONTES E LACERDA PORTO ESPERIDIÃO SÃO JOSÉ DO RIO CLARO SINOP TERRA NOVA DO NORTE VÁRZEA GRANDE VERA VILA BELA DA S. TRINDADE OUTROS (continua...) 166 QUADRO 004 PRODUÇÃO AURÍFERA GARIMPEIRA POR MUNICÍPIO NO PERÍODO DE 1982 A 1996 (DNPM-DIPEM) (...continuação) 1986 1987 1988 1989
OFICIAL ESTIMADA OFICIAL ESTIMADA OFICIAL ESTIMADA OFICIAL ESTIMADA MATO GROSSO 2.828 13.737 4.555 15.663 5.174 13.605 4.558 12.285
ALTA FLORESTA 1.706 8.286 2.675 9.196 1.821 4.788 1.604 4.323 ALTO ARAGUAIA ALTO PARAGUAI APIACÁS ARENÁPOLIS ARIPUANÃ 19 91 24 84 44 115 39 105 CÁCERES COLÍDER COTRIGUAÇU CUIABÁ 122 592 78 269 311 818 275 741 DIAMANTINO GUARANTÃ DO NORTE JACIARA JUARA JUÍNA JURUENA MATUPÁ NORTELÂNDIA NOSSA S. DO LIVRAMENTO NOVA CANAÃ DO NORTE NOVA XAVANTINA 16 77 18 62 18 47 16 43 PARANAÍTA PEIXOTO DE AZEVEDO 950 4.617 1.688 5.804 2.073 5.451 1.828 4.926 POCONÉ 15 74 63 217 159 418 139 375 PONTES E LACERDA PORTO ESPERIDIÃO SÃO JOSÉ DO RIO CLARO SINOP TERRA NOVA DO NORTE VÁRZEA GRANDE 9 31 141 371 123 333 VERA VILA BELA DA S. TRINDADE OUTROS 607 1.597 534 1.439 (continua...) 167 QUADRO 004 PRODUÇÃO AURÍFERA GARIMPEIRA POR MUNICÍPIO NO PERÍODO DE 1982 A 1996 (DNPM-DIPEM) (...continuação) 1990 1991 1992 1993
OFICIAL ESTIMADA OFICIAL ESTIMADA OFICIAL ESTIMADA OFICIAL ESTIMADA MATO GROSSO 25.229 19.323 27.052 20.292 22.211 17.553 16.808 14.233
ALTA FLORESTA 6.301 4.826 7.247 5.435 5.896 4.659 4.323 3.778 ALTO ARAGUAIA ALTO PARAGUAI 8 APIACÁS 561 429 1.365 1.024 943 745 691 604 ARENÁPOLIS 0 ARIPUANÃ 244 187 211 158 243 192 178 156 CÁCERES COLÍDER 527 403 388 291 355 281 261 228 COTRIGUAÇU 0 CUIABÁ 1.684 1.290 1.382 1.036 742 586 544 475 DIAMANTINO 0 GUARANTÃ DO NORTE 1.628 1.247 1.209 907 734 580 538 470 JACIARA JUARA JUÍNA 0 JURUENA MATUPÁ 240 184 1.329 997 449 355 330 288 NORTELÂNDIA 0 NOSSA S. DO LIVRAMENTO 236 181 475 357 716 566 525 459 NOVA CANAÃ DO NORTE 4 NOVA XAVANTINA 51 39 70 53 1 1 1 1 PARANAÍTA 1.168 895 1.247 936 1.128 892 827 723 PEIXOTO DE AZEVEDO 7.266 5.565 5.708 4.281 5.858 4.629 4.295 3.753 POCONÉ 1.855 1.421 2.616 1.962 2.954 2.335 2.166 1.893 PONTES E LACERDA 1.160 889 1.701 1.276 999 789 732 640 PORTO ESPERIDIÃO 23 SÃO JOSÉ DO RIO CLARO 0 SINOP 0 TERRA NOVA DO NORTE 608 465 1.249 937 648 512 475 415 VÁRZEA GRANDE 794 608 438 329 290 229 212 186 VERA VILA BELA DA S. TRINDADE 488 OUTROS 906 694 417 313 255 202 187 164 (continua...) 168 QUADRO 004 PRODUÇÃO AURÍFERA GARIMPEIRA POR MUNICÍPIO NO PERÍODO DE 1982 A 1996 (DNPM-DIPEM) (...continuação) 1994 1995
OFICIAL ESTIMADA OFICIAL ESTIMADA MATO GROSSO 10.887 8.469
ALTA FLORESTA 2.990 4.095 ALTO ARAGUAIA 0 ALTO PARAGUAI 3 APIACÁS 519 134 ARENÁPOLIS 12 14 ARIPUANÃ 44 29 CÁCERES 0,2 COLÍDER 67 50 COTRIGUAÇU 0 CUIABÁ 565 369 DIAMANTINO 32 67 GUARANTÃ DO NORTE 338 318 JACIARA 1 JUARA 0 JUÍNA 0 JURUENA 0,3 MATUPÁ 780 119 NORTELÂNDIA 10 2 NOSSA S. DO LIVRAMENTO 177 5 NOVA CANAÃ DO NORTE 0 NOVA XAVANTINA 2 3 PARANAÍTA 500 87 PEIXOTO DE AZEVEDO 2.106 904 POCONÉ 1.198 1.300 PONTES E LACERDA 232 200 PORTO ESPERIDIÃO 1 SÃO JOSÉ DO RIO CLARO 0 SINOP 0 TERRA NOVA DO NORTE 176 33 VÁRZEA GRANDE 528 371 VERA 0 0,4 VILA BELA DA S. TRINDADE 606 368 OUTROS 0 FONTE: DNPM-DIPEM e BANCO CENTRAL, com base no IUM e no IOF-ouro (1996) 169 QUADRO 005 PRODUÇÃO AURÍFERA INDUSTRIAL NO PERÍODO DE 1982 A 1995 (DNPM-DIPEN) (UNIDADE: kg de ouro fino) 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 MATO GROSSO 0 222 490 804 570 803 2135 1493 1356 1228 693 993 873 699
MINERAÇÃO PORTO ESTRELA S/A 0 222 490 575 381 41 0 0 0 0 0 0 (Alta Floresta)
MINERAÇÃO MANATI 0 0 0 0 0 510 1.736 1.127 874 615 284 0 (Rio Branco)
MINERAÇÃO SANTA ELINA IND E COM LTDA 0 0 0 211 166 212 230 260 376 433 347 925 808 634 (Vila Bela da Santíssima Trindade)
SANTO ONOFRE MINERAÇÃO S/A 0 0 0 13 23 40 25 25 25 0 0 0 (Aripuanã)
BRASEREM EMPRESA MINERAÇÃO LTDA 0 0 0 5 0 0 0 0 0 0 0 0 (Alta Floresta)
MINERAÇÃO CASA DE PEDRA LTDA 0 0 0 0 0 0 144 81 81 180 62 68 65 63 (Cuiabá)
CIA ADM. MORRO VERMELHO 2 (Nortelândia) FONTE: DNPM-DIPEM (1996)
170
GRÁFICO 001 PRODUÇÃO AURÍFERA DO ESTADO DE MATO GROSSO, DADOS SEGUNDO DNPM-DIPEM E BANCO DO BRASIL
35000
30000
25000
20000
15000
10000
5000 Produção em Kg em Produção
0
1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 -5000 1980
-10000 Ano
Produção Estimada- PE Diferença PE-POG Produção Industrial- PI Total 1( POG + PI) Total 2 ( PE + PI) Produção Oficial Garimpeira- POG
FONTE: DNPM – DIPEM (1995), modificado
171
GRÁFICO 002 PRODUÇÃO AURÍFERA DO ESTADO DE MATO GROSO, DADOS SEGUNDO DNPM-DIPEM
30000
25000
20000
15000
10000 ProduçãoKg em 5000
0
1980 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1981 Ano Lavra Rudimentar Concessão Total
FONTE: DNPM – DIPEM (1995), modificado
172
O Sumário Mineral de 1991 ao discutir a produção oficial de ouro de 1990, a nível nacional, apresenta a seguinte ponderação: “a produção de ouro no ano passado, em função da melhoria do registro, mostrou crescimento de 87,6%. Pelos dados ainda preliminares, em 1990 foram registradas 93,3 t contra 52,4 t em 1989. No entanto, esse desempenho global positivo é apenas aparente, pois a produção real dos garimpos, segundo estimativas, pode ter sofrido uma queda de 31% em relação a 1989, de 80 t para um máximo de 55t em 1990. A performance da produção real foi afetada pela queda do preço interno, combinada com aumento de custos, interdição de áreas à garimpagem e a exaustão e queda de teores em outras áreas. O maior registro da produção oficial foi conseqüência das operações de arbitragem do Banco Central, que possibilitaram a exportação do ouro pela taxa de câmbio flutuante. Como o mercado interno ficou superofertado em função do plano de estabilização econômica e a arbitragem através do BACEN é menos oneroso do que no mercado informal, quase toda a produção de 1990 foi negociada por esse sistema. Ao ser reduzido o descaminho houve o aumento meramente estatístico nos números oficiais, que são apurados a partir do pagamento de impostos. As empresas mantiveram seus investimentos e fecharam o ano com produção de 29,9 t, 31% acima dos 22,9% de 1989. Esse desempenho verificou-se apesar da conjuntura desfavorável, combinando a queda do preço interno, com aumento de custos e provocando, consequentemente, redução de rentabilidade. ...”
5.1.2. Províncias e Distritos Diamantíferos
O critério básico do presente enquadramento foi o de agrupar em uma mesma província os jazimentos que apresentam similaridade em termos geológicos e estruturais e de área – fonte e encontram-se dispostos numa mesma unidade geotectônica. Entende-se por área - fonte a unidade ou formação geológica que se constitui na rocha hospedeira, responsável, em última instância, pela mineralização dos depósitos secundários.
Como subsídio foram utilizados, além da bibliografia pertinente, produtos técnicos gerados pela METAMAT nos últimos 05 (cinco) anos, com destaque para os projetos: “Guaporé - Sudoeste”, (1992), convênio com a SOPEMI e “Diagnóstico das Atividades Mineradoras da Sub-Bacia do Alto Rio Paraguai”, (METAMAT,1996), em convênio com a FEMA.
As principais seqüências portadoras dessas mineralizações estão associadas aos conglomerados basais das grandes unidades sedimentares cretáceas que recobrem grandes extensões do Estado, e se manifestam sob a forma de aluviões recentes, terraços antigos e em superfícies sujeitas a denudação.
Diversas pesquisas desenvolvidas no Estado indicam como fonte primária do diamante corpos kimberlíticos, fato comprovado na região de Juína, onde o diamante é explorado em aluviões recentes, cuja origem são os kimberlitos bastante alterados ocorrentes naquela área. Segundo alguns especialistas, como GONZAGA & TOMPKINS, (1991), essas ocorrências estariam associadas ao lineamento 125º Az, de magnitude continental. Trabalhos na região Sudeste, proximidades de Paranatinga, corroboram esta afirmativa.
Os diamantes explorados no Estado apresentam cores e formas variadas, sendo classificados como diamantes industriais ou gemas. Na região de Juína, cerca de 92% da produção corresponde a diamantes industriais, apresentando formas achatadas e alongadas e cores fortes. Por outro lado, os diamantes associado à Formação Marília (sensu lato) e ao Grupo Parecis, apresentam proporções de 27% e 70% de diamantes do tipo gema.
5.1.2.1. Província Diamantífera do Sudeste de Mato Grosso
Situada na região sudeste do Estado, abrange os municípios de Chapada dos Guimarães, Paranatinga, Nova Brasilândia, Poxoréu, Jaciara, Dom Aquino, Rondonópolis, Tesouro, Guiratinga, Pedra Preta, Alto Garças, Alto Araguaia, Itiquira, Araguainha, Ponte Branca, Torixoréo, General Carneiro e Barra do Garças etc., desde Chapada dos Guimarães, no extremo oeste, até Barra do Garças, a leste. 173
A geologia da província está representada por um substrato regional, formado pelos metassedimentos do Grupo Cuiabá, de Idade Proterozóico Superior e pela Suíte Intrusiva São Vicente. Recobrindo este substrato estão os sedimentos paleozóicos, mesozóicos, lavas basálticas e sedimentos cenozóicos que formam a extensa depressão deposicional da Bacia do Paraná.
Destaca-se nesta província a Reserva Garimpeira de Alto Coité, estrutura do Alto Coité, localizada cerca de 10 km a nordeste do distrito de Alto Coité. Trata-se de uma estrutura tectonicamente complexa, de formato grosso modo circular, truncada por falhas normais colocando lado a lado rochas das formações Ponta Grossa, Aquidauana, Palermo, Botucatu e Marília. Neste distrito vêm de longa dada, sendo extraído diamante por processos de garimpagem. Atualmente são garimpos decadentes, que têm provocado muito prejuízos ambientais na região (Foto 057). Em alguns locais, próximo à Poxoréu, verificam-se áreas onde foram executados trabalhos de recuperação através de terraplanagem. Nesta região foi reconhecido o corpo kimberlítico de Tamburi, (WESKA, 1996), que permite atribuir, ao menos em parte, a fonte primária dos diamantes a este corpo.
A fonte intermediária das mineralizações diamantíferas na Província está associada aos conglomerados basais da Formação Marília (ou Formações Quilombinho e Cachoeira do Bom Jardim, segundo WESKA, 1996). No entanto, os depósitos comumente explorados são os do tipo Plácer, que situam-se junto às drenagens atuais e seus terraços quaternários, nos quais a concentração do diamante é maior. A fonte primária dos diamantes está associada às Intrusões Kimberlíticas de Paranatinga, descritas inicialmente por FRAGOMENI, (1976), no alto curso dos rios Batovi e Poxoréu.
Os depósitos diamantíferos da região podem ser classificados em duas categorias: as aluviões recentes, que ocorrem ao longo das atuais planícies de inundação das principais drenagens, como por exemplo os Garimpo Santa Maria (Paranatinga, MIR 374 ponto 6) e os depósitos de terraço, localizado nas encostas dos vales, como o Garimpo do Ademar (Poxoréu, MIR 389 ponto 11).
Os teores médios de diamante nesta província giram em torno de 0,05 ct/m3 com cerca de 73% desses sendo classificados como indústriais e 27% como gemas. Contrariamente às ocorrências da Província Diamantífera do Alto Paraguai – Nortelândia - Arinos, onde o ouro apresenta teores econômicos, nesta, ele ocorre com teores muito baixos, fazendo parte da paragênese: ouro, turmalina, rutilo, ilmenita, granada, corindon, leucoxênio, etc.
5.1.2.2. Distrito Diamantífero do Alto Paraguai
Este Distrito está localizado na região centro-oeste de Mato Grosso, que vai do município de Nobres, ao sul, até o município de São José do Rio Claro, ao norte, envolvendo parte da bacia do Rio Arinos e da bacia do Alto Rio Paraguai.
Do ponto de vista geológico, os depósitos diamantíferos da bacia do Alto Rio Paraguai estão relacionados às coberturas quaternárias aluvionares, coluvionares e eluvionares formadas ao longo do período de evolução da bacia e resultantes dos processos deposicionais e erosivos nela atuantes.
Segundo WESKA et al., (1984), os depósitos coluvionares estariam condicionados e caracterizados por recuo regressivo de escarpa e pouco transporte, os aluvionares por depósitos muito transportados e dispostos em terraceamentos nítidos nas porções inferiores da bacia, e os eluvionares por uma concentração vertical de pouco ou nenhum transporte, nas cotas mais altas do seu bordo. 174
Utilizando-se essa classificação, foram individualizadas quatro zonas de depósitos na bacia:
- zona 1 - formada por depósitos aluviais e coluviais relacionados às escarpas dos Parecis;
- zona 2 - caracterizada por colúvios retrabalhados por aluviões mais jovens sobre o domínio do Tapirapuã;
- zona 3 - superfícies residuais por erosão intensa em colúvios, elúvios e no Grupo Parecis;
- zona 4 - que comporta os depósitos aluviais e sua planície de inundação, (quando localizados junto as drenagens conhecidas como “grupiaras” e nos terraços como “monchões”).
Os cascalhos diamantíferos são constituídos por seixos e matacões de quartzo, de arenitos alterados ou capeados por óxido de ferro, por arenitos ortoquartzíticos, basaltos, silexitos, turmalinitos e variadas formas de quartzo secundário. A matriz pode ser arenosa, areno-argilosa ou argilosa, cimentadas ou não por óxidos de ferro, de que são exemplos locais os depósitos de São Pedro (MIR 372 ponto 176) e da Laranjeira (MIR 372 pontos 125, 127). O capeamento do minério é formado por litologias inconsolidadas, finas, como areias e argilas de cores variadas. Em alguns locais o cascalho é aflorante e mesmo lateritizado.
O protominério desses depósitos é atribuído aos conglomerados do Grupo Parecis, cuja porção basal ainda hoje forma relevos residuais no interior da bacia. Sobre essa área - fonte é que atuariam os processos erosivos e deposicionais, gerando ao longo do tempo depósitos do tipo pláceres condicionados por falhamentos normais e caracterizados pelos terraceamentos laterais às drenagens atuais, depósitos coluvionares e de talus, leques aluviais e depósitos detrito-laterizados.
No neo-Terciário, a superfície antes estável numa grande superfície de aplainamento e pedogenização é transformada, por reativação tectônica, em área de erosão, responsável pelo esculpimento da paisagem e do aparecimento das províncias morfoestruturais.
Para QUADROS, (1978), os depósitos da região de Diamantino estariam associados à Formação Morro Vermelho, caracterizada no seu trabalho como uma unidade geológica de Idade Terciária, individualizada como uma seqüência de origem flúvio-lacustre e sobreposta à Formação Parecis.
Os depósitos diamantíferos na região possuem 02 (dois) tipos básicos de condicionamento dados pela erosão diferencial e/ou controle estrutural. Entre os garimpeiros, diversas denominações são utilizadas para se referirem a determinados condicionantes regionais. Entre esses exemplos podemos citar o “ajogo”, como de controle estrutural, correspondendo aos depósitos do tipo “barra de pontal” gerados a partir do controle de barreiras geomorfológicas normais à drenagem, a jusante do fluxo; e “travessões”, que são depósitos localizados a montante de uma zona de falha interposta à drenagem. Todos esses depósitos variam de pequeno a grande porte.
Entre os depósitos gerados por erosão diferencial podemos citar: como de pequeno porte as “panelas” relacionados a imaturidade do bed-rock e a correntes turbilhonares; e como depósitos de maior porte os “canoões” e “veias” relacionados aos processos erosivos superimpostos.
De acordo com o projeto “Diagnóstico das Atividades Mineradoras na Sub-Bacia do Alto Rio Paraguai, 1996” a classificação dos depósitos diamantíferos pode ser enquadrada em 175
02 (dois) tipos básicos: aluviões antigos e aluviões recentes, em parte devido à sua abrangência e em parte devido a insuficiência de dados e nível de complexidade dos depósitos.
As aluviões antigas formam morrotes isolados ou interligados, sustentados pelo nível de cascalho que caracterizam os altos terraços. A espessura do pacote pode atingir até 6 metros. Litologicamente, estes depósitos são constituídos quase que exclusivamente de cascalho, não apresentando um selecionamento e uma granulometria uniforme. Muitas vezes, observam-se matacões e seixos centimétricos. Os tipos litológicos encontrados são arenitos ortoquartzíticos, quartzo, silexitos, etc., razoavelmente bem preservados. Localmente, como ocorre nas cabeceiras dos rios Diamantino e Paraguai, pode ser observado um nítido controle geológico - estrutural, representado, respectivamente, por barreira do derrame basáltico Tapirapuã (Salto do Diamantino) e anteparo de flanco de anticlinal da faixa Paraguai-Araguaia, Formação Raizama (localidade de Melgueira).
As aluviões recentes ocorrem nas margens (planícies de inundação) ou no leito atual dos rios. Os pacotes possuem espessuras menores, se comparados com as unidades mais antigas, em média de 1 metro. São geralmente depósitos bem selecionados, apresentando variação granulométrica bem definida, do topo (mais fina) para a base (mais grosseira). Os sedimentos deste ambiente são cascalhos, areias, siltes e argilas, predominando ora uns, ora outros. Os tipos litológicos são os mais resistentes: arenitos ortoquartzíticos, quartzo, silexitos, etc., que não foram destruídos durante o retrabalhamento por transporte. Nas aluviões do Rio Paraguai e afluentes os níveis de cascalho, quando ocorrem, estão sempre na base, não ocorrendo em outros níveis do perfil.
Trabalhos de pesquisa desenvolvidos pela Mineração Morro Vermelho nas áreas da Fazenda Camargo Corrêa (MIR 273 ponto 115) constataram a existência de cascalhos mineralizados relacionados a depósitos elúvio-coluvionares, coluvionares, depósitos de paleocanal e aluviões atuais ocupando a calha dos rios.
Os minerais pesados, presentes nos cascalhos diamantíferos, devem ser considerados na região como guias de prospecção, com as devidas reservas, por não estarem relacionados a área-fonte primária, (WESKA, 1984). São de dois tipos: monominerálicos e poliminerálicos.
Os grãos monominerálicos são as piritas (dadinhos), limonitas (feijão), rutilo (agulha, ferragem, ponta de lápis), zircão, hematita e magnetita (ferragem), leucoxênio (faceira), pedra baia (calcedônia), quartzo (ovo de pomba, dente-de-cão), topázio (pingo d’água), granada (chicória) etc. Entre os poliminerálicos podemos citar os turmalinitos (pretinhas fantasiadas), tremolita-sericita-quartzito (faceira), etc.
O ouro, na região garimpeira, é explorado como subproduto do diamante, os seus teores são variáveis e geralmente possuem baixa granulometria, sendo raras as pepitas encontradas.
Na região, até recentemente, existiam inúmeros locais de extração de diamante, entre os quais merecem destaque os garimpos São Francisco (MIR 372 ponto 105), Melgueira (MIR 372 ponto 126), Tarumã (MIR 372 ponto 299), Boi Rabicho (MIR 372 ponto 231), “Serrão” (MIR 372 ponto 131), Ouro Fino (MIR 372 ponto 199) e Raizama (MIR 372 ponto 133 ), não se dispondo de informações recentes se ativos ou paralisados. O Quadro 006 a seguir apresenta os dados de reserva de diamante para o município de Nortelândia para o ano de 1995. 176
QUADRO 006 RESERVA DE DIAMANTE PARA O MUNICÍPIO DE NORTELÂNDIA
PROCESSO MEDIDA TEOR INDICADA TEOR INFERIDA TEOR (m3) (m3) (m3) 805.982/72 146.163 0,04 ct/m3 493.820 0,04 ct/m3 650.619 0,04 ct/m3
866.912/84 207.794 0,06 ct/m3 355.887 0,05 ct/m3
866.924/70 22.546 0,10 ct/m3 194.000 -
800.098/76 166.301 0,10 ct/m3 706.580 0,024 ct/m3 404.810
Total 542.804 1.750.287 1.055.429
FONTE: Relatório Anual de Lavra - DNPM/1996. (Minério Secundário – Adm. Morro Vermelho Ltda)
5.1.2.3. Distrito Diamantífero de Juína
O Distrito Diamantífero de Juína está localizado na região noroeste do Estado, abrangendo o município de Juína, compreendendo as altas bacias dos rios Juína-Mirim, Vinte e Um de Abril e Cinta Larga.
Caracteriza-se pela presença de depósitos aluvionares recentes, cuja área-fonte são os kimberlitos intrusivos no Grupo Parecis. Estes kimberlitos, localizados às cabeceiras dos rios Juína-Mirim e Cinta Larga, acham-se, em subsuperfície, invariavelmente alterados, sendo reconhecidos pelos solos argilosos, vermelho-amarronzados, em contraste com os solos arenosos, amarelo-amarronzados do Grupo Parecis, (HARALYI, 1990).
No atual estágio erosivo regional, as chaminés kimberlíticas encontram-se profundamente erodidas e, em conseqüência, embora encontrem-se mineralizadas, apresentam teores muito baixos. Nos poucos corpos aflorantes são identificados através de amostra de mão os constituintes tipomórficos: granadas piropo, picroilmenitas, flogopita, olivina, cromodiopsídio, magnetitas e zircão.
SCHULTZ FILHO, (1981), atribuiu idade Cretácea ao arenito, correlacionando-o ao Parecis e o subdividiu em dois níveis, sendo que o Inferior estaria cortado por intrusões Kimberlíticas (chaminés, sills e diques).
Recobrindo a seqüência cretácea ao longo dos principais rios, ocorrem as aluviões recentes caracterizadas pelos depósitos de canais atuais e pelos paleocanais. Os depósitos diamantíferos de Juína estão associados aos depósitos aluviais (atuais e paleocanais), sendo constituídos na base por níveis de cascalhos mineralizados, com espessuras variáveis da ordem de 0,50 até 1,50 metros.
De maneira informal, e levando em conta as características do minério e a tipologia dos diamantes, HARALYI, (1990), caracterizou três principais áreas de ocorrência: bacia do Rio Cinta Larga, bacia do Rio Vinte e Um de Abril e bacia do Rio Juína-Mirim
A bacia do Rio Cinta Larga apresenta depósitos de canais atuais, de pequena espessura, em torno de 0,30 a 0,50 metros, e elevado teor em diamantes (6 - 7 ct/m3). Os diamantes são os maiores da região e apresentam-se na forma de fragmentos com baixa proporção de gemas (menor que 5-8%).
Os diamantes do Rio Vinte e Um de Abril ocorrem no canal atual e terraços (Foto 058). Para se atingir o conglomerado basal são removidos cerca de 8 metros de estéril, com 177
uma concentração mecanizada rudimentar (Fotos 059 e 060). São pouco menores, mais regulares que os da bacia do Rio Cinta Larga e de teores mais baixos.
Na bacia do Rio Juína-Mirim e seus tributários estão os melhores diamantes da região, com maior proporção de gemas. A espessura do cascalho mineralizado é em média de 1,0 a 1,5 metros e os teores variam de 0,6 a 0,8 ct/m3.
No denominado Chapadão da Serra do Norte, considerado por VELOSO, (1990), como área fonte dos diamantes do Rio Cinta Larga, foram identificados dois níveis de cascalhos (paleoleitos), separados entre si por uma camada de sedimentos de 35 metros de espessura. Em função disto, foi sugerido a ocorrência de pelo menos duas fases de intrusões kimberlíticas mineralizadas.
Nas cangas lateríticas desenvolvidas sobre os kimberlitos, e em alguns trechos dos aluviões, através de um processo de concentração por lixiviação da matriz, ocorre o enriquecimento em diamantes em proporções de 8 a 10 vezes maior, chegando a alcançar teores de 0,5 a 1,0 ct/m3.
De modo geral o hábito dos diamantes em Juína é de fragmentos achatados e alongados. Nas faixas abaixo de 5 mm, encontram-se cristais irregulares (octaédricos, octadodecaédricos e rombododecaédricos).
O maior diamante do tipo gema em Juína , foi encontrado no Ribeirão Mutum e possuía 232 quilates, e o do tipo indústria na fóz do Ribeirão Porcão, com 263 quilates. Até por volta de 1990, foram recuperados na região de Juína entre 2,5 a 3,0 milhões de quilates, (HARALYI, 1990).
Os dados de reserva disponíveis são:
MINERAÇÃO ITAPENÁ LTDA Minério Secundário Juína - MT
RESERVA (m3) TEOR (ct/m3)
Medida 208.440 4,66
Indicada 227.080 1,02
Inferida 439.200 1,07
Total 874.720 1,91
FONTE: Relatório Final de Pesquisa da Mineração Itapena Ltda. (área do Processo DNPM 860.139/78).
5.1.2.4. Produção Diamantífera do Estado de Mato Grosso
Os dados oficiais de produção de diamante (DNPM - AMB) apresentados no Quadro 007, mostram que o Estado de Mato Grosso, em termos de Brasil, foi um importante produtor deste bem mineral nos anos 80 e início dos anos 90. Com uma produção inicial de 37.701 ct. em 1980, atinge a cifra dos 368.028 ct. em 1988 e 230.000 ct. em 1989.
Em 1995, com a exaustão dos garimpos e fiscalização ambiental rígida, a produção decai sensivelmente atingindo o patamar de 502.878 ct., que não corresponde em absoluto ao potencial do Estado. 178
No apogeu da produção, grande parte das pedras correspondia ao diamante industrial, com valor agregado bem inferior ao das gemas. É plenamente previsível que boa parte das pedras foram retrabalhadas ou tenham sofrido transporte mais longo. Se isto ocorreu e sofreram algum tipo de concentração, é de se aguardar que os depósitos com as melhores pedras ainda estejam para ser descobertos. O desafio atual consiste em se descobrir os depósitos onde se concentram as gemas.
QUADRO 007 PRODUÇÃO BENEFICIADA DE DIAMANTES (EM QUILATES) NO ESTADO DE MATO GROSSO E BRASIL
PARTICIPAÇÃO NA ANO MATO GROSSO BRASIL PRODUÇÃO NACIONAL 1980 37.701 158.205 23,83% 1981 28.120 135.939 20,68 1982 105.786 212.039 49,88 1983 58.762 120.058 48,94 1884 54.788 122.827 44,61 1985 130.000 349.527 37,19 1986 244.209 ? 1987 307.800 522.437 58,92 1988 368.028 544.588 67,58 1989 230.000 500.141 45,99 1990 1.100.000 1.542.241 71,32 1991 - 1992 1.000.000 * 1993 954.200 * 1994 302.964 1995 502.878 676.269 0,42 FONTE: DNPM-AMB/1996 DNPM – SEM/1996; *= estimativa por levantamento de campo
5.1.3. Província Carbonática Araras
Existem ocorrências de rochas carbonáticas distribuídas em diferentes regiões do Estado de Mato Grosso, relacionadas basicamente às seguintes unidades geológicas: Formação Araras, Grupo Bauru, Formação Irati, Grupo Cuiabá e Grupo Beneficente.
Dentre estas, somente a Formação Araras, em função da homogeneidade das camadas carbonáticas, contexto geológico, grandes reservas, contínua distribuição areal, foi aqui inserida no contexto das Províncias Minerais, sob a denominação Província Carbonática Araras. As demais unidades, por apresentarem apenas depósitos minerais de ocorrência localizada ou de interesse científico, serão descritos item 5.2 “Jazimentos Minerais de Interesse Econômico”.
Abrangendo as regiões sudoeste, médio norte e leste do Estado, esta província se distribui ao longo de uma faixa dobrada, em forma de arco, estendendo-se pelos limites geopolíticos dos municípios de Cáceres, Porto Estrela, Barra dos Bugres, Tangará da Serra, Nobres, Rosário Oeste, Planalto da Serra, Nova Brasilândia, Paranatinga e Cocalinho.
É a mais importante e expressiva zona de ocorrência de Rochas Carbonáticas do Estado de Mato Grosso, distribuindo-se ao longo de uma faixa que se inicia na borda do Pantanal Matogrossense, ao sul da cidade de Cáceres, com direção geral N30ºE até as 179
imediações da cidade de Nobres. A partir daí, flexiona-se na direção leste, estendendo-se de forma descontínua até a região de Cocalinho. Abrange uma área com cerca de 27.000 km2.
Geologicamente esta Província está inserida na Faixa de Dobramentos Paraguai- Araguaia, fazendo parte do Grupo Alto Paraguai. A Formação Araras é formada, segundo LUZ et al., (1978), por um membro inferior, composto por margas conglomeráticas, calcários calcíticos e calcários dolomíticos e um membro superior composto por dolomitos, com intercalações subordinadas de siltitos, arenitos e argilitos calcíferos. Suas relações de contato com a Formação Puga na base e Formação Raizama no topo, são do tipo concordante gradacional.
O ambiente de sedimentação desta formação, segundo LUZ et al., (op. cit.), seria do tipo nerítico, de águas rasas e calmas, numa bacia miogeossinclinal. Na evolução sedimentar do Grupo Alto Paraguai, proposto por DARDENNE, (1980), é atribuído a Formação Araras um ambiente marinho raso, representando o membro inferior (calcários) um ambiente sublitorâneo, e o membro superior (dolomitos) um ambiente litorâneo.
As rochas carbonáticas da Formação Araras, apresentam-se sob forma de colinas e morros abaulados. No âmbito da Província Serrana essas feições estão alinhadas e alongadas no sentido das estruturas regionais.
Esta modelagem está associada normalmente às áreas de ocorrência dos dolomitos, que respondem pelas feições topográficas mais expressivas. Os calcários calcíticos da porção basal, apresentam feições menos imponentes, restringindo-se a afloramentos em forma de lajeados.
A estruturação geomorfológica dos horizontes carbonáticos é um dos fatores que tem contribuído para o seu aproveitamento industrial em larga escala, na medida que possibilita sua exploração através de métodos de lavra simples e econômicos, como por exemplo o método de lavra a céu aberto em bancadas de encosta, que é utilizado por todas as empresas de produção de pó corretivo em operação.
Os calcários da Formação Araras contém impurezas de magnésio, manganês, ferro e silicatos. Nos calcários calcíticos a composição química média é a seguinte: CaO 48%, MgO 2%, RI 5%, PF 45% R2O3 1%-2%. Nos calcários dolomíticos é a seguinte: CaO 48%, MgO 5%, RI 5%, PF 42%, R2O3 1%-2%. Nos dolomitos: CaO 30%, MgO 20%, RI 5%, PF 45% e R2O3 1%-2%, (LUZ et al., 1978).
Os levantamentos efetuados pelo PROJETO PROVÍNCIA SERRANA, (1978), através de seções perpendiculares à estrutura regional, estimou uma reserva geológica aflorante da ordem de 60 bilhões de toneladas de calcários dolomíticos e dolomitos e 800 milhões de toneladas de calcários calcíticos.
Em função da natureza dos depósitos desta província e dos métodos de extração utilizados, o principal impacto ambiental observado é a modificação da paisagem e desmatamento no entorno da mina. Na etapa de beneficiamento os principais impactos observados são: poluição atmosférica pela emissão de poeira, poluição sonora pela emissão de ruídos. 180
Os dados disponíveis de reserva são os seguintes:
Mineração Itaipú Indústria e Comércio Ltda Calcário Dolomítico/Calcítico Barra dos Bugres/MT Proc. 821.010/72 (MIR 388 ponto 317)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 3.753.778,04 CaO: 29,1%
Indicada 5.575.908 SiO: 4,9 %
Inferida 76.466.065 MgO: 20,9 %
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996.
Ecoplan Mineração Ltda Nobres/MT Proc. 866.426/83
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida - CaO: 29,75 %
Indicada 220.142.112 MgO: 20,46%
Inferida 70.264.750 -
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1995.
Império Mineração Ltda Rosário Oeste/MT Proc. 801.820/76 - (MIR 388 ponto 314)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 40.642.248,60 MgO 17,9%
Indicada 30.110.041,50 CaO: 27,8%
Inferida -
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996.
Copacel Indústria e Comércio de Calcário e Cereais Ltda Nobres/MT Proc. 814.943/74 - (MIR 372 ponto 256)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 14.853.306 MgO 18,5%
Indicada 8.606.250 SiO2: 4,0 %
Inferida - CaO: 32,5%
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996. 181
Calcário Tangará S/A - Indústria e Comércio Tangará da Serra/MT Calcário Dolomítico Proc. 806.671/77
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 2.700.000
Indicada 10.900.000 SI
Inferida -
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996. SI – Sem Informações
Calcário Tangará S/A - Indústria e Comércio Tangará da Serra/MT Calcário Dolomítico Proc. 806.672/77 (MIR 371 ponto 24)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 26.173.729 CaO: 28%
Indicada 28.300.000 MgO: 14%
Inferida 11.900.00
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996.
Calcário Tangará S/A - Indústria e Comércio Tangará da Serra/MT Calcário Dolomítico Proc. 806.674/77
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 10.259.151 CaO: 28%
Indicada - MgO: 14%
Inferida -
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996.
Calcário Tangará S/A - Indústria e Comércio Tangará da Serra/MT Calcário Dolomítico Proc. 806.675/77
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 74.500.000
Indicada - SI
Inferida -
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996. SI – Sem Informações 182
Calcário Tangará S/A - Indústria e Comércio Tangará da Serra/MT Calcário Dolomítico Proc. 806.676/77
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 25.800.000
Indicada 5.000.000 SI
Inferida 160.000.000
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996. SI – Sem Informações
Calcário Tangará S/A - Indústria e Comércio Tangará da Serra/MT Calcário Dolomítico Proc. 806.677/77
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 70.500.000
Indicada 79.900.000 SI
Inferida -
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996. SI – Sem Informações
Calcário Tangará S/A - Indústria e Comércio Tangará da Serra/MT Calcário Dolomítico Proc. 806.678/77
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 41.000.000
Indicada 41.000.000 SI
Inferida -
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996. SI – Sem Informações
Itaituba Agro Industrial S/A Rosário Oeste/MT Proc. 860.908/81 (MIR 388 ponto 315)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 240.867.900
Indicada 69.850.063 SI
Inferida -
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996. SI – Sem Informações 183
Reical Indústria e Comércio de Calcário e Ltda Calcário Dolomítico Nobres/MT Proc. 866.170/94
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 2.372.102,50 MgO 3,84% CaO: 48,79%
Indicada 420.000.000 SiO2: 4,91 % FeO3 : 0,22%
Inferida 4.872.102,00 Al2O3: 0,51%
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996.
Reical Indústria e Comércio de Calcário Ltda Paranatinga/MT Proc. 814.103/94
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 1.961.404,20 MgO 4,02% CaO: 48,01%
Indicada 350.000,00 P.F: 41,94% - SiO2: 4,91 %
Inferida 5.000.000,00 Fe2O3 : 0,22% - Al2O3: 0,51%
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996.
Emal - Empresa de Mineração Aripuanã Ltda Calcário Dolomítico Nobres/MT Proc. 866.459/84 (MIR 372 ponto 247)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida - MgO 19% CaO: 29,5%
Indicada - SiO2: 0,8 %
Inferida -
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996.
Indústria e Comércio de Calcário Cuiabá Ltda Calcário Dolomítico Nobres/MT Proc. 866.933/93 (MIR 372 ponto 252)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 45.638.385
Indicada 450.000.000 CaCo3: 65%
Inferida 80.000.000
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996. 184
Camil - Cáceres Mineração Ltda Calcário Dolomítico Cáceres/MT Proc. 866.233/86 (MIR 403 ponto 03)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida - CaO: 30%
Indicada - MgO: 20%
Inferida -
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1995.
Cimento Portland de Mato Grosso Nobres/MT Proc. 801.823/78
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 21.664.117 CaCo3: 65%
Indicada 1.592.036 MgO< 6%
Inferida -
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1995
Cimento Portland de Mato Grosso Nobres/MT Proc. 801.824/78 (MIR 372 ponto 251)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 30.330.338 CaCo3: > 90%
Indicada 1.292.036,00 MgO: < 6%
Inferida -
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1995
Cimento Portland de Mato Grosso Nobres/MT Proc. 818.196/72
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 24.239.064 CaO: 45%
Indicada 17.483.400 MgO: 3%
Inferida
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1995 185
Cooperativa Agrícola Mista de Canarana Água Boa/MT Proc. 806.168/78 (MIR 375 ponto 05)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 385.774.666 CaO ≥ 23%
Indicada 270.326.690 MgO ≤ 15%
Inferida 180.228.683
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1993
RESERVA/TOTAL (t)
MEDIDA 1.063.030.189,34
INDICADA 1.660.428.536,50
INFERIDA 588.731.600,00
FONTE: DNPM 1993/1995 (Modificado)
5.1.3.1. Produção de Calcário no Estado de Mato Grosso
A produção de calcário no Estado de Mato Grosso encontra-se em plena ascensão conforme pode ser observado pelo Quadro 008 a seguir.
QUADRO 008 PRODUÇÃO DE CALCÁRIO NO ESTADO DE MATO GROSSO
ANO PRODUÇÃO PRODUÇÃO ANO PRODUÇÃO PRODUÇÃO BRUTA (t) BENEFICIADA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) 1980 98.000 38.400 1988 1.952.699 1.673.825 1981 328.000 68.800 1989 - - 1982 197.000 144.919 1990 869.601 584.910 1983 273.376 383.707 1991 1.093.843 * 753.090 ** 1984 972.550 906.683 1992 2.273.489 * 2.273.489 ** 1985 1.278.500 1.272.523 1993 1.996.994 * - 1986 2.402.937 2.121.482 1994 - - 1987 1.614.261 1.371.853 1995 2.409.576 2.082.532 FONTE: DNPM-AMB/1996; DNPM – SEM /1996 * Minério Lavrado; ** Produto Vendido
Com uma produção ascendente de 1980 a 1988, observa-se uma queda em 1990, possivelmente decorrente do Plano Collor I, quando o crescimento ficou bloqueado pela retenção dos cruzados. Dados de produção e reserva são apresentados na Quadro 009. QUADRO 009 RESERVAS E PRODUÇÃO DE CALCÁRIO PARA O ESTADO DE MATO GROSSO NO PERÍODO DE 1971 A 1996
1971* 1972* 1973* RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) BRASIL 3.851.846.000 3.052.043.000 4.298.925.564 1.853.666.498 19.518.812 6.914.018.090 2.427.570.975 26.168.588 MATO GROSSO 8.980.000 3.077.000 469.861 8.517.604 1.998.631 362.979 8.364.227 1.780.484 371.524
REF:- AMB 1972 (*) dados MT + MS REF:- AMB 1973 REF:- AMB 1974
1974* 1975 1976 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) BRASIL 6.351.187.397 2.980.644.868 25.806.159 18.494.555 6.575.393.762 3.257.257.826 29.588.374 22.680.203 6.853.949.435 3.474.180.668 34.883.027 26.527.792 MATO GROSSO 8.181.132 1.563.191 400.387 400.568 483.863 33.183.000 558757* 536243* 475.963 37.183.000 574807* 553766*
CUIABÁ 483.863 33.183.000 475.963 37.183.000
REF:- AMB 1975 REF:- AMB 1976 REF:- AMB 1977
1977 1979 1980 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) BRASIL 8.547.851.000 4.145.308.000 4.372.761.000 39.303.119 32.406.223 13.638.104.936 8.444.004.676 7.561.160.291 15.633.750.013 8.495.483.541 8.666.058.637 50.170.037 40.591.545 MATO GROSSO 38.675.000 124.125.000 241.483.000 551790* 538482* 92.859.732 183.924.855 51.608.610 122.026.931 197.634.151 172.205.530 98.000 38.400
BARRA DO BUGRES 4.149.000 BARRA DO GARÇAS 37.556.547 8.665.100 25.995.000 CUIABÁ 460.000 33.183.000 394.376 33.183.000 356.376 33.183.000 NOBRES 8.166.000 16.832.000 17.483.000 25.531.003 17.483.000 8.166.038 16.832.045 17.483.400 ROSÁRIO OESTE 30.049.000 74.110.000 224.000.000 66.934.353 133.258.855 51.608.610 71.798.970 138.954.006 128.727.130
REF:- AMB 1978 REF:- AMB 1980 REF:- AMB 1981
1981 1982 1983 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) BRASIL 19.071.878.704 10.542.803.197 9.560.003.631 52.065.725 41.645.857 22.456.016.632 12.269.667.698 11.044.896.183 49.027.154 38.776.018 21.797.674.673 12.585.300.505 10.069.251.429 44.918.329 34.945.678 MATO GROSSO 166.260.368 210.778.651 183.673.030 328.500 68.800 489.569.039 430.023.136 178.409.630 197.650 144.919 496.419.610 430.023.106 178.409.630 273.376 383.707
ALTO GARÇAS BARRA DO BUGRES 4.149.000 28.300 11.900.000 28.300 11.900.000 BARRA DO GARÇAS 60.395.984 12.487.600 37.462.500 60.395.984 12.487.600 37.462.500 60.395.984 12.487.600 37.462.500 CUIABÁ 287.876 33.183.000 233.776 33.183.000 141.576 33.183.000 NOBRES 29.628.538 26.082.045 17.483.400 354.217.555 232.899.780 10.920.000 355.905.555 232.899.750 10.920.000 PARANATINGA 1.700.000 POXORÉO 2.488.586 518.750 2.488.556 518.750 ROSÁRIO OESTE 71.798.970 139.026.006 128.727.130 71.798.970 139.034.006 128.727.130 71.798.970 139.034.006 128.727.130 TANGARÁ DA SERRA 405.868 1.300.000 3.960.669 1.300.000
REF:- AMB 1982 REF:- AMB 1983 REF:- AMB 1984 (continua...) QUADRO 009 RESERVAS E PRODUÇÃO DE CALCÁRIO PARA O ESTADO DE MATO GROSSO NO PERÍODO DE 1971 A 1996 (...continuação) 1984 1985 1986 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) BRASIL 25.340.337.332 14.418.598.473 10.339.347.375 45.757.502 37.016.806 36.196.343.248 19.302.262.207 15.484.999.609 45.265.587 36.701.408 37.404.840.615 22.075.466.168 17.094.104.507 56.550.168 45.476.443 MATO GROSSO 961.772.649 703.300.320 358.938.313 972.550 906.686 927.790.953 616.086.120 357.194.228 1.278.500 1.272.523 1.183.760.467 643.286.434 478.254.228 2.402.937 2.121.482 (C) 972.550 (C) 906.686 (C) 1.278.500 (C) 1.272.523 (C) 2.402.937 (C) 2.121.482 ALTO GARÇAS 324.500 66.000 300.000 324.500 66.000 300.000 324.500 66.000 300.000 BARRA DO BUGRES 187.900.000 15.900.000 121.060.000 BARRA DO GARÇAS 446.576.971 282.814.250 217.691.183 437.678.045 281.431.940 213.544.433 437.581.873 281.431.940 213.544.433 CUIABÁ 35.276 33.183.000 33.090.556 11.411 32.900.056 NOBRES 407.617.629 235.784.314 10.920.000 407.551.761 235.784.314 10.920.000 476.712.790 247.275.128 10.920.000 PARANATINGA 983.887 937.547 866.035 POXORÉO 2.488.556 518.750 3.088.177 2.885.774 ROSÁRIO OESTE 71.584.086 139.034.006 128.727.130 46.303.191 36.113.310 120.529.795 45.840.352 36.113.310 120.529.795 TANGARÁ DA SERRA 32.161.744 11.900.000 1.300.000 31.907.732 29.600.000 11.900.000 31.637.732 29.600.000 11.900.000
REF:- AMB 1985 (C) - CONCESSÃO DE LAVRA REF:- AMB 1986 REF:- AMB 1987
1987 1988 1990 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) BRASIL 39.662.359.223 23.036.153.135 18.308.352.229 57.020.926 45.645.495 40.768.378.529 25.618.706.770 19.773.692.141 60.110.900 48.027.481 39.773.587.322 23.554.625.177 18.068.174.763 57.810.212 47.555.231 MATO GROSSO 1.456.357.788 736.815.773 501.133.458 1.614.261 1.371.853 1.492.521.105 1.155.950.480 489.233.458 1.952.699 1.673.825 1.420.057.916 1.655.084.422 677.506.938 896.601 584.910 (C) 1.614.261 (C) 1.371.853 (C) 1.952.699 (C) 1.673.825 (C) 896.601 (C) 584.910 ALTO GARÇAS 324.500 66.000 300.000 324.500 66.000 300.000 324.500 66.000 300.000 BARRA DO BUGRES 187.900.000 15.900.000 121.060.000 187.900.000 15.900.000 121.060.000 187.900.000 15.900.000 121.060.000 BARRA DO GARÇAS 437.522.688 281.431.933 213.544.433 437.421.363 281.431.940 213.544.433 437.298.724 281.431.940 213.544.433 CUIABÁ 32.707.809 32.479.909 498.681 32.140.000 NOBRES 509.354.269 271.146.658 33.799.230 508.893.430 271.146.658 33.799.230 687.473.219 771.145.658 299.491.230 PARANATINGA 806.194 794.649 713.508 POXORÉO 2.856.255 7.210.417 2.719.332 ROSÁRIO OESTE 286.218.150 105.963.373 120.529.795 346.576.354 553.625.973 120.529.795 103.454.452 554.466.824 43.411.275 TANGARÁ DA SERRA 31.375.732 29.600.000 11.900.000 3.400.392 1.300.000
REF:- AMB 1988 REF:- AMB 1989 REF:- AMB 1991
1995 1996 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (t) BENEFICIADA (t) MINÉRIO (t) MINÉRIO (t) BRASIL 49.299.866.925 27.681.389.912 22.351.382.542 78.138.739 71.914.433 48.874.213.647 27.394.637.653 21.646.711.723 74.490.773 65.051.605 1.286.230.651 (1) 1.310.871.156 (1) MATO GROSSO 1.644.532.270 2.046.152.236 1.160.137.152 2.409.576 2.082.532 1.278.349.119 1.820.198.774 949.388.513 1.908.748 1.842.664 17.640.577 (1) 17.640.577 (1)
ALTO GARÇAS 7.000.000 3.078.973 15.000.000 7.000.000 3.078.973 15.000.000 BARRA DO BUGRES BARRA DO GARÇAS 437.271.724 281.431.940 213.544.433 51.497.058 11.105.250 33.315.750 COCALINHO 8.898.926 1.382.350 4.146.750 CUIABÁ 31.488.395 30.887.120 603.927.179 1.076.714.347 593.815.381 611.220.538 1.076.691.878 595.376.792 NOBRES 17.640.577 (1) 17.640.577 (1) PARANATINGA 2.000.000 3.500.000 5.000.000 6.446.430 5.741.465 10.000.000 POXORÉO 2.600.246 2.600.246 ROSÁRIO OESTE 346.019.696 553.426.730 119.877.338 345.863.801 553.198.612 119.649.221 TANGARÁ DA SERRA 216.825.276 125.400.000 212.900.000 216.535.246 166.400.000 171.900.000
REF:- AMB 1996 (1) DOLOMITA REF:- AMB 1997 (1) DOLOMITO FONTE: DNPM/AMB, 1971 a 1997 188
5.1.4. Província Estanífera de Rondônia, Distrito dos Rios Madeirinha -Roosevelt
Localiza-se no extremo Noroeste do Estado de Mato Grosso abrangendo o município de Aripuanã, no contexto da Amazônia Ocidental.
Esta região, em termos geológicos, é uma das menos conhecidas do Estado. A mineração industrial esteve representada nos últimos anos tão somente pela Mineração Taboca S/A - Grupo Paranapanema, que explorava a Mina de Estanho de São Francisco, na bacia do Rio Madeirinha.
Em termos geológicos a região encontra-se representada pelo Complexo Xingu, constituído por granitos porfiríticos, granodioritos, gnaisses, migmatitos e anfibolitos associados ao denominado Complexo Xingu, que invariavelmente apresentam feições de cataclase e retrometamorfismo. O evento magmático Uatumã está representado por importante vulcanismo ácido e por granitos crustais que afetaram principalmente a porção sul da área.
Importante sedimentação continental, posicionada no topo do Proterozóico Superior, denominada de Formação Prainha, está presente nas porções central e norte da área. Pláceres intraformacionais da base dessa formação encontram-se mineralizados a cassiterita.
Aluviões imaturos, formados por cascalhos, areias, siltes e argilas depositados em paleovales e nas calhas dos principais rios da região, constituintes das bacias do Rio Madeirinha e o Rio Roosevelt, representam a cobertura superimposta final.
As mineralizações primárias de estanho neste distrito, baseado nos estudos geológicos sobre a Mina de São Francisco (MIR 271, ponto 03), de VEIGA, (1988), encontram- se relacionadas aos Granitos Rondonianos
Em São Francisco, a intrusão se deu em duas fases. A mais antiga representada por granitos grosseiros de tendência rapakivi e a segunda constituindo o núcleo do maciço, e formada por granito a biotita fino, (PELACHIN et al., 1986).
O minério está associado a zonas caulinizadas e graisenizadas da segunda fase, e aos veios de graisen no contato entre elas. Esses depósitos, em função de fatores como teor, reserva, custos de extração e tratamento, tem-se mostrados antieconômicos.
As mineralizações secundárias estão relacionadas a três tipos de depósitos, a saber; conglomerado basal da Formação Prainha, paleovales e depósitos aluvionares recentes.
Os depósitos aluvionares recentes, os únicos economicamente explotáveis, ocorrem nas aluviões atuais ou subatuais, que drenam os granitos Rondonianos ou retrabalham sedimentos mineralizados pré existentes. Essas aluviões são, em geral, de pequena possança, ocorrendo nas drenagens acima de 3ª ordem, com flats entre 60 e 300 metros, (VEIGA, 1988).
Na mina de São Francisco, os depósitos de maior porte eram lavrados por meio de plantas flutuantes alimentados por retro-escavadeiras e, por vezes, grandes dragas. Nos depósitos maiores a lavra era feita através de desmonte hidráulico e o beneficiamento por concentração gravimétrica, através de planta semi-móvel, que incluíam peneira rotativa e jigues.
As mineralizações primárias de ouro estão provavelmente relacionadas a concentração desse metal, a partir de rochas arqueanas, remobilizadas em decorrência das várias fases de intrusões graníticas na área. Todavia, as mineralizações cadastradas estão vinculadas a depósitos aluvionares, sendo comum a associação cassiterita-ouro-quartzo- ilmenita, (SOUSA, 1985), MIR 296, pontos 23, 33. 189
Ainda segundo SOUSA, (1985), os indícios de pirita estão relacionados aos corpos básicos anfibolítitos. (MIR 296, ponto 01).
Os dados disponíveis de reserva são:
MINERAÇÃO TABOCA S/A Aripuanã - MT Mina de São Francisco Minério Secundário
RESERVA (m3) TEOR
Medida 14.234.035 0,498 kg/m3
Indicada 1.816.000 0,283 kg/m3
Total 16.050.035 0,473 kg/m3
FONTE: Principais Depósitos Minerais do Brasil - Volume III. (1988).
5.1.4.1. Produção Estanífera do Estado de Mato Grosso
A produção de estanho no Estado de Mato Grosso diz respeito à mina de São Francisco, localizada no município de Aripuanã, a qual apresentou ápice de produção nos anos de 79 a 82 (Quadro 010), quando este metal ainda tinha boa cotação no mercado. Os dados de reserva e produção encontram-se na Quadro 011. Atualmente a substituição de boa parte deste metal pelo alumínio, a baixa cotação do metal no mercado, a existência de stock piles, minas em produção até mesmo a mina gigante de Pitinga-AM faz com que decaia o interesse por esse metal.
QUADRO 010 PRODUÇÃO BENEFICIADA DE ESTANHO (CASSITERITA) NO MUNICíPIO DE ARIPUANÃ
ANO PRODUÇÃO BENEFICIADA EM KG ANO PRODUÇÃO BENEFICIADA EM KG
1974 - 1985 870.150 1975 156.000 1986 725.300 1976 258.000 1987 471.050 1977 647.000 1988 421.600 1978 1.106.000 1989 365.750 1979 1.366.000 1990 4.478 1980 1.131.300 1991 - 1981 1.913.500 1992 - 1982 1.931.300 1993 - 1983 626.200 1994 - 1984 541.900 1995 - FONTE: DNPM-AMB.(1996) QUADRO 011 RESERVAS E PRODUÇÃO DE ESTANHO (CASSITERITA) NO ESTADO DE MATO GROSSO
1972 1973 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MINÉRIO (t) CONTIDO (t) TEOR (% Sn) MINÉRIO (t) CONTIDO (t) TEOR (% Sn) BRASIL 64.665 5.681 7.193 76.946 7.116 83.173 MATO GROSSO 4.183 1.600 3.000 4.183 1.600 3.000
ARIPUANÃ
REF:- AMB 1973 REF:- AMB 1974
1975 1976 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MINÉRIO (t) CONTIDO (t) TEOR (% Sn) MINÉRIO (t) CONTIDO (t) TEOR (% Sn) BRASIL 55.613 35.502 4.247.264 6.894.000 79.094 51.369 5.619.082 8.163.000 MATO GROSSO 10.825 7.361 165.905 156.000 10.787 7.335 314.300 258.000
ARIPUANÃ 10.825 7.361 68 165.905 156.000 10.787 7.335 68 314.300 258.000
REF:- AMB 1976 REF:- AMB 1977
1977 1978 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MINÉRIO (t) CONTIDO (t) TEOR (% Sn) MINÉRIO (t) CONTIDO (t) TEOR (% Sn) BRASIL 86.546 56.238 6.918.260 9.525.000 71.575 46.047 8.086.270 10.569.000 MATO GROSSO 9.118 6.018 690.300 647.000 6.690 4.415 1.160.353 1.106.000
ARIPUANÃ 9.118 6.018 66 690.300 647.000 6.690 4.415 66 1.160.353 1.106.000
REF:- AMB 1978 REF:- AMB 1979
1979 1980 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (t) INFERIDA (t) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MINÉRIO (t) CONTIDO (t) TEOR (% Sn) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) BRASIL 93.208 54.874 10.934.886 11.691.000 99.588.345 595.232 106.471.395 11.696.744 13.118.577 MATO GROSSO 8.966 4.752 2.676.454 1.366.000 7.035.615 34.515 470.000 1.322.595 1.131.300
ARIPUANÃ 8.966 4.752 53 2.676.454 1.366.000 7.035.615 34.515 4,9 470.000 1.322.595 1.131.300
REF:- AMB 1980 REF:- AMB 1981
1981 1982 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) BRASIL 95.768.213 54.129.904 15.022.244 14.165.991 122.269.121 81.892.846 15.297.249 15.250.212 MATO GROSSO 5.183.363 2.700.532 1.484.252 1.913.500 4.011.472 2.089.976 1.792.639 1.931.300
ARIPUANÃ 5.183.363 2.700.532 520 1.484.252 1.913.500 4.011.472 2.089.976 520 1.792.639 1.931.300
REF:- AMB 1982 REF:- AMB 1983
(continua...) QUADRO 011 RESERVAS E PRODUÇÃO DE ESTANHO (CASSITERITA) NO ESTADO DE MATO GROSSO (...continuação) 1983 1984 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) BRASIL 134.446.508 106.211.713 18.154.813 22.769.033 172.628.398 151.394.401 20.126.399 33.919.822 MATO GROSSO 3.086.852 14.693.415 1.411.890 626.200 4.916.276 2.777.695 2.304.000 1.140.427 541.900
ARIPUANÃ 3.086.852 14.693.415 4.759 1.411.890 626.200 4.916.276 2.777.695 564 2.304.000 (C) 1.140.427 (C) 541.900
REF:- AMB 1984 REF:- AMB 1985 (C) - CONCESSÃO DE LAVRA
1985 1986 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) BRASIL 171.528.910 145.530.407 105.335.184 22.591.987 44.599.084 190.668.756 145.758.693 108.065.135 18.070.214 44.080.545 MATO GROSSO 8.110.549 4.209.374 1.816.000 932.950 870.150 7.485.125 3.772.503 1.186.000 625.424 725.300
ARIPUANÃ 8.110.549 4.209.374 518 1.816.000 (C) 932.950 (C) 870.150 7.485.125 3.772.503 504 1.186.000 (C) 625.424 (C) 725.300
REF:- AMB 1986 REF:- AMB 1987
1987 1988 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) BRASIL 221.268.942 301.472.807 153.411.971 19.849.221 40.323.580 238.481.742 116.218.387 34.769.857 56.029.264 MATO GROSSO 6.867.706 3.481.927 1.816.000 617.419 471.050 6.421.443 3.255.671 1.816.000 446.263 421.600
ARIPUANÃ 6.867.706 3.481.927 507 1.816.000 (C) 617.419 (C) 471.050 6.421.443 3.255.671 506 1.816.000 (C) 446.263 (C) 421.600
REF:- AMB 1988 REF:- AMB 1989
1989 1990 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) BRASIL 274.519.111 237.761.212 129.048.827 19.977.146 52.286.962 309.859.348 698.902.615 18.472.238 37.984.237 MATO GROSSO 5.995.643 3.009.812 1.816.000 425.800 365.750 4.686.886 2.216.897 5.015 4.478
ARIPUANÃ 5.995.643 3.009.812 501 1.816.000 (C) 425.800 (C) 365.750 4.686.886 2.216.897 472 (C) 5.015 (C) 4.478
REF:- AMB 1990 REF:- AMB 1991
1995 1996 RESERVAS PRODUÇÃO RESERVAS PRODUÇÃO MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MEDIDA INDICADA (m3) INFERIDA (m3) BRUTA (m3) BENEFICIADA (kg) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) MINÉRIO (m3) CONTIDO (kg) TEOR (g/m3) BRASIL 231.475.012 405.458.418 1.752 223.070.088 375.728.203 1.684 MATO GROSSO 4.686.886 32.808.202 7.000 4.686.886 32.808.202 7.000
ARIPUANÃ 4.686.886 32.808.202 7.000 4.686.886 32.808.202 7.000
REF:- AMB 1996 REF:- AMB 1997 FONTE: DNPM/AMB, 1972 a 1997 192
5.1.5. Província de Fontes Termais
As fontes termais do Estado de Mato Grosso estendem-se ao longo de uma ampla faixa que se apresenta com comprimento maior segundo a direção leste-oeste, por centenas de quilômetros, e uma largura da ordem de dezenas a centenas de quilômetros. São reconhecidas deste a porção oeste da Bacia do Paraná, na latitude do município de Santo Antônio do Leverger (região de Palmeiras - Granito São Vicente), até a região de Barra do Garças, na porção ocidental da bacia. Até o momento, em direção à baixada cuiabana e pantanais do Paraguai e Guaporé não se tem registros de águas termais, sendo, porém, plenamente previsível sua existência.
Os estudos geológicos efetuados mostraram que após o desenvolvimento da Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização houve um período de ativação tectônica que afetou significativamente a Bacia do Paraná, exemplos flagrantes desta reativação são observadas na região de Barra do Garças. Ao sul de Primavera do Leste tem-se registro de crostas lateríticas, da base da superfície paleogênica, falhadas e com estrias.
A identificação desta ampla faixa reativada, onde são encontradas águas termais com surgência natural ou não, não permite outras divagações a não ser uma associação direta a este evento neotectônico, que teria origem endógena. As águas pluviais e de formação adentrariam em zonas de descontinuidade reativadas, se aqueceriam e retornariam à superfície onde surgem com temperaturas superiores a 40 graus centígrados.
Conforme será visto no decorrer das descrição dos pontos com águas termais, é plenamente prognosticável que esteja ocorrendo uma mistura de águas termais com águas de formação, que acabam por diminuir a temperatura com que as mesmas chegam à superfície. Abaixo serão descritas as fontes termais cadastradas.
5.1.5.1. Fontes Relacionadas ao Grupo Cuiabá
A região de abrangência é geologicamente constituída por terrenos metamórficos e granítico intrusivo, sobre os quais tem-se a ocorrência de fontes termais. A fontes conhecidas são:
- Fonte da Baía de Porto de Fora
A geologia local, nas imediações da fonte da Baía do Porto de Fora, (MIR 404, ponto 71) encontra-se representada por quartzitos do Grupo Cuiabá e sedimentos quaternários recentes e subatuais da Formação Pantanal.
Petrograficamente, os quartzitos compreendem rochas bastante compactas e resistentes, bem recristalizados, usualmente com brilho vítreo e, estruturalmente, alinhados segundo direção das estruturas tectônicas locais e regionais (NE-SW ).
As estruturas rígidas apresentam direcionamento variado, sendo representado com maior freqüência por juntas e secundariamente por falhas, sendo que as juntas de direção N60- 65ºW/verticais, são provavelmente as responsáveis pelo controle termal da fonte.
Com relação à classificação, segundo o Código de Águas Minerais, a fonte em função da temperatura de surgência (42,10ºC), é classificada como água mineral hipertermal na fonte.
O seu aproveitamento para fins de estância hidrotermal ou qualquer outro uso 193
industrial, tem se mostrado inviável, em função da pequena vazão, de cerca de 560 litros/hora.
- Fonte do Monjolinho
A Fonte do Monjolinho, Fazenda Bom Jardim, posiciona-se a uma altura de 10m do nível de base topográfico, ao longo de uma zona de falhamento em rochas quartzíticas, pertencentes ao Grupo Cuiabá, em zona de contato com o corpo granítico de São Vicente.
A composição química desta água apresenta bicarbonato de cálcio, bicarbonato de potássio, bicarbonato de magnésio e bicarbonato de sódio. A caracterização físico-química indicou valores de pH da ordem de 6,5, condutividade elétrica a 25º C de 2,20x10,5 metros/cm, resíduos de evaporação a 180ºC de 21,00 mg/l e temperatura na fonte de 37ºC, sendo assim classificada como “Água Mineral Isotermal na Fonte”.
Os direitos minerários desta fonte pertencem à Mineração Aricá-Serrana, que os arrendou para a empresa Águas Minerais Lebrinha Ltda., que implantou no local uma unidade de engarrafamento da Água Mineral Buriti.
5.1.5.2. Fontes Relacionadas com o Granito São Vicente
No contexto geológico regional, essa área localiza-se na borda noroeste da Bacia do Paraná, tendo os filitos do Grupo Cuiabá, como embasamento local. Intrudindo os metamorfitos aparece o Granítico São Vicente, constituindo um batólito alongado na direção N-S.
A área é cortada por inúmeras falhas e/ou fraturas, com presença de brechas e milonitos, geralmente silicificados. A direção média dessas estruturas de falha é N40ºE, sendo as principais direções de fraturamento N20-40ºE e N70-80ºW/vertical.
As Fontes Termais de Palmeiras (MIR 388, ponto 63) constituem-se em onze surgências, ocorrentes nos leitos e nas margens do córrego Águas Quentes, situados, com exceção de uma, sobre diques de delenitos.
A hipótese mais provável para a origem dessas fontes e do termalismo das águas, é a de que a infiltração de águas superficiais, ao longo das juntas existentes no granito, a grandes profundidades, possibilita o aquecimento das águas, que ascendem a superfície, através das zonas de fraturamento.
Essas surgências do vale do Córrego Águas Quentes, parecem posicionar-se sobre uma zona de intersecção de fraturamentos sub-verticais, paralelos ao talvegue do córrego e dique de delenito, constituindo-se esses elementos num conduto para a circulação das águas ascendentes.
A vazão total dessas surgências é da ordem de 1.440.115 litros/dia e a temperatura das águas de cerca de 41º C, sendo sua classificação definida pela legislação vigente como “Água Mineral Hipertermal na Fonte”.
Os direitos minerários dessa área pertencem à METAMAT - Companhia Matogrossense de Mineração, que os arrendou ao Grupo Hoteleiro HOMAT-TREZE, que os explora como estância hidromineral (Foto 061).
5.1.5.3. Fontes Relacionadas à Formação Furnas
São em número de três, uma no município de Juscimeira, nas imediações da Fazenda Água Quente, (MIR 405, ponto 12), em exploração como balneário ou uso particular dos diversos proprietários locais, uma no município de General Carneiro (MIR 290, ponto 07), 194
em fase de estudo de viabilidade para implantação de estância hidromineral, e uma outra no município de Barra do Garças (MIR 397, ponto 06), em estudos pela prefeitura local, para implantação de um centro de lazer comunitário.
Reúnem as mais importantes áreas de surgências hidrominerais termalizadas do Estado. Regionalmente, localizam-se na borda noroeste da Bacia do Paraná, sobre os arenitos devonianos da Formação Furnas. A área de ocorrência distribui-se descontinuamente sobre duas faixas: uma no Sul do Estado de Mato Grosso, englobando os municípios de Juscimeira, Dom Aquino, Rondonópolis, Poxoréu e São José do Povo, e a outra no Sudeste do Estado, abrangendo os municípios de Barra do Garças, General Carneiro e Torixoréu.
De modo geral a Formação Furnas se faz representar por um pacote de sedimentos essencialmente arenosos, de cores esbranquiçadas e avermelhadas, com níveis de conglomerados e siltitos argilosos. As estratificações principais são plano-paralelas, destacando-se camadas com estratificações cruzadas.
Estruturalmente, as atitudes das unidades estratigráficas apresentam-se sub- horizontalizadas, com mergulho de (5º a 10º) para leste, (LUZ et al., 1981). Entretanto, na região em apreço, as camadas que compõem as Formações Furnas, Ponta Grossa e Aquidauana, estão intensamente cortadas por fraturas, falhamentos normais e estruturas tipo Graben-Horst, de idade pós-Botucatu e pré-Serra Geral, com reativações pós-paleogeno.
A essas estruturas parecem estar relacionadas o aparecimento das surgências e a elas tem sido atribuído o termalismo dessas águas.
As principais descontinuidades e fontes associadas são:
- Falha de Águas Quentes, Fontes de Águas Quentes e poços tubulares termais de Juscimeira
Falha de gravidade, de direção N70-80ºE, com mais de 90 Km de extensão, é evidente desde as nascentes do Córrego Mutum, na borda da Serra de São Jerônimo até as imediações da localidade de Santa Elvira. Esta falha rebaixou a Formação Ponta Grossa e elevou a Formação Furnas. A este sistema estão relacionadas as fontes de Águas Quentes e os poços tubulares com águas termais da região de Juscimeira.
- Falha de Jaciara - Serra Grande, poços tubulares termais de Dom Aquino
Falha de gravidade de direção NE-SW com aproximadamente 90 Km de extensão, desde o Rio São Lourenço, entre os municípios de Jaciara e Dom Aquino, em terrenos da Formação Ponta Grossa, prolongando-se até a serra que lhe empresta parte do nome, onde é coberta por solos argilo-arenosos da cobertura pedogênica.
À esta falha associa-se as águas termais da região de Dom Aquino, captadas através dos poços tubulares.
- Graben do Vale Rico, poços tubulares com águas termais da região de São José do Povo e Gleba Cascata.
É o mais extenso graben desta porção da Bacia do Paraná. Começa a se definir na região de Paraíso do Leste, prolongando-se para sul por cerca de 55 Km, com uma largura média de 3 Km. Ao sul da localidade de Vale Rico, o graben flexiona-se na direção NE-SW, (GONÇALVES & SCHENEIDER, 1970).
À esse graben possivelmente estão relacionados as águas termais dos poços tubulares da região de São José do Povo e Gleba Cascata em Rondonópolis. 195
- Graben de Jarudore, poços tubulares com águas termais de Jarudore (Poxoréu), Naboreiro e Três Pontes (Rondonópolis).
Situa-se a cerca de 50 km a nordeste da cidade de Rondonópolis, estando a localidade de Jarudore situado sobre o mesmo. Estende-se no sentido N-S por cerca de 25 km, com largura média de 5 Km, estando recortado por falhamentos menores perpendiculares a estrutura maior, (GONÇALVES & SCHENEIDER, 1970).
Devem estar relacionados ao Graben de Jarudore o termalismo das águas dos poços tubulares, de Jarudore (Poxoréu), Naboreiro e Três Pontes (Rondonópolis).
- Região Falhada de General Carneiro e Barra do Garças, águas termais de General Carneiro e Barra do Garças
Área com grande incidência de falhamentos de gravidade. A maioria dos contatos entre as formações estão cortados por esses falhamentos que, não raro, colocam os sedimentos da Formação Aquidauana em nível bem inferior aos da Formação Furnas. Alguns grabens também são encontrados nesta região, sendo constatada a presença de fontes termais ao longo dos falhamentos. Neste contexto geoestrutural, localizam-se as surgências de águas termais de General Carneiro e Barra do Garças.
Dados levantados junto à SANEMAT a partir de poços tubulares, perfurados para abastecimento urbano e das comunidades rurais dos municípios de Juscimeira, Dom Aquino, São José do Povo, Rondonópolis e Poxoréu, demonstram o potencial do aqüífero Furnas, que dispõe de água potável, com indício de mineralização e termalismo latente (Quadro 012) 196
QUADRO 012 RELAÇÃO DOS PONTOS DE SURGÊNCIA DE ÁGUAS TERMOMINERAIS RELACIONADOS À FORMAÇÃO FURNAS
LOCAL VAZÃO TEMPERATURA ALTITUDE PROFUNDIDADE DO PONTO TIPO DE (m3/h) DA ÁGUA (oC) (m) DE CAPTAÇÃO (m) SURGÊNCIA
Barra do Garças - 39 342 Superfície Natural
Dom Aquino 70 42 460 368 Poço Artesiano
General Carneiro 547.766 34-44 350 Superfície Natural
Juscimeira 52 42 - 281 Poço Artesiano
Poxoréu 450 - Natural
São José do Povo 60 39 300 290 Poço Artesiano
Santa Elvira (Juscimeira) 20 42 - 207 Poço Artesiano
Jarudore (Poxoréu) 70 52 - 504 Poço Artesiano
Três Pontes (Rondonópolis) 44 37 - 229 Poço Artesiano
Gleba Cascata (Rondonópolis) 51 45 - 424 Poço Artesiano
Naboreiro (Rondonópolis) 65 44 - 387 Poço Artesiano
Águas Quentes (Juscimeira) 161 42-43 - - Natural
FONTE: SANEMAT (modificado) / 1997 197
Essas informações aliadas ao contexto geológico-estrutural da região levam a supor que trabalhos minuciosos de pesquisa, que contemplem levantamentos estruturais e hidrogeológicos detalhados do aqüífero Furnas na região em apreço, possam permitir a individualização de um grande distrito termal para essa porção do Estado.
Através de um modelo genérico, pode-se imaginar que o ciclo dessas surgências e do termalismo de suas águas inicia-se com a infiltração das águas superficiais, através da porosidade e de descontinuidades existentes nas rochas, a profundidade cada vez maiores, o que propicia o aumento da temperatura e pressão. A diferença de pressão entre o ponto de infiltração e a profundidade em que as águas se encontram, cria condições de fluxo ascendente. Isto é favorecido quando em seu curso existem falhas, que permitem a ascensão contínua até a superfície, originando as fontes termais.
Outro fator relevante a se considerar é que os falhamentos normais, colocam camadas impermeáveis de argilitos e folhelhos da Formação Ponta Grossa no mesmo nível de arenitos Furnas, proporcionando que as águas que circulam nesta formação, tendo o seu curso interrompido, ascendam à superfície através do plano de falha.
No local onde surgem as fontes termais da região do Córrego Águas Quentes, (MIR 405, ponto 12), município de Juscimeira, a estrutura de falhamento que condiciona o Córrego Águas Quentes, ao longo do qual ocorrem as fontes termais, rebaixou a Formação Ponta Grossa e elevou a Formação Furnas, formando escarpas de falha com rejeito avaliado em torno de 100 metros.
Na área de ocorrência das fontes termais de Barreiro Grande, (MIR 390, ponto 07), município de General Carneiro, foram mapeadas duas grandes falhas, uma delas, falha normal, corta a área na posição leste-oeste, e estabelece o contato da Formação Furnas com a Formação Ponta Grossa; a outra de direção nordeste-sudoeste.
De acordo com OLIVEIRA, (1976), as águas que surgem nas fontes provém da infiltração de águas superficiais e retornam aquecidas através do plano de falha e dos planos de estratificação do arenito Furnas, que localmente apresentam direção aproximada de N07ºE.
Da mesma forma que as fontes de Juscimeira, o grau geotérmico parece ser a explicação mais adequada para o aquecimento das águas.
As diferentes temperaturas observadas para fontes muito próximas (34ºC - 44ºC), mostra que parece estar havendo em alguns pontos contaminação de águas de superfície.
Baseado nesses valores de temperatura, a classificação das fontes de acordo com a legislação vigente podem ser enquadradas em:
- fontes mesotermais, as que possuem temperatura compreendida entre 33ºC e 36ºC;
- fontes isotermais, as que possuem temperatura compreendida entre 36ºC a 38ºC;
- fontes hipertermais, as que possuem temperatura superior a 38ºC.
Com relação à área de ocorrência da fonte termal de Barra do Garças, não existem estudos detalhados sobre o controle das surgências. Todavia, baseado nos dados regionais disponíveis, é possível perceber que o contexto geoestrutural da área é similar ao de Juscimeira e General Carneiro.
Sua classificação, em função da temperatura (380C-410C), e da legislação vigente 198
pode ser enquadrada como “Água Mineral Hipertermal na Fonte”.
Finalizando este item, pode-se lembrar que não foi identificado termalismo associado ao Grupo Rio Ivaí, base da Formação Furnas, isto provavelmente mais em decorrência do desconhecimento desta unidade no Estado, a qual vem se ampliando paulatinamente, do que à inexistência de termalismo em seus aqüíferos.
5.1.5.4. Fonte Relacionada à Formação Marília
Restringe-se a uma ocorrência, localizada no município de Poxoréu, nas imediações da Fazenda Aparecida, nos limites da Reserva Garimpeira de Poxoréu (Foto 062). Esta fonte não possui, até o momento, uma contextualização geológica, nem tão pouco uma origem bem definida. Estudos específicos de campo devem ser realizados no sentido de se verificar uma possível relação entre a existência dessa surgência e a estruturação da falha de Poxoréu e a estrutura falhada do Coité.
PINHO, (1987), em relatório de viagem, descreveu o local da surgência como um pequeno poço, de aproximadamente 3 metros de diâmetro, com aspecto borbulhante, parecido com “areia movediça”. A temperatura da água na fonte é de 33º C.
5.2. JAZIMENTOS MINERAIS DE INTERESSE ECONÔMICO
Neste item serão abordados alguns jazimentos minerais que apresentam ocorrência localizada, em áreas específicas no Estado. Alguns destes jazimentos já são economicamente explotados, outros, a depender de investimentos e estudos complementares, poderão se tornar economicamente explotáveis ou indicarem a possibilidade destes bens serem descobertos em concentrações econômicas.
5.2.1. Zinco, Chumbo e Cobre Associados a Tufos Ácidos
A descoberta mais recente e de porte que abre perspectivas exploratórias para a Amazônia, de forma geral, refere-se ao depósito de sulfeto maciço do Morro do Expedito, ao norte da cidade de Aripuanã; em área anteriormente garimpada para ouro (Fotos 063 e 064). Trata-se de um depósito com 10 milhões de toneladas de minério com 17% de Zn, 1-3% de Pb, 80 a 132 g de Ag por tonelada de minério e pequenas quantidades de ouro e cobre. Está associado a tufos ácidos atribuídos ao Grupo Iriri no contexto de zonas de cisalhamento. O estudo de viabilidade econômica do depósito está sendo efetuado pela CSD-GEOKLOCK, (Revista Brasil Mineral, 1996).
O Morro do Expedito é constituído, predominantemente, por metatufos (Foto 065) com intercalações de metacherts, apresentando disseminações de sulfetos de Zn, Pb e Cu. Segundo o Geól. Luiz Mauro Silva da empresa Mineração Rio Taboco S/A, foi interceptado em furo de sondagem, executado em vulcânicas desta serra, uma camada de metachert com 10 m de espessura, com sulfetos de Cu, Pb, Zn e Au disseminados, onde 2 m constituem-se, praticamente, de sulfeto maciço, sendo que o ouro ocorre em teores baixos. Apesar de serem poucas as informações disponíveis deste depósito, sua descoberta abre novas fronteiras exploratórias.
5.2.2. Cobre e Níquel Associados a Serpentinitos
A área em referência situa-se sobre a porção sudoeste do cráton do Guaporé, cujo embasamento é constituído pelo Complexo Gnáissico, metamorfisado na fácies anfibolito. 199
Regionalmente é descrito uma sequência vulcano-sedimentar dobrada, litologicamente representada por quartzitos, metarenitos e filitos. Estão presentes também, nesta porção do cráton, rochas vulcânicas, granitos rondonienses, dioritos, gabros e peridotitos serpentinizados.
Representando a cobertura superimposta final ocorrem depósitos pouco consolidados, presentes na planície do Rio Guaporé, crostas lateríticas e detrito-lateríticas e as formações elúvio-coluvionares observadas junto às drenagens principais.
O Projeto Alto Guaporé, desenvolvido pela CPRM, 1973, foi quem primeiro fez referência às rochas serpentinizadas do Morro Sem-Boné (MIR 353 ponto 01) e a aventar as suas possibilidades metalogenéticas, a partir de análises de amostras de solo, com resultados anômalos para Cromo (5.000 ppm), Níquel (3.300 ppm), Cobre (2.000 ppm), Platina (0,2 ppm) e Paládio (0,7 ppm).
GOUVEA & GOUVEA, G. B., (1980), relataram que o Morro Sem-Boné possui uma altitude de 260 metros acima do nível geral da área, apresentando eixo principal de cerca de 5,5 Km na direção NE - SW e largura média de aproximadamente 1,0 Km.
No trabalho denominado “Prospecção Geoquímica do Corpo Serpentinítico do Morro Sem-Boné”, GOUVEA & GOUVEA, (op. cit.), distinguiram quatro unidades geológicas: rochas graníticas do embasamento, representados pelo solo residual dela derivado; rochas serpentiníticas; sedimentos inconsolidados da planície aluvial do Guaporé e tributários e depósitos de talus, no sopé da elevação. A rocha serpentinítica é descrita com coloração amarelo-clara recoberta por uma capa de alteração laterítica.
A existência de solos lateríticos pode adquirir importância econômica uma vez que o processo de laterização pode promover o enriquecimento dos elementos menores como Cu, Co, Ni, Cr.
Os resultados geoquímicos alcançados, com valores máximos de cobre com 1.480 ppm, Cobalto 1.620 ppm, Níquel 19.000 ppm, permitiram aos autores concluir que o Morro Sem-Boné apresentam características favoráveis à existência de jazimentos desses metais
Trabalhos recentes efetuados por ANGELI et al., (1997), relataram a potencialidade para depósitos de níquel laterítico em rochas máficas e ultramáficas, nos moldes das ocorrentes no Morro do Leme e Morro Sem Boné. No Morro do Leme as reservas de níquel residual (minério tipo garnierítico) atingem mais de uma dezena de milhões de toneladas de minério, com teor médio de 1,4% de Ni.
Através de sondagem no Morro do Leme, a profundidade de 115 e 150 m, em unidade metaperidotítica, foram atravessados, respectivamente, delgados níveis de cromitito e um horizonte enriquecido em sulfetos. Os níveis de cromititos apresentam 45 a 55% de cromita, 40 a 50% de serpentina, 2 a 3% de magnetita e 1 a 2% de sulfetos (pirrotita e calcopirita). As cromitas correspondem a ferro-cromitas, fato que deve se relacionar ao metamorfismo que afetou o maciço (ANGELI et al., op. cit.).
Os níveis com sulfetos são constituídos por serpentina (40%), magnetita (30%) e sulfetos (30%). Os sulfetos correspondem a calcopirita (70%), pirrotita (25%) e pirita (5%).
O Morro Sem Boné apresenta vários trabalhos de cunho prospectivo para Ni, Co, Cu e Cr. Para platinóides foram obtidos valores anômalos para amostras de solo: Pt (0,07 – 0,20 ppm) e Pd (0,07 – 0,7 ppm). De acordo com informação verbal, (ANGELI, 1997), a reserva de níquel laterítico do Morro Sem Boné é de uma dezena de milhões de toneladas com teor médio de 1,4% de Ni. 200
Desta forma estes corpos máficos-ultramáficos apresentam uma série de atributos que os credenciam como prospectos para Ni, Cu PGE (elementos do grupo da platina) e até mesmo Au.
5.2.3. Águas Potáveis de Mesa ou Minerais
As informações mais remotas sobre as águas minerais de Mato Grosso remontam o ano de 1852, época em que o cientista francês Dr. Amadeé Moure, nos “Anais Brazilienses de Medicina” relatou a existência das fontes termais do Frade, na Baía do Ponto de Fora, localizada no atual município de Barão de Melgaço.
Outra contribuição histórica importante está no livro “O Selvagem”, de Couto de Magalhães, onde encontra-se curiosa e interessante descrição sobre as fontes termais de Barreiro-Grande, atualmente município de General Carneiro.
As referências supra citadas, estão no relatório que o Dr. Orozimbo Corrêa Neto, estudioso das águas de Poços de Caldas, desenvolveu para a Comissão de Linhas Telegráficas Estratégicas de Mato Grosso e Amazonas, por solicitação do então Coronel Cândido da Silva Rondon, entre 1919-1920, sob o título “Águas Thermais de Mato Grosso”.
O trabalho do Dr. Orozimbo constituiu-se em documentário histórico sobre as fontes de Palmeiras (Santo Antônio do Leverger), Baía do Porto de Fora (Barão de Melgaço) e Poúro (Juscimeira). Este documento possui um conteúdo técnico importante, pois apresenta os primeiros dados a respeito de localização, vazão, temperatura, testes físico-químicos, acompanhado de vasto documentário fotográfico e ilustrações.
Nas últimas décadas, muito pouco se fez em busca de ampliar o conhecimento científico e viabilizar o aproveitamento racional dos recursos hidrominerais, de modo que algumas dessas surgências encontram-se inexploradas ou mesmo sub-aproveitadas.
O maior acervo de informações sobre o assunto pertence à METAMAT - Companhia Matogrossense de Mineração, que, desde 1973, vêm pesquisando algumas dessas áreas com o intuito de torná-las economicamente explotáveis. O pioneirismo desta empresa, rendeu-lhe os direitos minerais das fontes de Palmeiras e de Juscimeira.
Baseado no “Código das Águas Minerais”, que estabelece como critérios básicos e individuais, de enquadramento e classificação das águas a composição química, a presença de gases especiais na surgência ou a temperatura da água na fonte, todas as águas minerais do Estado de Mato Grosso, conhecidas e estudadas até o presente momento, são classificadas como águas termominerais na fonte, com temperatura de surgência a partir de 26ºC.
A origem dessas fontes e do termalismo das águas, estão relacionadas, provavelmente, às descontinuidades estruturais que permitem a circulação das águas a grandes profundidades, possibilitando seu aquecimento e funcionando como condutores no transporte ascendente da mesma. O seu abastecimento deve provir de águas meteóricas por infiltração através dessas estruturas.
As fontes de água mineral do Estado de Mato Grosso, conhecidas e estudadas, estão relacionadas às seguintes unidades geológicas:
5.2.3.1. Fontes Relacionadas ao Grupo Cuiabá
São em número de duas, uma jazida localizada no município de Cuiabá, nas imediações da Fazenda Bom Jardim, Estância São José, sendo explorada para 201
engarrafamento, pelo Grupo Lebrinha, com a denominação de Água Mineral Buriti, (MIR 389, ponto 24), e uma ocorrência localizada no município de Barão de Melgaço, nas proximidades da Baía do Porto de Fora (MIR 404, ponto 71).
5.2.3.2. Fontes Relacionadas à Formação Ponta Grossa
Regionalmente, a área de ocorrência de fontes de águas minerais relacionadas à Formação Ponta Grossa, insere-se na unidade geomórfica denominada Planalto da Chapada, porção noroeste da Bacia do Paraná.
A Formação Ponta Grossa é constituída de clásticos finos de cor cinza a cinza esverdeada, de origem marinha. Litologicamente está representado por folhelhos, siltitos e arenitos finos.
Para GOUVÊA, (1980), a existência de surgência natural de fontes de água relacionada à Formação Ponta Grossa, deve-se a alternância litológica de arenitos, siltitos e folhelhos silto-argilosos, e a infiltração de águas meteóricas nas camadas mais grosseiras, principalmente nos locais aflorantes ou por percolação em fraturas que as cortam, migrando por várias extensões, favorecidas pela suave inclinação das rochas.
O empilhamento de camadas impermeáveis sobrepostas e sotopostas à camada permeável, conferem-lhe um caráter de conduto fechado tabular. A pressão da água confinada à camada permeável é decorrente da diferença manométrica entre o ponto de infiltração e a profundidade do fluxo durante a percolação.
Quando essas águas percolantes encontram a superfície do terreno, por processo erosivo, ou uma fratura que permita aliviar essa pressão, ascendem à superfície, formando as surgências. Estas águas encontram-se abaixo descritas conforme sua denominação regional.
- Fonte Santiago
Na área de lavra da Fonte Santiago (MIR 389, ponto 25), as rochas são formadas por sedimentos predominantemente pelíticos, com tendência geral de diminuição da participação dos componentes psamíticos em direção ao topo. Litologicamente estão presentes arenito siltoso fino, siltito, siltito-argiloso e argila siltosa.
As camadas apresentam espessuras variando de poucos centímetros a cerca de um metro, de coloração clara, geralmente amarelas e subordinadamente brancos e vermelho bordô, sendo comum as intercalações e bandamentos vermelho-amarelo. São comumente bem estratificadas em lâminas finas de menos de um centímetro, plano paralelas, sendo raras as estratificações cruzadas, (GOUVEA, 1980).
Descontinuidades estruturais estão praticamente ausentes, exceto os diaclasamentos de alívio da pressão. A origem desta fonte é atribuída a existência de uma fratura que liberou as águas percolantes das camadas impermeáveis sotopostas, para a superfície, numa admirável surgência pela grande vazão apresentada, da ordem de 1.728.000 litros/dia.
No caso da Fonte Santiago, apesar de suas qualidades, como sabor, leveza e transparência, o parâmetro relativo à temperatura da água na surgência, da ordem de 26º C permite seu enquadramento como “Água Mineral Natural Hipotermal na Fonte”.
Esta fonte está atualmente sendo explorada pela empresa Jeen Distribuidora de Bebidas Ltda. (MIR 389, ponto 25) com a denominação de Água Mineral Natural Crystalina.
- Água Mineral Natural Brunado 202
Na área de surgência da Água Mineral Natural Brunado (MIR 389, ponto 27), a Formação Ponta Grossa está representada por intercalações de folhelhos de coloração branca, amarela e avermelhada. A laterização se faz presente na maior parte da área, com presença freqüente de concreções ferruginosas.
As Fontes do Bruno com vazão de 480 l/min., Fonte Leonardo 13.200 l/min. e São Pedro 540 l/min., encontram-se inseridas na área de lavra. A classificação dessas águas, feitas a partir do estudo in loco, efetuado pelo Laboratório de Análises Minerais da CPRM-LAMIN, permitiu o seu enquadramento, em função da temperatura da água na surgência, em “Água Mineral Hipotermal na Fonte”.
- Fonte Bica das Moças
Relacionado ainda a essa unidade geológica e com gênese similar às fontes da Água Mineral Brunado, existe nas proximidades da cidade de Chapada dos Guimarães, a Fonte Bica das Moças, surgência de água potável de mesa, onde está instalada a unidade de engarrafamento da Água Lebrinha.
5.2.4. Materiais de Construção Civil e Rochas Ornamentais
Neste item serão abordados os materiais de construção civil e as rochas ornamentais.
5.2.4.1. Materiais de Construção Civil (areia, cascalho, argila e brita)
A demanda por matérias primas da antiga classe II (argila, areia, cascalho) tem observado uma fase de crescimento em todo o Estado de Mato Grosso. A utilização desses materiais está intrinsicamente ligada a implantação de obras civis e de habitação, que se dão, praticamente, como reflexo das condições sócio-econômica-política vigentes.
A explotação dos depósitos normalmente se situa num raio inferior à 30 km do centro consumidor, em virtude do baixo valor agregado, altamente influenciado pelo custo de frete. O consumo ocorre quase que de imediato, inexistindo estoques reguladores de oferta e procura. A obtenção da matéria prima advém de inúmeros pequenos produtores que atuam em planícies de inundação e em leitos ativos de rios, a maioria das vezes de forma oficiosa, nas circunvizinhanças de centros urbanos.
Com essas características, podemos resumir que o setor que explora essas matérias primas se caracteriza pelo amplo consumo da sociedade, produção e consumo quase que de imediato, valor que não absorve custos adicionais de frete, e, por outro lado, alto potencial de degradação ambiental visto que a explotação destes bens minerais é realizada em áreas ambientais sensíveis e, como agravante, próximo de centros urbanos.
Existem cascalheiras, areeiras, cerâmicas e olarias operando em praticamente todos os municípios, no entanto, inexistem acompanhamentos técnicos sequer a nível dos principais centros produtores e consumidores, de caracterização do potencial econômico e de degradação ambiental que esses depósitos representam.
As unidades geológicas portadoras destes depósitos compreendem em primeira instância as planícies atuais e subatuais (terraços) e os depósitos de areia de leito ativo. Desses depósitos saem praticamente a maior parcela das matérias primas (areia e argila) utilizadas na construção civil. Outro tipo de depósito de areia explorado (areia de goma) encontra-se localizado em áreas pouco mais elevadas (terraços ou várzeas), sendo extraída mecanicamente através de pás-carregadeiras. Quando sofrem o processo de lavagem para 203
desengoma, recebem o nome de “areia lavada”.
Os depósitos de cascalho, por sua vez, ou são explorados diretamente dos leitos dos rios, pelo processo de dragagem (cascalho de rio), ou pelo processo de extração mecanizada nos patamares mais elevados (cascalho de cerrado). Em alguns casos, sofrem um processo de separação granulométrica (peneiramento), visando sua classificação e comercialização.
Num segundo plano de exploração, são aproveitados os depósitos detríticos cenozóicos que foram laterizados e que são extensivamente utilizados como materiais de empréstimo, principalmente as crostas ferruginosas para cascalhamento de estradas.
Estes materiais ocorrem em abundância no Estado de Mato Grosso, de forma que inexistem perspectivas decorrentes de sua escassez, mas sim de danos ambientais decorrentes da sua lavra em áreas ambientalmente sensíveis. Naturalmente que, próximo a centros urbanos, a medida que os depósitos mais próximos vão-se esgotando ou são esterilizados pelo crescimento urbano, novas fontes são procuradas a distâncias crescentes.
Naturalmente que discorrer sobre os depósitos arenosos e argilosos associados às grandes bacias cenozóicas ou das planícies aluviais dos grandes rios que ocorrem no Estado seria entediante e pouco proveitoso, visto que, diante das características deste setor, o mercado produtor e consumidor estão próximos. Em adição, a descrição regional de tais materiais foi efetuada em itens precedentes.
Entre os poucos trabalhos que discorrem sobre estes insumos básicos, encontra-se o de ÁVILA et al., (1978), elaborado através do Convênio SEBRAE/CEAG-MT/METAMAT na região da Baixada Cuiabana, intitulado “Diagnóstico Setorial da Construção Civil em Cuiabá” e pela METAMAT/CPRM, na mesma região, no denominado “Projeto Pesquisa para Argila”, (1979).
O primeiro trabalho, de caráter sócio-econômico, objetivou identificar os aspectos conjunturais das empresas produtoras e do mercado da construção civil, contendo um tópico sobre os aspectos geológicos da região abrangida, com considerações sobre a jazida de calcário da Guia (fabricação de cal virgem) e sobre o Granito São Vicente (produção de brita e paralelepípedo).
O segundo, centra seus estudos sobre a pesquisa geológica dos depósitos de argila, areia e cascalho em uma área de 29,38 Km2, ao longo do Rio Cuiabá, abrangendo parte dos municípios de Cuiabá e Várzea Grande. Neste estudo foram pesquisados e individualizados 10 (dez) corpos de argila, enquadrados, estratigraficamente, na denominada unidade Qp2 da Formação Pantanal, com espessura média inferida de 1 metro e reservas da ordem de 6.771.000 m3. Os corpos argilosos mais representativos foram localizados nas partes mais externas da bacia de inundação do Rio Cuiabá. A argila pesquisada foi submetida a ensaios cerâmicos que a caracterizou como aplicável apenas em cerâmica vermelha, no fabrico de tijolos maciços, furados, telhas e ladrilhos cerâmicos.
Os depósitos de areia corrida de rio e cascalho não foram quantificados, mas foram individualizados em campo e enquadrados como pertencentes à unidade Qp3 (Depósito de Barra de Pontal). Os depósitos de areia de goma (silto-argilosa) foram enquadrados na unidade Qp1 (Depósitos de Planícies Alçadas) e os cascalhos de cerrado enquadrados como depósitos eluviais (Residual do Grupo Cuiabá).
Deve-se esclarecer, que os termos locais, utilizados para caracterização dos tipos de depósito (corrida, de goma, cerrado), tem sua denominação ligada ao tipo de aplicação: assim, a areia de goma (mais fina) é utilizada para reboco, enquanto a areia corrida (mais grosseira) para massa. 204
Sob o aspecto ambiental, a exploração desses bens minerais se caracteriza por seu alto grau de degradação, em função do tipo de exploração adotada e da sua localização em áreas de preservação permanente, rios, lagoas, baías etc., próximas aos núcleos urbanos (Foto 066).
Em conseqüência disto é cada vez maior a preocupação dos municípios com os impactos oriundos da atividade, que se caracterizam pelo desmatamento, alteração da paisagem, assoreamento de drenagens e erosão do solo. Secundariamente, outros fatores, oriundos do abandono de áreas lavradas, têm ocasionado riscos relacionados à segurança das populações vizinhas e também de ordem sanitária.
5.2.4.2. Rochas Ornamentais
Mato Grosso é um Estado que possui cerca de 30% do seu território constituído por rochas do “embasamento cristalino” (granito, gnaisses, migmatitos, etc.). No entanto, o percentual de ambientes favoráveis à ocorrência de rochas, adequadas à utilização como rochas ornamentais, é provavelmente muito maior.
Entre os terrenos favoráveis a este tipo de ocorrência podemos citar aqueles associadas aos corpos intrusivos ácidos, intermediários e básicos, presentes em quase todas as regiões do Estado, além das rochas metamórficas como xistos, mármores, quartzitos, etc.
As principais unidades geológicas ocorrentes no Estado, com possibilidades de originar jazidas de rochas ornamentais, são o “embasamento cristalino” Arqueano e Proterozóico Inferior (Complexo Xingu e Complexo Goiano), as Suítes Intrusivas do Proterozóico Médio (Suítes Intrusivas Rio Dourado, Tarumã, Teles Pires, Serra da Providência, Rondônia, Grupo Serra do Rio Branco e Alcalinas Canamã) e Superior (Suíte Intrusiva Guapé). No Paleozóico Inferior (Cambro-Ordoviciano) temos a Suíte Intrusiva São Vicente, as Vulcânicas de Mimoso, e, no Mesozóico Superior, as Intrusivas Ponta do Morro e o Grupo Iporá.
Na presente discussão serão destacadas principalmente as ocorrências de rochas ornamentais cadastradas pelo Projeto “Estudos das Rochas Graníticas do Estado de Mato Grosso Para Fins Ornamentais”, (DNPM, 1994), um trabalho de levantamento preliminar, desenvolvido em algumas das muitas ocorrências de rochas do embasamento cristalino no Estado.
Neste trabalho as ocorrências cadastradas foram englobadas em cinco regiões: sudoeste, norte, leste, nordeste e central. Em cada uma delas foram identificadas várias ocorrências e efetuados vários pontos de amostragem. Destas regiões a mais detalhada, em termos geológicos, é a região sudoeste, cujo embasamento é o Complexo Xingu.
Ressalta-se que as jazidas de rochas graníticas utilizadas para produção de brita, não puderam ser incluídas no presente trabalho, tendo em vista a completa falta de informações sobre estas áreas, visto que a grande maioria delas são utilizadas apenas para atender obras viárias, durante a fase de construção, sendo posteriormente abandonadas pelos seus titulares.
5.2.4.2.1. Ocorrências de Rochas Ornamentais do Sudoeste do Estado
Foram identificados, amostrados e caracterizados nesta região, os seguintes corpos “graníticos”:
- Tonalito Cabaçal (MIR 387, ponto 60) 205
Aflora em uma faixa de aproximadamente 90 Km2, que se estende desde o Rio dos Bugres até a Fazenda Santo Antônio do Cabaçal. É caracterizado como uma rocha de granulometria média, cor cinza esverdeada, aspecto gnáissico, localmente exibindo sinais de catáclase.
- Granito Alvorada (MIR 386, ponto 40)
Aflora em uma faixa de 160 Km2, que se estende da cidade de Araputanga até a Fazenda Salto do Jauru. É caracterizado como uma rocha de granulometria média a grosseira, localmente porfirítica, de cor rósea a cinza claro, fracamente foliada nos bordos.
- Grupo Rio Branco (MIR 387, pontos 64, 66)
Constitui uma superfície contínua, de extensão regional, abrangendo a Serra do Rio Branco, que se estende do município de Rio Branco ao município de Lambari do Oeste. Trata- se de uma seqüência pluto-vulcânica, constituída e rochas básicas tipo diabásio, gabro e basaltos toleíticos, e rochas ácidas como riodacitos e granitos pórfiros.
Os gabros ocupam a borda da Intrusão, com uma extensão de 400 Km2, e estão localizados próximos à Salto do Céu (ponto 64). Essas rochas apresentam granulometria média, cor escura, e textura subofítica. Os riodacitos (ponto 66) são de granulometria fina, coloração vermelho a róseo, sem orientação dos cristais e ocupam o restante da área.
5.2.4.2.2. Ocorrências de Rochas Ornamentais do Norte do Estado
Na região norte foram identificadas e cadastradas duas unidades portadoras de rochas ornamentais, quais sejam:
- Complexo Xingu
Foram estudadas três elevações orientadas no sentido nordeste-sudoeste, com uma área aflorante de aproximadamente 10 Km2, localizadas 7 km ao norte da cidade de Juara. Nessa área foi instalada a Pedreira Peval, atualmente desativada (MIR 318, ponto 03).
A rocha descrita neste local possui estrutura gnáissica, relativamente homogênea, coloração rósea. No centro do maciço ocorre um veio pegmatítico de preenchimento de fratura, subvertical com direção N50ºE.
- Granito Teles Pires
Afloram na Fazenda São Cristóvão, município de Terra Nova do Norte, como corpos intrusivos de dimensões batolíticas e direção NE/SW, em elevações do tipo meia-laranja e extensão de 65 X 20 Km (MIR 300, ponto 175). A rocha granítica exibe granulometria grosseira, cor vermelho-carne, estrutura compacta e textura homogênea.
5.2.4.2.3. Ocorrência de Rochas Ornamentais do Leste do Estado
Na região leste é cadastrado um ponto, localizado na Fazenda Paulistinha, à cerca de 35 Km ao Norte da cidade de Barra do Garças (Serra Vargem das Éguas - MIR 391, ponto 09) associado ao Complexo Goiano.
A ocorrência faz parte de um maciço de dimensões batolíticas orientado na direção leste-oeste. Possui expressão regional e é caracterizada como uma rocha granítica, granulometria média a grosseira, cor rósea a castanho claro, porfirítica, cortada por diques de 206
aplito.
5.2.4.2.4. Ocorrência de Rochas Ornamentais do Nordeste do Estado
Na região nordeste foi cadastrada ocorrência de olivina-gabro, caracterizada como um corpo intrusivo (Serra do Tapirapé), com dimensões de 40 X 50 km, nos domínios da Fazenda Confusão até o vilarejo de Cantagalo, 31 Km a noroeste da cidade de Confresa (MIR 302, ponto 01).
A rocha pesquisada, de textura fanerítica, cor escura, maciça, homogênea, sem orientação cristalográfica no centro do maciço, passa, para as bordas, para uma rocha de mesma composição, mas afanítica, contendo xenólitos de natureza granítica e quartzítica.
5.2.4.2.5. Ocorrência de Rochas Ornamentais da Região Central do Estado
Na região de São Vicente/Santo Antônio do Leverger, foi cadastrada uma jazida de granito da “Suíte Intrusiva São Vicente”, na serra homônima, localizada cerca de 70 Km a sudoeste de Cuiabá, no local denominado Fazenda Bonfim, município de Santo Antônio do Leverger.
O corpo batolítico, com dimensões de cerca de 100 Km2 de extensão, está representado, no local estudado, por uma rocha granítica, equigranular, de média a grosseira, cor vermelho-carne, por vezes porfirítica. Nas proximidades das encaixantes (Grupo Cuiabá) ocorrem xenólitos de rochas encaixantes.
Nesse local esteve em operação uma frente de lavra da De Jorge Mineradora, que produzia e comercializava blocos e paralelepípedos no mercado local (MIR 388, ponto 320).
5.2.4.3. Rochas Carbonáticas
As rochas carbonáticas descritas neste item dizem respeito às rochas calcárias calcíferas e dolomíticas e/ou dolomitos que encontram-se associados a quatro unidades litoestratigráficas, a saber: Grupo Bauru, Formação Irati, Grupo Cuiabá e Grupo Beneficente, encontrando-se as mesmas abaixo descritas.
5.2.4.3.1. Rochas Carbonáticas Associadas ao Grupo Bauru
A ocorrência de rochas carbonáticas no Grupo Bauru estão associadas, segundo GONÇALVES & SCHNEIDER, (1970), ao seu membro médio, o qual é caracterizado como uma sequência calcífera, com intercalações de calcário arenoso e calcário branco.
Segundo os mesmos autores, os sedimentos do Grupo Bauru resultaram de deposição continental, fluvial e lacustrina (planícies de inundação, canais e deltas fluviais), tendo a tectônica exercido grande influência na sedimentação e distribuição destes sedimentos de Idade Cretácea.
BARROS et al., (1982), referem-se aos afloramentos de arenitos calcíferos, finos a médios, róseos, com níveis silicificados, maciços, apresentando estratificação plano paralela espessa, matriz argilosa e cimento calcífero ocorrentes a sudoeste da cidade de Poxoréu.
Na presente unidade se fará referência a uma jazida em exploração a sudoeste de Poxoréu (Calcário Rocha Indústria e Comércio Ltda.) e um depósito já estudado no município 207
de Chapada dos Guimarães (Mineração e Agropecuária Pedra Grande Ltda.).
O primeiro empreendimento, Calcário Rocha Indústria e Comércio Ltda. (Lindenberg S/A), ocupa uma área total de 121 ha nas cabeceiras do Rio Areia, afluente do Rio Poxoréu, 15 km a sudoeste da cidade de Poxoréu. Foi pesquisada a nível de detalhe pela Companhia Matogrossense de Mineração – METAMAT, (1977).
Na ocasião foi efetuado um mapeamento geológico em escala de 1:2.000, que identificou, na base, uma rocha argilosa de cor avermelhada, bastante alterada, intercalada com rochas carbonáticas. Na sequência, uma rocha calcária de cor branco-avermelhada, horizontalizada, fraturada, estratificação plano-paralelo com espessura de até 12 metros, apresentando nódulos de argilito e arenito e veios de quartzo e calcita. Recobrindo essa sequência aparece um arenito de granulação média, bastante alterado.
Foram efetuadas análises químicas para determinação da CaO, MgO, SiO2 e R2O3, e executados 03 (três) furos de sonda, que atingiram 15 m, 10 m e 15 m respectivamente, sendo o calcário, tanto de superfície como de sub-superfície, classificado como calcário dolomítico.
Os dados de reserva disponíveis são os seguintes:
Lindberg S/A Indústria e Comércio Poxoréo/MT Proc. 806.746/85 (MIR 389 ponto 29)
RESERVA (m3) TEOR (%)
Medida - CaO: 44,53%
Indicada 2.600.246.120 MgO: 4,72%
Inferida - SiO2: 5,82%
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1995.
O segundo empreendimento está situado no município de Chapada dos Guimarães, proximidades do Rio Roncador, local denominado Morro Branco, e se caracteriza por um relevo residual tipo “monadnock”, topo praticamente plano, e altura de aproximadamente 150 metros.
Este depósito também foi pesquisado pela Companhia Matogrossense de Mineração - METAMAT, a nível de detalhe, em 1985. O trabalho de pesquisa caracterizou o depósito como um nível subhorizontalizado de calcarenitos, arenitos e brechas carbonáticas, com espessura de 35 metros, que na porção norte e leste acunham-se abruptamente para arenitos e arenitos e níveis conglomeráticos.
Os testemunhos de sondagem, realizados em 4 pontos, identificou as seguintes litologias, do topo para a base:
• calcarenitos, esbranquiçados a róseos, com nódulos e vênulas de calcita;
• brechas carbonáticas, esbranquiçadas a pardas, possuindo uma matriz mais silicosa que os fragmentos brechóides;
• níveis silicosos constituídos de arenitos fracamente carbonáticos, de coloração marron, às vezes conglomeráticos;
• arenito pardacento muito poroso e friável, com mínimos teores de carbonato.
Destas litologias predominam, no geral, as brechas carbonáticas. 208
Os trabalhos de pesquisas, à época, consideraram o depósito como antieconômico, tendo em vista que os valores de PN mínimo (67%) e soma de carbonatos (38%) exigidos pela legislação só foram confirmados em dois dos cinco blocos. A forma lenticular do depósito e a presença de sílica em alguns níveis obrigariam a execução de uma lavra seletiva. Os dados de reserva disponíveis são os seguintes.
Calcário do Morro Branco Chapada dos Guimarães/MT (MIR 389 ponto 37)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 40.548 CaO: 36,83%
Indicada - MgO: 2,98% - SiO2: 29,27%
Inferida - PN Total: 57,75%
FONTE: Relatório de Pesquisa Anual - 1985 e Plano de Aproveitamento Econômico - 1983.
RESERVA/TOTAL (t)
MEDIDA 40.548
INDICADA 2.600.246,12
INFERIDA -
FONTE: DNPM, 1983
5.2.4.3.2. Rochas Carbonáticas Associadas à Formação Irati
GONÇALVES & SCHNEIDER, (1970), no “Projeto Geologia do Centro-Leste de Mato Grosso”, desenvolvido para a PETROBRAS, caracterizam esses sedimentos como constituídos essencialmente de: folhelhos cinza-escuro, pouco síltico, calcífero, carbonoso, fóssil, apresentando intercalações de calcário creme, micro cristalino, nódulos e veios de sílex oolíticos, cinza-escuro. Os seguintes jazimentos são conhecidos.
- Calcário Itiquira
Durante os trabalhos preliminares de pesquisa, desenvolvidos pela METAMAT em 1984 no local denominado Fazenda Santa Maria, município de Itiquira (MIR 420, ponto 06), objetivando a delimitação e avaliação das ocorrências de rochas carbonáticas, foi mapeado um corpo lenticular, constituído por folhelhos negros com alternância de rochas carbonáticas de cor rósea-creme e cinza; e dolomitos creme e róseo, com nódulos de sílex e níveis de arenitos calcíferos, associados a argilitos e siltitos amarelados e arroxeados, freqüentemente maciços. 209
Os dados de reserva disponíveis para esta jazida são os seguintes:
Calcário Itiquira Itiquira/MT (MIR 420 ponto 6)
RESERVA (m3) TEOR (%)
Medida - CaO + MgO: 41,20%
Indicada - CaCo3 + MgCo3: 81,5%
Inferida 5.584.950 SiO2: 22,4%
FONTE: METAMAT, 1996
- Calcário Mendes Teixeira de Alto Garças
PINHO & PAES DE BARROS, (1987), descrevem a Formação Irati, nas imediações da jazida da empresa MENTEL/Mendes Teixeira (MIR 406, Ponto 35), região de Alto Garças, constituída por um pacote de sedimentos clasto-químicos bastante fraturado, com intercalações de calcários cinza e lentes de sílex e folhelhos.
Na área de maior ocorrência no Estado de Mato Grosso, que se estende de Alto Garças a Alto Araguaia, dados do Projeto Geologia do Centro-Leste de Mato Grosso (furo de sonda 2-AG-1-MT) indicou 41m de espessura para esses sedimentos e relações de contatos concordante, tanto com a Formação Palermo na base, com a Formação Teresina no topo (Formação Corumbataí neste projeto). Estudos desenvolvidos com base em esporos, permitiram a DAEMON & QUADROS, (1969), considerar essa unidade como tendo sido depositada no Permiano Superior.
Os dados de reserva disponíveis para esta jazida são os seguintes:
Indústria de Calcário Mendes Teixeira Ltda. Alto Garças/MT Proc. 866.542/94 (MIR 406 ponto 35)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida 3.500.000 MgO 14,37% CaO: 32,81%
Indicada 590.000 SiO2: 3%
Inferida 7.500.000
FONTE: Relatório Anual de Lavra – 1996
Os dados de reserva total relativos à unidade são:
RESERVA/TOTAL (t)
MEDIDA 3.500.000
INDICADA 590.000
INFERIDA 13.084.950
FONTE: DNPM/1996 E METAMAT/1996 (modificado) 210
5.2.4.3.3. Rochas Carbonáticas Associadas ao Grupo Cuiabá
As ocorrências de rochas carbonáticas no Grupo Cuiabá estão associadas à sub- unidade 8 de LUZ et al., (1980), representada por uma sequência de mármores calcíticos, dolomíticos, dolomitos e calcários calcíticos, margas e filitos sericíticos. Suas principais exposições estão localizadas na região da Guia.
Nesta região são nítidos os dobramentos em sinclinais e anticlinais, cujos planos axiais de dobramentos indicam uma direção de esforço de noroeste para sudeste. A rocha encaixante do calcário é um filito ardosiano cinzento. Localmente, ocorrem brechas intraformacionais.
Os calcários desta unidade, segundo DARDENNE, (1980), estão associados a um ambiente do tipo marinho glacial. Sua origem é relacionada ao Grupo Cuiabá, pertencente ao Proterozóico Superior. Segundo ALVARENGA & TROMPETTE, (1993), representam uma fácies proximal da unidade carbonática Araras
Nesta região existem antigos fornos de calcinação para o fabrico de cal, utilizado na preparação de argamassas para a construção civil. Atualmente apenas uma empresa se dedica à extração mineral do calcário para a produção de pó corretivo de solo, a Caieira Nossa Senhora da Guia (MIR 388, pontos 82, 83), localizada próxima ao distrito da Guia, à cerca de 35 km a noroeste de Cuiabá.
Os dados disponíveis de reserva são:
Caieira Nossa Senhora da Guia Nossa Senhora da Guia - Cuiabá/MT Título de Lavra: 75.883/75(MIR 388 pontos 82 e 83)
RESERVA (t) TEOR (%)
Medida - CaCO3 : 60% - MgCO3 : 32%
Indicada - R2O3: 3%
Inferida - SiO2 : 4%
FONTE: Relatório Anual de Lavra - 1996
5.2.4.3.4. Rochas Carbonáticas Associadas ao Grupo Beneficente
O Grupo Beneficente representa uma expressiva cobertura sedimentar, de idade Proterozóico Médio, constituída por uma sequência transgressiva-regressiva, com cerca de 1.000 metros de espessura, depositada em ambiente marinho e composta de seis unidades estratigráficas, segundo CARVALHO e FIGUEIREDO, (1982):
• unidade 1 - Detrítica Basal (220 m) - conglomerados e arenitos;
• unidade 2 - Clasto-Química (215 m) - calcarenitos e siltitos;
• unidade 3 - Clástica Intermediária (390 m) - arenitos, argilitos e siltitos;
• unidade 4 - Clasto-Química Intermediária (90 m) - dolarenitos estromatolíticos, brechas intraformacionais e siltitos; 211
• unidade 5 - Clástica Superior (149 m) - siltitos e argilitos; e
• unidade 6 - Clasto-Química Superior (100 m) - dolarenitos estromatolíticos, calcários dolomíticos, arenitos.
No Estado de Mato Grosso a bacia de sedimentação do Grupo Beneficente, vem sendo associada a um graben, alinhado na direção NW-SE controlado por falhamentos regionais, que se estendem, no limite sudeste, desde o Rio Pium, Cabeceira do Rio Peixoto de Azevedo, até o Rio Aripuanã, estando o seu depocentro situado na parte oeste, região dos rios Aripuanã e Juruena, onde são mais freqüentes as ocorrências de sedimentos argilosos e calcíferos, típicos de águas mais profundas.
SILVA et al., (1980), no Projeto RADAMBRASIL faz referência à ocorrência de calcário da foz do Rio Ximari (MIR 273, ponto 35), município de Apiacás, onde descreve um calcário amarelo a cinza-escuro, bem estratificado, fino, compacto, com mineralogia associada de sericita, quartzo, argilo-minerais, óxido de ferro, feldspato, rutilo e zircão. Este calcário ocorre sobre a forma de morrotes com continuidade física até 3 km jusante da foz.
Esta é a única ocorrência significativa, já cadastrada no Estado, associada ao Grupo Beneficente, embora outras informações sobre ocorrências associadas a esta unidade sejam citadas, como a do Acampamento do Cristalino, às margens do Rio Teles Pires (MIR 274, ponto 75), município de Alta Floresta, onde afloram blocos de um calcário argiloso, maciço, cor preta, granulação fina, exibindo fratura conchoidal e apresentando mineralogia associada de epidoto, quartzo, feldspato, leucoxênio, biotita e turmalina, (SILVA, 1980).
5.3. OUTROS JAZIMENTOS MINERAIS
Reconhece-se ainda no Estado alguns jazimentos que já foram pesquisados no passado, mas que não revelaram economicidade, e outros que encontram-se numa fase bem embrionária de conhecimentos. Esses jazimentos encontram-se abaixo descritos.
- Chumbo e Zinco do Taperão
A área de ocorrência localiza-se nas imediações da Fazenda Bom Jardim, (MIR 388 ponto, 65), aproximadamente 70 Km da cidade de Cuiabá, sentido Cuiabá/Rondonópolis próximo à Serra de São Vicente.
Localmente, na área de ocorrência do Chumbo-Ranchão, foram individualizadas as seguintes litologias:
- Grupo Cuiabá, representado pelos filitos de coloração cinza-clara a cinza- esverdeada, com xistosidade bem desenvolvida; por metassiltitos microconglomeráticos, com pequenos clastos angulosos de quartzo intercalados ao filitos; por metarenitos com aproximadamente 3 metros de espessura, intercalados aos filitos; e por quartzitos de cor branca a cinza-claro silicificados, fraturados e cortados por vênulas de quartzo.
- Granito de São Vicente, plúton batolítico, intrusivo discordantemente nos metassiltitos do Grupo Cuiabá, estabelecendo com este auréola de metamorfismo de contato. A auréola de contato possui uma extensão aflorante que varia de 50 a 800 metros de espessura, produzindo metamorfismo de contato no fáceis hornblenda-hornfels (TURNER, 1968) ou fáceis anfibolito (MYASHIRO, 1973).
Com o resultado do episódio tecto-orogenético, caracterizado pelo emplacement do 212
corpo granítico, surgiram inúmeros falhamentos em dois sistemas principais, com direções N35-50ºW e N45-55ºE.
Trabalhos geológicos de detalhamento da Mina do Taperão (Ranchão), executados pela METAMAT, (1991), indicaram a existência de três galerias, alinhadas na direção geral N50-60ºW. O minério de chumbo (galena), encontra-se na forma de veio com 30-50 cm de espessura encaixados nos quartzitos do Grupo Cuiabá. Localmente, observa-se intenso cisalhamento, gerando rochas cataclásticas e evidências de brechamento.
Trabalhos de geofísica (magnetometria), com objetivo de se prospectar depósitos de sulfetos maciços, definiram duas unidades magnéticas, sendo uma associada ao Grupo Cuiabá e a outra ao Granito São Vicente. A partir desse trabalho foram individualizados quatro alvos para detalhamento por geoquímica, sendo dois desses alvos no contato filito/horfels, um na Mina Taperão e um no contato granito/horfels.
Os trabalhos de geoquímica de solo desenvolvidos sobre estes alvos chegaram a resultados de análises de até 4.110 ppm de chumbo e 2.070 ppm de zinco. Os resultados da pesquisa não foram estimuladores de sua continuidade.
- Molibdênio
Granitos de quimismo alcalino da Suíte Intrusiva São Vicente ocorrem na porção extremo sudeste da Folha Cuiabá. Trata-se de um granito/adamelito com variedades para alcali sienito pórfiro e leucogranitos. No geral apresentam textura hipidiomórfica granular a porfirítica de granulação média, tendo como constituintes principais ortoclásio-microclínio (35%), quartzo (35-40%), plagioclásio-oligoclásio (20-25%), biotita (5%) e traços de allanita, apatita, zircão e magnetita. Este granito encontra-se truncado por um sistema de fraturas, algumas das quais acham-se impregnadas de pirita, óxidos de manganês e, muito subordinadamente, molibdenita.
Mineralização pode ser observada na pedreira hoje pertencente a Prodecap (FA-388- 21), onde o granito encontra-se truncado por um sistemas de fraturas, algumas das quais acham-se impregnadas de pirita, óxidos de manganês e, muito subordinadamente, filmes de molibdenita.
Estudos realizados pelo Instituto de Pesquisas Tecnológicas do Estado de São Paulo – IPT, (1981), demonstraram a presença de graisen constituído por 60% de quartzo e 40% de sericita (feldspato sericitizado), junto a antiga pedreira da Andrade Gutierrez e graisen com hematita (quartzo, muscovita-sericita e hematita), no caminho para a penitenciária Palmeiras, em meio a granito cataclasado e graisenizado. Os estudos demonstraram a antieconomicidade da mineralização já no início da década de 80. A mineralização apresenta- se apenas como filmes de molibdenita encrustados nas paredes das fraturas que são muito espaçadas (cerca de uma ou duas por metro linear), o que em muito dilui o teor da mineralização (Foto 067).
- Fosfato
A empresa DOCEGEO desenvolveu programa de pesquisa de mineralização fosfática na Formação Ponta Grossa, na área centro-leste mato-grossense, através do Projeto Rondonópolis (AITA, 1978 apud Projeto RADAMBRASIL, Folha SE.21-Corumbá e parte da Folha SE.20, MME, 1982). Nesta pesquisa foram perfurados 1.142,35m de sedimentos, por sondagem rotativa, distribuídos em 6 furos nas áreas de Rondonópolis e Rio Negro.
AITA, (op. cit. ), observou que a mineralização mais importante é piritosa, bem fina e, em muitos casos, bastante regular, onde o fosfato ocorre na forma de apatita finamente cristalizada e disseminada em camadas de até 15 cm, ou por erosão e redeposição destas, 213
formando brechas intraformacionais. Presume-se que quando se verificar a presença de sedimentos químicos, as possibilidades para mineralizações de fosfato ficarão fortalecidas.
- Fluorita
Pequenas mineralizações de fluorita foram descritas por LUZ et al., (1978), na Formação Araras, associadas a veios de calcita no domínio das rochas calcárias. Fluorita associada a calcários plataformais são conhecidas nos Grupos Bambui (MG e BA) e Açungui (SP), e sempre despertam interesse pela possibilidade de jazimentos estratiformes.
- Cristal de Rocha
Na porção sul da Serra de Santa Bárbara, especificamente no Morro Cristalino, ocorrem veios de quartzo leitoso com núcleos localizados de cristal de rochas, estando esses veios encaixados na Formação Morro Cristalino, do Grupo Aguapeí.
214
6. ASPECTOS DOS RECURSOS HÍDRICOS SUBTERRÂNEOS
6.1. METODOLOGIA DE ESTUDO
O Mapa A003 – “Mapa das Unidades Aquíferas” do Estado de Mato Grosso envolveu a utilização de dados existentes, baseando-se nas informações de poços tubulares profundos cadastrados, associadas à geologia da área de interesse. Assim, segundo STRUCKMEIER & MARGAT, (1995), a avaliação do mapa geológico para a confecção do mapa hidrogeológico objetiva converter as unidades litoestratigráficas em unidades hidro-litológicas.
A principal distinção considerada para a avaliação destas diferentes unidades hidro- litológicas foi a forma de circulação da água subterrânea, se controlada pela porosidade primária ou secundária, (Figura 023)
A porosidade granular, também denominada de primária, está relacionada à porosidade intersticial da rocha, sendo que sua magnitude depende dos diferentes arranjos, tamanhos, formas e graus de compactação dos grãos dos sedimentos; depende também de fatores diagenéticos que afetam as rochas desde a sua deposição.
A porosidade fissural é uma forma secundária de porosidade, desenvolvida pelo fraturamento das rochas. Além deste fraturamento, em alguns tipos de rochas podem estar associadas feições de dissolução, denominada de porosidade cárstica.
FIGURA 023 TIPOS DE POROSIDADE ASSOCIADAS ÀS ROCHAS
FONTE: STRUCKMEIER & MARGAT, 1995
Dessa forma, distinguiu-se dois sistemas aqüíferos com base nos tipos de porosidade, respectivamente, o sistema associado à porosidade granular intersticial da rocha, e o sistema secundário associado ao fissuramento em resposta aos esforços a que os pacotes rochosos estiveram submetidos ou ainda às feições de dissolução, porosidades estas que controlam a circulação da água subterrânea. 215
Esta abordagem permitiu distinguir, primeiramente, dois grandes sistemas aqüíferos, denominados neste trabalho de granular e fraturado, separando as rochas “cristalinas”, tectonicamente afetadas por falhas e fraturas, daquelas sedimentares ou com estruturas predominantemente sedimentares, onde a permeabilidade está relacionada, principalmente,à porosidade entre os grãos. Esta forma de distinção é a mais comumente utilizada, como, por exemplo, nos mapas hidrogeológicos da UNESCO, (STRUCKMEIER & MARGAT, op. cit.).
Para detalhamento deste taxon maior, cada sistema aqüífero foi subdividido em unidades aqüíferas de acordo com suas características litológicas, as quais imprimem um comportamento hidrogeológico semelhante. Assim, esta subdivisão foi feita qualitativamente, com base no conhecimento litológico e relações estratigráficas de cada unidade litoestratigráfica.
Apesar do caráter regional deste trabalho, a caracterização da produtividade foi avaliada de maneira generalizada para cada unidade aqüífera definida, mas a associação com as feições tectônicas regionais não puderam ser detalhadas em função da distribuição e incertezas acerca da localização dos poços cadastrados.
Os poços considerados para essa análise foram separados por tipo de sistema aqüífero explorado, avaliando-se estatisticamente os dados de capacidade específica, o qual reflete a produtividade de um poço. O cálculo dos valores de capacidade específica foi realizado dividindo-se a vazão do poço pelo rebaixamento causado pelo bombeamento, (FETTER, 1988). Este rebaixamento é a diferença entre o nível estático (nível da água no poço antes do bombeamento) e o nível dinâmico (nível estabilizado da água no poço após o bombeamento de uma determinada vazão), onde:
Capacidade específica = Q/s = Q/(ND-NE)
Sendo que:
Q = vazão do poço
s = rebaixamento no poço
ND = nível dinâmico
NE = nível estático
6.2. AVALIAÇÃO DAS INFORMAÇÕES EXISTENTES
As informações geológicas utilizadas neste trabalho referem-se aos dados de geologia levantados em nível regional (levantamento 1:250.000 e consolidados em 1:1.500.000) e do cadastro dos poços tubulares profundos disponível no Estado de Mato Grosso.
6.2.1. Dados Geológicos
Com relação às informações geológicas, para elaboração da carta hidrogeológica do Estado e sua caracterização hidrogeológica, deu-se prioridade na caracterização litoestratigráfica de cada unidade geológica, suas relações, as estruturas tectônicas que as afetam e a compartimentação geotectônica maior que separa as rochas em infracrustais e supracrustais. 216
As rochas supracrustais encontram-se, quando muito, afetadas por um anquimetamorfismo e ainda preservam suas características sedimentares originais, ao contrário das rochas infracrustais, as quais, afetadas por um maior grau de metamorfismo, apresentam suas feições texturais originais obliteradas, predominando uma porosidade secundária.
Esta divisão dicotômica, apresentada no mapeamento geológico, foi um dos critérios utilizados para a distinção das diferentes unidades aqüíferas deste trabalho.
6.2.2. Dados dos Poços
Este estudo utilizou as informações de 1.411 poços tubulares profundos, os quais foram cadastrados junto às principais empresas de perfuração e órgãos públicos do Estado de Mato Grosso (Quadro 013). A maior parte desses dados foi obtida junto a órgãos públicos como a SANEMAT (Companhia de Saneamento do Estado de Mato Grosso) e o DNPM-SISON (Departamento Nacional da Produção Mineral), e também nas empresas de perfuração Geoeste Engenharia e Promon Perfurações e Montagem Matogrossense.
QUADRO 013 FONTE DOS DADOS DOS POÇOS TUBULARES PROFUNDOS CADASTRADOS
ORIGEM DOS DADOS DOS POÇOS PROFUNDOS Nº DE POÇOS OBTIDOS
SANEMAT – Companhia de Saneamento do Estado de Mato Grosso 588
DNPM (SISON) – Departamento Nacional da Produção Mineral 360
Geoeste Engenharia 350
Promon Perfurações e Montagem Matogrossense 70
AHEC-ARAL 34
Outros 7
PETROBRAS (Perfurações Estratigráficas) 2
TOTAL 1.411 FONTE: CNEC, 1997
No início da análise dos dados, percebeu-se que em muitos poços as descrições eram incompatíveis, como, por exemplo, descrições de unidades da Bacia do Paraná no domínio do Cráton Amazônico, ou vice versa, como rochas vulcânicas do Grupo Iriri descritas na Bacia do Paraná. A isso somava-se muitos poços com localização duvidosa e outros ainda com informações muito escassas.
Assim, procedeu-se uma compatibilização e checagem dos dados dos poços profundos pelas equipes de geologia e hidrogeologia que, através do conhecimento geológico adquirido durante os levantamentos, fizeram uma triagem das informações coletadas, e as reuniram em três níveis de confiabilidade de locação e descrição das informações, conforme se segue.
- Nível 1: compreende poços com localização precisa e aparentemente precisa contendo dados de vazão e informações geológicas;
- Nível 2: foi dado a poços com localização precisa e aparentemente precisa com dados de vazão e/ou informações geológicas de forma incompleta; e 217
- Nível 3: poços com localização imprecisa (localização apenas em nível de município), com ou sem dados de vazão e/ou informação geológica .
Do total de 1.411 poços do banco de dados, 985 deles foram classificados como nível 1; 238 como nível 2 e 188 como nível 3, como mostra a Quadro 014.
Após a compilação final das informações geológicas na escala 1:250.000, as unidades geológicas descritas nos poços, pelas respectivas companhias perfuradoras, foram correlacionadas e/ou ajustadas às informações das unidades litoestratigráficas adotadas para o Estado de Mato Grosso.
QUADRO 014 CLASSIFICAÇÃO DOS POÇOS TUBULARES PROFUNDOS SEGUNDO A CONFIABILIDADE DA LOCAÇÃO E DESCRIÇÃO GEOLÓGICA.
NÍVEL DE CONFIABILIDADE Nº DE POÇOS CONFIABILIDADE
Localização precisa e aparentemente precisa contendo dados de 1 985 vazão e informações geológicas
Localização precisa e aparentemente precisa com dados de vazão 2 238 e/ou informações geológicas de forma incompleta
Localização imprecisa (localização apenas em nível de município) 3 188 com ou sem dados de vazão e/ou informação geológica FONTE: CNEC, 1997
Neste cadastro existem poços antigos, perfurados a partir de 1955. No entanto, a maior parte dos poços cadastrados foram construídos nas décadas de 70, 80 e 90. Apesar da grande quantidade de poços sem informação sobre a data de construção (348 poços), os poços com informações mostraram um aumento significativo de perfurações a partir do final da década de 80, o que mostra o crescente uso da água subterrânea no Estado nos últimos 20 anos (Gráfico 003).
GRÁFICO 003 NÚMERO DE POÇOS TUBULARES PROFUNDOS PERFURADOS POR PERÍODO
EVOLUÇÃO DAS PERFURAÇÕES DE POÇOS EM MATO GROSSO 500 474 444
400 348
300
200 136
NÚMERO DE POÇOS 100
1 12 0 1951-1960 1961-1970 1971-1980 1981-1990 1991-1996 s/ inf. ANO
FONTE: CNEC, 1997 218
Os poços cadastrados distribuem-se heterogeneamente, concentrando-se principalmente no sul do Estado de Mato Grosso, próximo aos municípios de Várzea Grande e Cuiabá. No norte do Estado a densidade de dados é muito baixa, predominando menos de 5 poços/município, o que dificultou a avaliação hidráulica das respectivas unidades aqüíferas. A distribuição heterogênea dos poços pode ser observada através dos seguintes grupamentos, de uma população de 1.411 poços, apenas em Cuiabá foram cadastrados mais de 200 poços. Nos municípios de Várzea Grande, Poconé e Rondonópolis, a densidade de poços cadastrados foi de 51 a 200 por município. Uma densidade de 21 a 50 poços por município foi observada em Diamantino, Pontes e Lacerda, Araputanga, São José dos Quatro Marcos, Mirassol D’Oeste, Cáceres, Santo Antônio do Leverger e Dom Aquino.
Nos estudos ora efetuados, selecionou-se do banco de dados 933 poços que exploram apenas uma unidade aqüífera, dos quais 885 apresentaram dados de vazão e 843 apresentaram dados de capacidade específica. Os poços mistos, que exploram mais de uma unidade aqüífera, não foram considerados na avaliação da produtividade porque os dados das perfurações compõe de informações individualizadas sobre os intervalos produtores. Os poços com localização imprecisa e sem descrição geológica ou com descrição geológica duvidosa também não foram considerados.
6.3. SISTEMAS AQÜÍFEROS
O Estado de Mato Grosso em termos de compartimentação geotectônica abrange: o Escudo Brasil Central, subdividido nas sub-províncias Amazônia Meridional e Guaporé, a Faixa de Dobramentos Paraguai/Araguaia, as bacias sedimentares do Paraná e Parecis e as bacias sedimentares cenozóicas, do Pantanal, Guaporé e Araguaia, que também identificam as províncias e subprovíncias hidrogeológicas no Estado de Mato Grosso.
MENTE et al., (1983), identificaram no Mapa Hidrogeológico do Brasil, províncias e sub-províncias hidrogeológicas também concordantes com a compartimentação geotectônica e que diferem apenas em nomenclatura daquelas adotadas neste trabalho.
Dentre as diversas rochas que ocorrem no Estado de Mato Grosso, a classificação em Sistemas Aqüíferos baseou-se na forma de ocorrência e circulação da água subterrânea, seja por porosidade primária (granular) ou secundária (fissural e cárstica), concordante com a forma de classificação do Mapa Hidrogeológico do Brasil, elaborado por MENTE et al., (op. cit.).
As rochas infracrustais, que formam o embasamento, aflorantes no Escudo Brasil Central nas sub-províncias Amazônia Central e Guaporé, constituem aqüíferos onde a circulação da água subterrânea se faz principalmente pelas fraturas e fissuras abertas, resultado dos eventos tectônicos que as afetaram. A Formação Araras constituída predominantemente por calcários e dolomitos, formam um aqüífero com características específicas devido às feições de dissolução nela presentes. Enfeixam-se ainda neste conjunto, agrupado no Sistema Aqüífero Fraturado, toda variedade de intrusivas plutônicas, hipabissais e efusivas que cortam ou recobrem as infracrustais.
No Escudo Brasil Central as coberturas sedimentares do Proterozóico Inferior, sujeitas a um anquimetamorfismo, preservaram suas características sedimentares no seu conjunto, apesar de, nas bordas, várias unidades litoestratigráficas apresentarem descontinuidades estruturais complexas denunciadas por dobramentos e falhamentos. Desse modo, dado a predominância das feições e características sedimentares destas rochas, elas foram englobadas em aqüíferos de porosidade predominantemente granular. De maneira análoga, na faixa de Dobramentos Paraguai-Araguaia, as unidades litoestratigráficas que recobrem o Grupo Cuiabá foram agrupadas em aqüíferos de porosidade predominantemente granular 219
Como representante clássico do sistema aqüífero granular, tem-se os sedimentos das bacias do Paraná, Parecis, Pantanal, Guaporé e Araguaia.
Estes sistemas aqüíferos, granular e fraturado, foram subdivididos em diferentes unidades aqüíferas considerando a permeabilidade relativa, isto, com base na constituição litológica das unidades geológicas; sua expressão regional no Estado, em termos de extensão em área; e o grau de confinamento da água subterrânea.
6.3.1. Sistema Aqüífero Granular
As unidades geológicas que compõem o Sistema Aqüífero Granular (G) foram agrupadas em sete unidades aqüíferas (Quadro 015), segundo suas características hidrogeológicas semelhantes.
6.3.1.1. Unidade Aqüífera G1
A primeira unidade, discriminada no Quadro 015 como Unidade Aqüífera G1, constitui um aqüífero de permeabilidade relativa média a alta, contínuo e livre. Os sedimentos que suportam esta unidade aqüífera são inconsolidados e apresentam extensão regional, eventualmente local. Esta unidade engloba os sedimentos cenozóicos das bacias do Pantanal, Guaporé e Araguaia, representadas pelas formações Qp, Qg e Qb, respectivamente; os sedimentos da Formação Xaraiés, cobertura de expressão localizada, situada na interface entre a Província Serrana e a Bacia do Pantanal; as Coberturas Conglomeráticas Indiferenciadas (TQc) e da Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização (Tpspl).
Esta unidade aqüífera é composta por sedimentos arenosos, síltico-argilosos e conglomeráticos. A ocorrência de concreções lateríticas como na Formação Guaporé ou impregnações salinas como na Formação Pantanal podem afetar a qualidade natural da água subterrânea, aumentando as concentrações de ferro, manganês e sólidos totais dissolvidos, assim como na Formação Xaraiés decorrente de cimento carbonático.
Estas formações geológicas encontram-se superpostas a outras unidades, granulares ou fraturadas, possuindo, muitas vezes, importante papel na recarga dos aqüíferos na região.
A espessura desta unidade aqüífera é variável, de metros a dezenas de metros, como nas formações Tpspl, TQc e Qg, chegando a centenas de metros nas porções mais interiores das bacias do Pantanal e do Araguaia. Em áreas de pequena espessura, sua importância hidrogeológica reside na exploração por poços rasos, como cacimbas.
6.3.1.2. Unidade Aqüífera G2
A unidade aqüífera denominada G2 é representada por um aqüífero de permeabilidade relativa baixa a média, contínuo, livre, composto por sedimentos inconsolidados de extensão local. Esta unidade é representada pelas Aluviões Atuais (Ha), os quais nas bacias do Guaporé, Araguaia e Pantanal apresentam uma expressão considerável, entretanto, devido sua constituição mais argilosa, possuem uma menor permeabilidade relativa. Acrescenta-se a esta unidade aqüífera, as Aluviões Antigas Indiferenciadas (terraços elevados) que apresentam ocorrências localizadas, como na Bacia do Guaporé, próximo à Vila Bela da Santíssima Trindade. A sua importância hidrogeológica restringe-se a poços de pequena produtividade para abastecimento doméstico. Dada sua permeabilidade baixa, pode atuar como camada confinante a semi-confinante no contexto hidrogeológico regional. 220
QUADRO 015 DESCRIÇÃO DAS UNIDADES AQÜÍFERAS E SUA OCORRÊNCIA NAS PROVÍNCIAS E SUB-PROVÍNCIAS - HIDROGEOLÓGICAS
PROVÍNCIAS HIDROGEOLÓGICAS
SISTEMA CARACTERÍSTICAS 1. ESCUDO BRASIL CENTRAL 5. BACIAS CENOZÓICAS UNIDADE AQÜÍFERA AQÜÍFERO 1A. AMAZÔNIA MERIDIONAL 1B. GUAPORÉ 2. FAIXA PARAGUAI-ARAGUAIA 3. BACIA DO PARANÁ 4. BACIA DO PARECIS 5.A. PANTANAL 5.B. GUAPORÉ 5.C. ARAGUAIA infracrustais supracrustais infracrustais supracrustais
G1 Aqüífero de permeabilidade média a alta; contínuo; livre; TQc Tpspl Ha/TQc/Tpspl Qp/Qx Qg Qb inconsolidado; extensão regional; eventualmente local
G2 Aqüífero de permeabilidade baixa a média; contínuo; livre; Ha Ha Ha Ha Ha Ha Ha/Hai Ha inconsolidado; extensão local
G3 Aqüífero de permeabilidade média a média baixa; contínuo; TQdl TQdl TQdl TQdl livre; predominantemente inconsolidado; extensão local
G4 Aqüífero de permeabilidade alta; contínuo; livre a semi- Jb/SDf confinado/confinado; consolidado; extensão regional a GRANULAR regional limitada G5 Aqüífero de permeabilidade média a alta; contínuo; PMd PSr Km/Trpi/Cpa/Osri Kut/Ksn PSr(*) localmente descontínuo; livre a semi-confinado/confinado; consolidado; extensão regional a local
G6 Aqüífero de permeabilidade média a baixa; contínuo; PMp/PMc PMgo/PMb PMa (PMmc + PMf PSd/PSbx + PSp Pp/Dpg Psu(*) Pmgo(*) localmente descontínuo; livre a semi-confinado/confinado; PMmp + PMvp) consolidado; extensão regional a local
G7 Aqüífero de permeabilidade baixa; contínuo a descontínuo; Cj PSs Ppd SDpb livre a semi-confinado/confinado
F1 Aqüífero eventual restrito às zonas fraturadas. PMa JKsg Kt Permeabilidade média a baixa, ampliada nas porções interderrames e intertrapps; livre a semi-confinado; extensão regional a local; composto por rochas efusivas básicas
F2 Aqüífero eventual restrito às zonas fraturadas. PSa PSa(*) PSa(*) Permeabilidade média a baixa, ampliada localmente pela dissolução cárstica; livre; extensão local; composto predominantemente por rochas carbonáticas
F3 Aqüífero eventual restrito às zonas fraturadas. PMi Om(*) PMi(*) Permeabilidade média a baixa; livre a semi-confinado; extensão regional; composto predominantemente por rochas efusivas ácidas
F4 Aqüífero eventual restrito às zonas fraturadas. Plsvspj PScb/Pscbecl PScb(*) PScb(*) FRATURADO Permeabilidade baixa a média; ampliada eventualmente pela presença de camadas de material grosseiro; livre a semi- confinado/confinado; extensão regional a local; composto por rochas metassedimentares e metavulcânicas
F5 Aqüífero eventual restrito às zonas fraturadas. PIm/PIj PMSr/PMca PSg/PMsb Ov Kip Kj Kp(*) Ov(*) Permeabilidade baixa, ampliada localmente devido à PMc/PMp associação com material poroso do manto de intemperismo; PMtp/PMt PMd descontínuo; livre a semi-confinado; extensão local; composto por rochas ígneas intrusivas F6 Aqüífero eventual restrito às zonas fraturadas. pCx Aa/pCx Ag Permeabilidade média a baixa, ampliada devido à associação com material poroso do manto de intemperismo; descontínuo; livre a semi-confinado; extensão regional a local; composto predominantemente por rochas metamórficas de médio a alto grau FONTE: CNEC, 1997 * janelas estruturais 221
6.3.1.3. Unidade Aqüífera G3
Outra unidade aqüífera de pequena expressão é denominada de G3, composta por um aqüífero de permeabilidade relativa média a média-baixa, contínuo, livre, predominantemente inconsolidado, de extensão local. Esta unidade é representada pela Cobertura Detrítica Laterizada (TQdl), composta por sedimentos areno-argilosos, com níveis de cascalho e com lateritos ferruginosos, podendo apresentar teores altos de ferro e manganês na água. Sua espessura chega a uma dezena de metros. Esta unidade tem ocorrência na Subprovíncia do Guaporé e na Província da Faixa Paraguai-Araguaia.
6.3.1.4. Unidade Aqüífera G4
A unidade aqüífera denominada G4 é representada por um aqüífero de permeabilidade relativa alta, contínuo, semi-confinado a confinado por camadas de menor permeabilidade superpostas, por vezes apresenta comportamento livre. Esta unidade apresenta uma extensão regional a regional limitada, sendo composta por sedimentos arenosos consolidados representados pelas formações Botucatu (Jb) e Furnas (SDf), que afloram na Bacia do Paraná, cuja distribuição em subsuperfície ainda não se encontra claramente definida. A Formação Furnas ocorre também, com menor expressão, na porção sudeste da Bacia dos Parecis, onde apresenta comportamento de aqüífero livre.
Esta unidade, tanto no Estado de Mato Grosso como em outras localidades da Bacia Sedimentar do Paraná, apresenta grande importância como aqüífero, principalmente pela Formação Botucatu, dada sua ótima produtividade. A espessura registrada no poço da PETROBRAS (Poço 2TQ1MT – Alto Taquari) foi de 436 metros, incluindo as formações Botucatu e Pirambóia. Esta formação, com ocorrência em outros estados e países próximos, constitui o maior aqüífero da América Latina, denominado de Aqüífero Guarani.
Na Formação Furnas são registradas ocorrências de águas termais, com temperaturas entre 39 a 45oC, ligadas ao sistema de falha de gravidade E-W, como na Folha de Barra do Garças.
6.3.1.5. Unidade Aqüífera G5
A unidade aqüífera discriminada como G5 apresenta permeabilidade relativa média a alta, com fluxo contínuo, localmente descontínuo, comportamento predominantemente livre, apresentando-se eventualmente semi-confinado/confinado, extensão regional, ocasionalmente local. Esta unidade é representada por sedimentos consolidados das formações Marília (Km), Aquidauana (CPa) e do Grupo Rio Ivaí (OSri), na Bacia do Paraná. Na Bacia dos Parecis, esta unidade é representada pelas formações Salto das Nuvens (Ksn) e Utiariti (Kut). No Escudo Brasil Central, na Sub-Província Hidrogeológica da Amazônia Meridional, esta unidade é composta pelas rochas supracrustais da Formação Dardanelos (PMd) enquanto na Faixa Paraguai-Araguaia é representada pela Formação Raizama (PSr). Na Bacia do Pantanal encontra-se janelas estruturais da Formação Raizama.
As unidades geológicas que compõem esta unidade aqüífera são predominantemente arenosas, com presença de siltitos, argilitos e conglomerados, sendo que as maiores espessuras são encontradas na Formação Aquidauana. O poço estratigráfico 2-TQ- 1-MT, perfurado pela PETROBRAS na cidade de Alto Taquari, apresentou espessura de pelo menos 863 metros para esta formação, conforme a seguinte descrição do perfil: 990,00 a 1539,00 m: Formação Aquidauana (arenito fino/médio, secundariamente siltitos muito arenosos, diamictitos com matriz síltico-argilosa); 1539,00 a 1706,00 m: (diabásio cinza escuro,
222
cristalino, duro); 1706,00 a 2020,7 m: Formação Aquidauana (arenitos finos/muito finos, argilosos, consistentes, siltitos, diamictitos e secundariamente folhelhos marrons, finamente laminados, calcíferos, pouco consistentes).
Na Formação Marília, os sedimentos apresentam-se localmente calcíferos, com lentes e nódulos de calcário, o que pode enriquecer a água subterrânea em teores dos íons bicarbonato e cálcio. Foram descritos grânulos de carbonato no poço 389/24, assim como, arenitos calcíferos em 389/28 que, conforme trabalhos efetuados, são considerados como pertencentes à Formação Marília.
Na Formação Utiariti foi descrito cimento carbonático (prováveis níveis de calcretes) nos sedimentos areníticos descritos nos poços 319/07, 339/05, 340/01, 355/1, 355/02, 356/01, 356/09, 356/11 e 356/27, e que podem também aumentar a concentração de sólidos totais dissolvidos na água.
6.3.1.6. Unidade Aqüífera G6
A unidade aqüífera G6 é composta por aqüíferos de permeabilidade relativa média a baixa, com fluxo contínuo, localmente descontínuo devido a diferenciação litológica ou à presença de fraturas. Apresenta comportamento livre a semi-confinado/confinado, entretanto, dada sua permeabilidade média a baixa, pode atuar como camada confinante quando superposta a unidades mais permeáveis.
Esta unidade, com extensão regional a local, abrange os domínios do Escudo Brasil Central e das bacias sedimentares do Paraná e do Parecis.
No Escudo Brasil Central, esta unidade é composta pelas rochas supracrustais, sendo representada, na Sub-Província Amazônia Meridional, pelas formações Prainha (PMp) e Mutum-Paraná (PMmp) e pelos grupos Cubencranquém (PMc), Gorotire (PMgo) e Beneficente (PMb), as quais, com base no conhecimento geológico disponível, infere-se apresentarem comportamento predominantemente de aqüífero livre nesta região. O Grupo Gorotire ocorre na forma de janelas estruturais na Bacia do Araguaia, na porção nordeste do Estado.
Na Sub-Província Guaporé, sudoeste do Estado, esta unidade aqüífera é representada pelo Grupo Aguapeí (PMa), cujas rochas sustentam as serras de Santa Bárbara, São Vicente e Ricardo Franco. Nas serras de São Vicente e Santa Bárbara, estas rochas apresentam-se dobradas, sendo que a circulação da água subterrânea pode estar também condicionada às fraturas.
Na Bacia do Paraná, as formações Ponta Grossa (Dpg) e Palermo (Pp) foram englobadas nesta unidade aqüífera. Estes sedimentos são constituídos por arenitos, siltitos e argilitos, alcançando espessuras entre dezenas a centenas de metros. O poço perfurado pela PETROBRAS (2AG-1MT), em Alto Garça, perfurou uma espessura de 467 metros da Formação Ponta Grossa, enquanto o poço 2TQ-1MT atravessou apenas 13m da Formação Palermo.
Na Faixa Paraguai-Araguaia esta unidade tem menor expressão, sendo representada pelas formações Bauxi (PSbx), Puga (PSp) e Diamantino (PSd). O mesmo se dá com a Formação Urucum, que ocorre como pequenas janelas estruturais na Bacia do Pantanal.
223
6.3.1.7. Unidade Aqüífera G7
A unidade aqüífera G7 apresenta permeabilidade baixa, com comportamento livre a confinado. Muitas vezes não constitui um aqüífero e sim um aquitarde, confinando outras camadas mais produtivas. O fluxo da água subterrânea é contínuo, podendo ser descontínuo devido às variações litológicas e estruturas rúpteis.
A constituição litológica predominante desta unidade são sedimentos finos como folhelhos, diamictitos de matriz argilosa e siltitos. Na Sub-Província Guaporé e na Província da Faixa Paraguai-Araguaia, esta unidade é formada pelas rochas supracrustais representadas pelas formações Jauru (Cj) e Sepotuba (PSs), respectivamente. O Grupo Passa Dois (Ppd) representa esta unidade aqüífera na Bacia do Paraná e o Grupo Pimenta Bueno, na Bacia do Parecis.
Estas unidades geológicas, comparativamente a outras unidades, são de pequena expressão em área de afloramento, entretanto, o poço da PETROBRAS 2TQ-1MT atravessou 308m do Grupo Passa Dois. Além disso, segundo dados do levantamento geológico, estima-se espessuras de 200 e 900m para as formações Jauru e Sepotuba, respectivamente.
A presença de camadas delgadas de calcários e dolomitos nestas unidades geológicas pode afetar a composição química da água, causando um enriquecimento dos teores de bicarbonato, cálcio e magnésio.
6.3.2. Sistema Aqüífero Fraturado
O Sistema Aqüífero Fraturado (F) caracteriza-se pela circulação da água subterrânea principalmente pelas descontinuidades rúpteis, representadas pelas fraturas e fissuras, causadas em resposta aos esforços tectônicos sofridos. Em porções maciças, sem estruturas rúpteis ou com aberturas preenchidas de material pouco permeável, as rochas atuam como aquitardes, não caracterizando-se como aqüíferos.
Em rochas cársticas, a circulação da água subterrânea é controlada também pelas feições de dissolução, que, quando conectadas, podem aumentar a produtividade do aqüífero.
As rochas cristalinas que compõem este sistema foram analisadas e agrupadas em seis unidades aqüíferas segundo suas características lito-estruturais e comportamento hidrogeológico semelhante, como mostra a Quadro 015
6.3.2.1. Unidade Aqüífera F1
A unidade aqüífera denominada, informalmente, de F1 é representada pelas rochas efusivas básicas, que ocorrem na Sub-Província Amazônia Meridional e nas províncias Bacia do Paraná e Bacia dos Parecis, onde a circulação da água subterrânea está restrita às zonas fraturadas. A permeabilidade relativa desta unidade é média a baixa, ampliada nas porções interderrames e intratrapps. Possui comportamento livre, podendo ser semi-confinado quando superposto por outra unidade, como ocorre na Bacia do Paraná.
Na Sub-Província Amazônia Meridional esta unidade é representada pela Formação Arinos (PMßa), com pequena expressão em área aflorante. Na Bacia do Paraná, a Formação Serra Geral (JKsg) apresenta pequena área aflorante, não sendo muito explorado no Estado de Mato Grosso, segundo os dados dos poços cadastrados. Entretanto, esta unidade tem grande expressão em outros estados como São Paulo e Paraná. Na Bacia dos Parecis, esta unidade é
224
representada pelos derrames basálticos da Formação Tapirapuã (Kt), que ocorrem no sul da bacia, com espessura variável entre 15 e 300 metros.
6.3.2.2. Unidade Aqüífera F2
As rochas predominantemente carbonáticas da Formação Araras (PSa) formam uma unidade aqüífera distinta (F2) devido à possibilidade de existência de feições de dissolução cárstica, que associadas às fraturas, controlam o fluxo da água subterrânea.
Esta unidade forma um aqüífero eventual, de permeabilidade média a baixa, heterogêneo e descontínuo, com comportamento livre. Com extensão local, esta unidade ocorre principalmente na porção sudoeste da Faixa Paraguai-Araguaia, e também na forma de janelas estruturais nas bacias do Pantanal e do Araguaia.
Dada sua constituição predominantemente carbonática, a água desta unidade pode encontrar-se enriquecida em sais de bicarbonato.
6.3.2.3. Unidade Aqüífera F3
A unidade aqüífera F3 constitui um aqüífero eventual, restrito às zonas fraturadas, heterogêneo e descontínuo, com permeabilidade média a baixa, composto predominantemente por rochas efusivas ácidas. Na Sub-Província Amazônia Meridional, esta unidade, representada pelo Grupo Iriri (PMi), tem grande expressão em área, formando um aqüífero regional com comportamento livre a semi-confinado, quando superposto pelas rochas supracrustais. Na porção norte da Bacia do Araguaia, esta unidade geológica aparece na forma de janelas estruturais de pequena extensão aflorante.
Na Bacia do Pantanal esta unidade é representada pelas janelas estruturais da unidade geológica Vulcânicas de Mimoso (Om), que em área aflorante, apresentam pequena extensão.
6.3.2.4. Unidade Aqüífera F4
As rochas metassedimentares e a ocorrência localizada de metavulcânica do Grupo Cuiabá (PScb) e as Seqüências Metavulcano-Sedimentares do Planalto Jauru (PIsvspj) formam a unidade aqüífera F4, muito heterogênea e descontínua, de permeabilidade relativa baixa a média, por vezes, ampliada pela presença de camadas de material grosseiro.
O Grupo Cuiabá apresenta extensão regional, com ocorrência na Faixa Paraguai- Araguaia e como janelas topográficas/estruturais nas bacias do Pantanal e Araguaia. Apresenta comportamento de aqüífero livre a semi-confinado/confinado pois ocorre sotoposto a outras unidades.
Na Sub-Província Guaporé, no Escudo Brasil Central, esta unidade é representada pelas Seqüências Metavulcano-Sedimentares do Planalto Jauru, que ocorre na forma de faixas estreitas e alongadas separadas por infracrustais granito-gnáissicas e se distribuem predominantemente entre Jauru e Pontes e Lacerda, no sudoeste do Estado de Mato Grosso.
225
6.3.2.5. Unidade Aqüífera F5
A unidade aqüífera denominada F5, representada por rochas ígneas intrusivas, possui permeabilidade baixa, ampliada localmente quando associada ao material poroso do manto de intemperismo. Esta unidade, heterogênea e com fluxo descontínuo, apresenta extensão local, com comportamento livre, por vezes semi-confinado quando sotoposto a outras unidades geológicas.
No Escudo Brasil Central, na Sub-Província Guaporé, esta unidade é representada pela Suíte Intrusiva Guapé (PSg) e pelo Grupo Serra do Rio Branco (PMsb). Na Sub-Província Amazônia Meridional, este aqüífero é representado pelas seguintes unidades geológicas: Suítes Intrusivas Rondônia (PMSr), Ciriquiqui (PMc), Serra da Providência (PMp), Teles Pires (PMtp), Tarumã (PMt), Rio Dourado (PMd), Matupá (PIm), Juruena (PIj).
Na Faixa Paraguai-Araguaia, esta unidade é representada pela Suíte Intrusiva São Vicente (Ov), e outros corpos plutônicos ácidos, enfeixados na mesma suite, que também ocorrem na forma de janelas estruturais na Bacia do Araguaia.
Na Bacia do Paraná, este aqüífero é representado pelo Grupo Iporá (Kip) e na Bacia dos Parecis, pelas Intrusivas Básicas Juína (Kj). Na Bacia do Pantanal, tem-se janelas estruturais da Intrusiva Ponta do Morro (Kp). Em todas essas unidades as áreas de ocorrências são bastante reduzidas.
6.3.2.6. Unidade Aqüífera F6
A unidade aqüífera F6 é composta, predominantemente, por rochas metamórficas de médio a alto grau, com permeabilidade baixa a média, ampliada localmente devido à associação com o material poroso do manto de intemperismo. Esta unidade forma um aqüífero muito heterogêneo e descontínuo, com extensão regional e comportamento livre, podendo ser semi-confinado quando sotoposto a outras unidades.
Sua principal ocorrência é na Província Escudo Brasil Central, sendo representada pelas rochas do Complexo Xingu. Na Subprovíncia Guaporé inclui-se também, nesta unidade, a Suíte Intrusiva Rio Alegre (Aa).
Na Bacia do Araguaia, com pequena expressão em área aflorante, esta unidade é representada pelo Complexo Goiano (Ag).
6.4. PRODUTIVIDADE DOS AQÜÍFEROS
A partir do cadastro dos 1.411 poços tubulares profundos, classificados em 3 níveis de confiabilidade de locação e descrição geológica, como descrito anteriormente, procurou-se avaliar a produtividade dos diversos aqüíferos existentes no Estado. Para tanto, do universo de poços cadastrados, utilizou-se apenas aqueles que possuíam informações hidráulicas e descrição geológica, somando um total de 843 poços.
6.4.1. Análise por Sistema Aqüífero
A avaliação da capacidade específica não permitiu uma caracterização da produtividade de todos os aqüíferos existentes devido a distribuição heterogênea dos poços no Estado. A maior concentração dos poços cadastrados encontra-se no sul do Estado, próximo
226
ao município de Cuiabá e Várzea Grande, porção com maior ocupação e desenvolvimento econômico. A porção norte do Estado possui pequena densidade de poços, em geral, inferior a 5 poços cadastrados por município, o que dificultou, ou mesmo impossibilitou, a avaliação da produtividade de alguns aqüíferos.
De forma geral, a produtividade dos poços que exploram o Sistema Aqüífero Granular (G) é mais alta que os poços do Sistema Aqüífero Fraturado (F) como mostra a Gráfico 004, principalmente quando considera-se as unidades aqüíferas G1, G4 e G5. Mesmo avaliando a vazão explorada pelos poços, o Sistema Aqüífero Granular apresenta maiores valores (Gráfico 004).
Os valores médios de capacidade específica e vazão explorada foram calculados para cada unidade aqüífera como ilustrado no Quadro 016. A capacidade específica média das unidades que compõem o Sistema Aqüífero Granular variou entre 0,19 e 1,19 m3/h/m, sendo que os menores valores foram encontrados nas unidades aqüíferas G6 e G7. Nas unidades G2 e G3 não foram encontrados poços com dados para a avaliação da produtividade. A vazão média encontrada neste sistema aqüífero variou entre 6,74 e 18,46 m3/h, também não sendo encontrado dados para as unidades G2 e G3.
As unidades aqüíferas que compõem o sistema fraturado mostraram valores médios de capacidade específica entre 0,05 e 0,39 m3/h/m, entretanto, as unidades F1, F2, F3 e F5 apresentaram poucos dados, devendo ser considerados com cuidado. As vazões médias das unidades que compõem este sistema aqüífero variaram entre 2,94 e 8,03 m3/h, sendo inferiores às vazões médias encontradas para o sistema granular, como mostra a Quadro 016.
Em ambos sistemas aqüíferos, pode-se notar através dos Quadros 015 e 016 e pelo Gráfico 004, que os valores da mediana da vazão e da capacidade específica são inferiores à média calculada, mostrando uma predominância de poços com menor produtividade, o que expressa, até estatisticamente, a necessidade de se locar poços com critérios hidrogeológicos para se obter um melhor rendimento dos poços.
6.4.2. Análise por Unidade Geológica
Cada unidade aqüífera é composta por uma ou mais unidades geológicas. De forma a detalhar a avaliação da produtividade, foram avaliados os poços explorando cada uma destas unidades. Entretanto, em muitas delas, foram cadastrados poucos ou mesmo nenhum poço, o que dificultou a avaliação individual de cada unidade geológica. As unidades que apresentaram mais de 20 poços foram: Formação Pantanal (G1), Formação Furnas (G4), Formação Utiariti (G5), Formações Diamantino e Ponta Grossa (G6), Grupo Cuiabá (F4), e Complexo Xingu (F6), como mostra a Quadro 017. No Complexo Xingu e na Formação Utiariti foram encontrados mais de 70 poços com dados, devido a extensão em área destas unidades geológicas. No Grupo Cuiabá, com ocorrência no sul do Estado, onde há maior concentração de poços cadastrados, foram avaliados os dados de mais de 400 poços.
Pelo Quadro 017, observa-se que os valores médios de capacidade específica e vazão são superiores aos valores de mediana calculados. Das unidades geológicas que apresentaram dados para uma avaliação, as mais produtivas em termos de capacidade específica foram as Formações Pantanal, Furnas e Utiariti do Sistema Aqüífero Granular, com capacidade específica média superior a 0,7m3/h/m e valores de mediana de 0,41 m3/h/m, 0,55m3/h/m e 0,72 m3/h/m, respectivamente. No Sistema Aqüífero Fraturado, apenas o Grupo Cuiabá e o Complexo Xingu apresentaram dados suficientes para uma avaliação, mostrando valores de capacidade específica média próximos a 0,35 m3/h/m e valores de mediana de 0,18m3/h/m e 0,13 m3/h/m, respectivamente.
227
Uma avaliação geral da profundidade dos poços mostrou que há uma tendência de poços mais profundos no Sistema Aqüífero Granular em relação ao Sistema Aqüífero Fraturado. No Sistema Aqüífero Granular foram observados poços com até 350 metros de profundidade, como mostra a Quadro 016. De forma geral, a mediana da profundidade dos poços no Sistema Aqüífero Fraturado é menor que no Sistema Aqüífero Granular, não ultrapassando os 130 metros.
228
GRÁFICO 004 DISTRIBUIÇÃO DOS VALORES MÉDIOS E MEDIANAS DA CAPACIDADE ESPECÍFICA, VAZÃO E PROFUNDIDADE DAS UNIDADES AQÜÍFERAS
MÉDIA E MEDIANA DA CAPACIDADE ESPECÍFICA POR AQUÍFERO 1,5 Média Mediana 1,2
0,9
/h/m) 3
0,6 Q/s (m
0,3
0,0 G1 G2 G3 G4 G5 G6 G7 F1 F2 F3 F4 F5 F6 AQUÍFERO
MÉDIA E MEDIANA DA VAZÃO POR AQUÍFERO 20 Média Mediana
16
/h) 3 12
8 VAZÃO VAZÃO (m 4
0 G1 G2 G3 G4 G5 G6 G7 F1 F2 F3 F4 F5 F6 AQUÍFERO
MÉDIA E MEDIANA DA PROFUNDIDADE DOS POÇOS POR AQUÍFERO 180 Média 150 Mediana
120
90
POÇO(m) 60
30 PROFUNDIDADE DO 0 G1 G2 G3 G4 G5 G6 G7 F1 F2 F3 F4 F5 F6 AQUÍFERO
FONTE: CNEC, 1997
229
QUADRO 016 VALORES DE CAPACIDADE ESPECÍFICA, VAZÃO E PROFUNDIDADE DOS POÇOS DOS SISTEMAS AQÜÍFEROS GRANULAR E FRATURADO
3 Sistema CAPACIDADE ESPECÍFICA (m /h/m) Aquífero Aquífero Média Mediana Mínimo Máximo Desvio Padrão Nº Poços c/ Dados G1 0,83 0,42 0,00 4,65 1,13 27 G2 Granular G3 G4 1,19 0,55 0,01 6,19 1,66 28 G5 1,06 0,54 0,00 7,25 1,52 101 G6 0,19 0,14 0,00 1,74 0,29 59 G7 0,19 0,17 0,00 0,50 0,16 15 F1 0,12 0,10 0,01 0,37 0,12 9 F2 0,39 0,18 0,00 1,66 0,53 9 Fraturado F3 0,05 0,00 0,00 0,16 0,09 3 F4 0,38 0,18 0,00 8,33 0,74 476 F5 0,17 0,07 0,01 0,67 0,24 11 F6 0,34 0,13 0,00 3,52 0,59 105
Sistema VAZÃO (m3/h) Aquífero Aquífero Média Mediana Mínimo Máximo Desvio Padrão Nº Poços c/ Dados G1 11,92 9,10 2,00 36,00 9,03 31 G2 Granular G3 G4 18,46 11,91 0,75 66,66 18,40 28 G5 13,91 9,80 0,00 80,00 13,92 110 G6 7,05 5,65 0,00 30,46 6,46 62 G7 6,74 4,76 0,00 16,60 5,51 15 F1 4,99 3,75 0,50 14,00 4,74 9 F2 5,72 4,81 0,00 14,40 4,38 10 Fraturado F3 2,94 1,92 0,00 6,90 3,56 3 F4 8,03 5,85 0,00 51,40 7,62 498 F5 5,31 2,63 0,69 25,54 7,46 11 F6 7,82 4,64 0,00 78,00 10,20 108
Sistema PROFUNDIDADE (m) Aquífero Aquífero Média Mediana Mínimo Máximo Desvio Padrão Nº Poços c/ Dados G1 110,27 120,00 43,00 165,00 41,47 30 G2 Granular G3 G4 155,40 145,00 60,00 350,00 67,63 29 G5 115,75 103,50 60,00 350,00 37,64 106 G6 145,68 150,00 44,00 301,00 48,44 65 G7 142,73 150,00 100,00 251,00 35,31 15 F1 122,67 120,00 100,00 156,00 19,24 9 F2 100,91 100,00 48,00 150,00 28,55 11 Fraturado F3 136,00 130,00 118,00 160,00 21,63 3 F4 117,31 106,00 35,00 240,00 30,53 522 F5 87,82 90,00 35,00 135,00 31,07 11 F6 107,60 105,00 40,00 167,00 30,45 115 FONTE: CNEC, 1997
230
QUADRO 017 VALORES DE CAPACIDADE ESPECÍFICA E VAZÃO DAS UNIDADES GEOLÓGICAS
Q/s (m3/h/m) Q (m3/h) Unidade Unidade Geológica Sigla Nº Poços Nº Poços Aquífera Média Mediana Média Mediana (*1) (*1) Aluviões Atuais Ha Cob. Conglomer. Indifer. TQc Sup. Penepl. Com Latos. Tpspl G1 Fm. Pantanal Qp 0,71 0,41 20 11,06 9,1 23 Fm. Guaporé Qg Fm. Araguaia Qb 1,19 0,46 7 14,39 11,39 8 Fm. Xaraiés Qx Aluviões Atuais Ha G2 Aluviões Antigas Indifer. Hai G3 Cob. Detrít. Laterizadas TQdl Fm. Botucatu Jb (*2) 1 2 G4 Fm. Furnas SDf 1,19 0,55 28 18,46 11,91 28 Fm. Dardanelos PMd 0,26 0,19 7 6,31 5,56 8 Fm. Raizama PSr Fm. Marília Km 0,51 0,36 10 6,14 4,23 11 Fm. Aquidauana CPa 0,21 0,17 8 6,4 4,79 8 G5 Gr. Rio Ivaí Osri Fm. Utiariti Kut 1,31 0,72 75 16,54 13,68 82 Fm. Salto das Nuvens Ksn 1 1 Fm. Pirambóia Trpi Fm. Prainha PMp Gr. Cubencranquém PMc PMgo Gr. Gorotire 2 2 (*2) Gr. Beneficente PMb Fm. Mutum-Paraná PMmp G6 Gr. Aguapeí PMa 0,11 0,06 5 5,67 3,81 5 Fm. Diamantino PSd 0,18 0,15 23 8,13 7,2 25 Fm. Bauxi PSbx 1 1 Fm. Puga PSp (*2) 3 3 Fm. Palermo Pp Fm. Ponta Grossa Dpg 0,22 0,12 30 6,6 5,06 30 Fm. Urucum PSu Fm. Jauru Cj (*2) 1 Fm. Sepotuba PSs 0,21 0,17 12 6,9 5,18 13 G7 Gr. Passa Dois Ppd 3 3 Gr. Pimenta Bueno SDpb Fm. Arinos PMa F1 Fm. Serra Geral JKsg 2 2 Fm. Tapirapuã Kt 0,12 0,06 7 5,35 3,75 7 F2 Fm. Araras PSa 0,39 0,18 9 5,72 4,81 10 Gr. Iriri PMi 3 3 F3 Vulcânicas de Mimoso Om Seq.Metav. Plan. Jauru PIsvspj F4 Gr. Cuiabá PScb 0,38 0,18 476 8,03 5,85 498 Gr. Cuiabá com Cobertura PScbecl Detrit. Laterizada (continua...)
231
QUADRO 017 VALORES DE CAPACIDADE ESPECÍFICA E VAZÃO DAS UNIDADES GEOLÓGICAS (...continuação) Q/s (m3/h/m) Q (m3/h) Unidade Unidade Geológica Sigla Nº Poços Nº Poços Aquífera Média Mediana Média Mediana (*1) (*1) S. I. Rondônia PMSr Alcalinas Canamã PMca S. I. Ciriquiqui PMc S. I. Serra da Providência PMp S. I. Teles Pires PMtp 0,16 0,06 6 6,46 2,72 6 S. I. Tarumã PMt S. I. Dourado PMd F5 S. I. Matupá PIm S. I. Juruena PIj S. I. Guapé PSg Gr. Serra do Rio Branco PMsb 1 1 Gr. Iporá Kip Intrusivas Básicas Juína Kj Intrusiva Ponta do Morro Kp S. I. São Vicente Ov 0,22 0,1 4 4,71 2,73 4 Complexo Xingu pCx 0,34 0,13 104 7,89 4,77 107 F6 S. I. Rio Alegre Aa Complexo Goiano Ag 1 1 FONTE: CNEC, 1997 Obs: *1 - nº de poços com dados *2 - incerteza sobre a unidade geológica explorada
6.4.3. Análise dos Poços do Município de Cuiabá
O município de Cuiabá concentra uma grande parte dos poços cadastrados no Estado, sendo que dos 1.411 poços cadastrados no banco de dados, 314 poços encontram-se no município de Cuiabá, ou seja, 22% do total.
A partir do banco de dados, observou-se que todos os poços existentes no município exploram as rochas do Grupo Cuiabá, englobado na unidade aqüífera F4 do Sistema Aqüífero Fraturado.
Dos 314 poços cadastrados no município, 283 deles apresentaram dados de capacidade específica e 292 poços mostraram valores de vazão (Quadro 018).
As médias e medianas de capacidade específica e vazão calculadas para os poços de Cuiabá mostraram-se muito próximos aos valores calculados considerando-se todos os poços existentes na unidade aqüífera F4.
No município de Cuiabá, o valor médio da capacidade específica foi de 0,39 m3/h/m, e mediana de 0,18 m3/h/m, praticamente igual aos valores encontrados para toda a unidade aqüífera F4. A média e a mediana dos valores de vazão encontradas no município de Cuiabá também apresentaram-se próximas daquelas observadas para toda a unidade F4. A vazão média e mediana encontrada foi, respectivamente, 8,67 m3/h e 6,60 m3/h (Quadro 018).
232
QUADRO 018 ANÁLISE DOS DADOS DOS POÇOS CADASTRADOS NO MUNICÍPIO DE CUIABÁ
AQUÍFERO FRATURADO - F4 - POÇOS DO MUNICÍPIO DE CUIABÁ MÉDIA MEDIANA MÍNIMO MÁXIMO DESVIO PADRÃO Nº POÇOS COM DADOS Q/s (m3/h/m) 0,38 0,17 0,00 16,48 1,07 308 Q (m3/h) 8,44 6,00 0,00 44,00 7,46 317 Prof. poços (m) 114,92 102,00 35,00 221,00 28,64 338 FONTE: CNEC, 1997
6.5. CONCLUSÕES REFERENTES AOS DADOS ANALISADOS E PRODUTIVIDADE DAS UNIDADES AQÜÍFERAS
No Estado de Mato Grosso distinguiu-se dois sistemas aqüíferos, o Granular (G) e o Fraturado (F), baseando-se no tipo de rocha e seu comportamento estrutural, os quais controlam a circulação da água subterrânea.
O detalhamento destes sistemas aqüíferos foi baseado na descrição litológica das unidades geológicas, distinguindo-se 7 unidades aqüíferas no Sistema Aqüífero Granular e 6 unidades no Sistema Aqüífero Fraturado.
No Sistema Aqüífero Granular as unidades mais permeáveis são G1, G4 e G5, de constituição mais arenosa. Esta permeabilidade reflete na melhor produtividade em relação às outras unidades (capacidade específica média superior a 0,8 m3/h/m), entretanto, associa-se também a uma maior vulnerabilidade quanto ao risco de contaminação da água subterrânea, principalmente nas áreas onde o nível da água subterrânea é raso.
No Sistema Aqüífero Fraturado apenas as unidades F4 e F6 apresentaram dados de capacidade específica suficiente para uma avaliação, sendo que o valor médio encontrado foi de 0,38 e 0,34 m3/h/m, respectivamente. Nas demais unidades (F1, F2, F3 e F5), os dados disponíveis foram estatisticamente insuficientes para o cálculo de valores de capacidade específica que representem a unidade.
De forma geral, o Sistema Aqüífero Granular apresenta uma melhor produtividade que o Sistema Aqüífero Fraturado, mostrando valores de mediana de vazão superior a 9 m3/h e de capacidade específica superior a 0,4 m3/h/m, com exceção das unidades G6 e G7 que apresentaram valores de mediana de vazão de 5,65 e 4,76 m/h, respectivamente. As unidades G2 e G3 não apresentaram dados. No Sistema Aqüífero Fraturado os valores de mediana de vazão e capacidade específica não superam 6 m3/h e 0,2 m3/h/m, respectivamente.
No Sistema Aqüífero Granular, as unidades geológicas, com dados suficientes para análise estatística e que apresentaram melhor produtividade foram as formações Furnas e Utiariti, com capacidade específica média superior a 1 m3/h/m. No Sistema Aqüífero Fraturado, apenas o Grupo Cuiabá e o Complexo Xingu apresentaram dados suficientes para uma avaliação, apresentando valores de capacidade específica média em torno de 0,35 m3/h/m.
233
7. CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES
No decorrer deste relatório várias conclusões e comentários foram efetuados, alguns deles pertinentes à geologia, buscando respostas às questões identificadas e que devem ser pesquisadas em projetos específicos, com escalas de trabalho adequadas para cada questão apresentada; outros voltados aos jazimentos minerais, tendo neles um fator desenvolvimento que deve ser perseguido e fomentado até se atingir um patamar almejado, contribuindo para o desenvolvimento sócio-econômico do Estado; outros voltados às questões ambientais, às fragilidades naturais detectadas, a processos que levam a degradação ambiental, que podem ser induzidos e acelerados pela ocupação, cujo escopo vem ao encontro deste relatório; outros voltados às belezas cênicas observadas, possíveis futuros centros de turismo e lazer, e, ainda aqueles relativos aos recursos hídricos subterrâneos, o bem mineral apontado como o mais precioso das próximas décadas. Desse modo, seguem abaixo as recomendações pertinente diante dos trabalhos executados e escopo do projeto, são elas:
• com base na presença de rochas fontes, estruturas armazenadoras e geradoras de fluídos, pode-se avaliar qualitativamente a potencialidade das várias províncias metalogenéticas. As rochas do Complexo Xingu apresentam encraves de unidades metavulcano-sedimentares e gnaisses de composição TTG, passíveis de assumirem o papel de rocha fonte para Au. Adicionalmente o Complexo Xingu é totalmente cortado por descontinuidades estruturais (zonas de cisalhamento), que representam sítios que abrigam mineralizações auríferas no alto estrutural Teles Pires-Juruena, assim como no vale do Rio Guaporé. Estes descontinuidades se comportam como o metalocteto revelador deste potencial. Nestas circunstâncias, o Complexo Xingu é sempre uma unidade a ser considerada em programas de exploração;
• o Complexo Xingu apresenta-se intrudido por inúmeros corpos graníticos, muitas vezes de difícil espacialização e posicionamento litoestratigráfico. Levantamentos gama-espectrométicos são uma poderosa ferramenta na identificação de granitos especializados. Levantamentos magnetométricos poderiam mostrar os granitos que evoluíram com fácies oxidante e aqueles que evoluíram com fácies reduzidas. O uso conjugado dessas ferramentas pode permitir a identificação dos granitos que merecem atenção prioritária do ponto de vista exploratório;
• na região do Garimpo do Cabeça foram encontradas seqüências metassedimentares dobradas e transpostas; nesta região também existem informações acerca da existência de seqüenciais metavulcano-sedimentares. Neste contexto, é recomendado o mapeamento geológico em escala adequada para que se possa identificar a natureza de tais seqüências. Levantamentos geológicos específicos e teses realizadas no Planalto de Jauru em muito contribuíram para o enriquecimento do conhecimento geológico daquela região, mapeando inúmeros tratos de seqüências metavulcano-sedimentares de baixo grau metamórfico e contribuindo para o entendimento da gênese das mineralizações auríferas que ali ocorrem. Esforços desta natureza são de interesse geológico e econômico no norte do Estado;
• na Província Aurífera Cuiabana, a mineralização aurífera está em veios de quartzo originados por fluídos metamórficos associados com metamorfismo zona da zona clorita, (PINHO, 1990). As mineralizações primárias mais importantes
234
estão na região de Nova Xavantina (Garimpo do Araes), onde é descrita a presença de rochas básicas e toleíticas;
• em relação aos diamantes, as melhores áreas estão no cruzamento de descontinuidades estruturais regionais que representa a situação ideal para o posicionamento de corpos kimberlíticos ou lamproíticos. As regiões onde se cruzam as faixas dos lineamentos Juruna-Gradaus (ENE) e 15 de Novembro (NE) com Teles Pires (NW) e Arinos-Aripuanã, bem como, Arinos Aripuanã (NW) com lineamentos 14 de Abril (NE), todos na borda norte da Bacia do Parecis, representam áreas favoráveis tanto para jazimentos primários como secundários;
• no caso de jazimentos secundários, a Bacia do Parecis é estruturada em grabens e horst, portanto tectônica distensiva favorável a intrusões de kimberlitos e lamproitos. Esta situação também vale para a Bacia Bauru na sinéclise do Paraná;
• as rochas portadoras de diamantes podem ter-se posicionado dentro da Bacia dos Parecis durante a sedimentação, e, consequentemente, terem sido erodidas e fornecido diamantes para as unidades líticas como conglomerados intra e inter- formacionais. Aluviões modernos representam retrabalhamento dessas rochas, portanto, significam uma fase de reconcentração dos diamantes dispersos ou existentes em conglomerados intra e inter-formacionais das unidades do Grupo Parecis. As áreas que margeiam as bacias estruturadas em grabens e horsts (bacias dos Parecis e Bauru), quanto mais ricas em cruzamentos de lineamentos regionais, além de corresponderem às áreas mais favoráveis aos jazimentos primários, também sinalizam que as zonas das bacias mais próximas sejam adequadas para jazimentos secundários. Isto porque, nessa região, a bacia pode ter sido estruturada em grabens e horst de acordo com o padrão de descontinuidades estruturais que prevalece nas bordas;
• áreas com arqueamentos, como a região de Paranatinga, também são propícias para jazimentos secundários e primários, entretanto, são de caráter regional. Entretanto quando há conjugação de arco e lineamentos regionais como em Juina, (arco estrutural Eugênio-Arinos e lineamentos) a situação é a mais favorável de todas.
• o Grupo Rio Ivaí vem sendo reconhecido e mapeado em pontos distintos do Estado. Possivelmente, muitos dos seus tratos encontram-se equivocadamente enfeixados em tratos das formações Furnas e Ponta Grossa, eventualmente até mesmo da Aquidauana. Levantamentos geológicos específicos poderiam identificar a real distribuição desta unidade e contribuir para sua caracterização e o conhecimento da história evolutiva da Bacia do Paraná no período Neo- Siluriano e Eo-Ordoviciano;
• atualmente, a expansão do perímetro urbano das cidades localizadas próximas às unidades industriais que lavram e beneficiam rochas carbonáticas, tem agravado o problema ambiental. É necessário que órgãos ambientais, a desenvolvam trabalhos sistemáticos de monitoramento.
• levantamentos geofísicos de fluxo térmico são recomendados na Bacia do Paraná, como uma ferramenta auxiliar no entendimento do termalismo encontrado em fontes e em poços tubulares profundos. Tais estudos podem fornecer subsídios para o entendimento dos processos neotectônicos que as afetaram, e devem de ser estendidos às bacias do Pantanal do Paraguai e do Araguaia;
235
• no tocante às argileiras lavradas nos municípios de municípios de Cuiabá e Várzea Grande, é necessário maior rigor no licenciamento de novos empreendimentos, procurando situá-los o mais afastado possível dos núcleos urbanos, ainda é necessária a implementação de medidas de controles mais rígidos no caso das empresas já instaladas e de recuperação das áreas lavradas;
• o Grupo Parecis, quando apresenta solos quartzosos, é extremamente sensível ao aparecimento de processos erosivos concentrados (ravinas e voçorocas). Sua ocupação, implantação de obra civil ou viária deve de ser precedida de todo planejamento e cuidados necessários para não desencadear tais processos. Estes cuidados devem de ser estendidos às formações Marília, Botucatu e Aquidauana pelos mesmos motivos;
• a Bacia do Paraná, na região balizada pelas cidades de Rondonópolis, Guiratinga, Tesouro, General Carneiro e Barra do Garças, apresenta inúmeros falhamentos que foram reativados pós superfície de aplanamento paleogênica. A reativação propiciou o desenvolvimento de modelados jovens ricos em faces íngremes, alguns deles reunidos sob a denominação de “ Relevos Alcantilados”. Estes modelados apresentam tendência natural de evoluir por escorregamentos, ravinamentos e mesmo voçorocamento. A maior parte dos terrenos envolvidos neste processo pertencem à Formação Aquidauana, em boa parte susceptível à instalação de processos erosivos. Em se tratando de áreas que vem sendo ocupada para o plantio de soja e outras lavouras (chapadões com Latossolos Vermelhos-Escuros), nota-se que a ocupação tem acelerado a tomada por processos erosivos. Boa parte dos sedimentos carreados assoreia as cabeceiras da bacia hidrográfica do São Lourenço e outra parte vai assorear o rio quando este atravessa a planície pantaneira. Na outra margem, parte destes sedimentos chegam à bacia hidrográfica do Araguaia promovendo assoreamento dos seus canais.
Diante deste quadro recomenda-se a execução de um projeto específico para identificação das encostas que devem de ser protegidas ou estabilizadas por reflorestamento.
• A atividade garimpeira, quer seja ambientalmente ou na apropriação racional do bem mineral, não encontra sustentabilidade nos dias atuais, isto sem entrar no mérito do submundo que ocorre no garimpo. A degradação ambiental gerada por milhares de garimpeiros acarreta um ônus que a sociedade, na maioria das vezes, não consegue reverter, mantendo-se na posição passiva de que o tempo apague as cicatrizes perpetradas.
A probabilidade de novas descobertas de ouro aluvionar em quantidade que estimule dezenas, centenas ou mesmo milhares de garimpeiros à atividade, embora menor pela exaustão das reservas superficiais, não pode ser relevada, pois o conhecimento geológico em várias porções do Estado ainda é precário e as dificuldades e acesso imensas, fatores que favorecem ao aparecimento do garimpo.
Outros fatores que concorrem ao estímulo do garimpo são o preço do metal/gema e o fator sócio-econômico. Se o preço do bem sobe e a crise social persiste, o garimpo é uma válvula de escape. Conforme comunicação do Geólogo Juracy de Ozeda Alla Filho, no segundo semestre de 1999 ocorreu sensível retomada garimpos de diamantes na região de Juína, muito possivelmente em decorrência da adição desses fatores.
A assunção deste contexto é essencial para se tratar a política econômica, mineral e ambiental dentro de só escopo, visando chegar ao desenvolvimento sócio-econômico sustentável, isto é, com preservação do meio ambiente.
236
• com a descoberta do ouro do Garimpo do Jatobá (1981), Baixada Cuiabana, diversas empresas de mineração passaram a investir na região e a dividir com garimpeiros espaços de pesquisa e lavra em coberturas detríticas laterizadas. Os pedidos de pesquisa se proliferaram entre mineradoras, garimpeiros e especuladores que enxergaram uma boa oportunidade de negociarem seus direitos minerários. Como resultado a Baixada Cuiabana se encontra coberta por pedidos de pesquisa. Apesar do declínio da atividade garimpeira que também chegou à Baixada Cuiabana, é recomendável que a implantação de novas frentes de lavra sejam licenciadas e monitoradas pelos organismos estatais competentes assim como a regulamentação e monitoramento das atividades existentes.
• Na Chapada dos Guimarães, na Cachoeira Véu de Noiva, tem-se um sítio paleontológico na Formação Ponta Grossa. As feições paisagísticas da cachoeira aliada a presença do sítio paleontológico se somam para a instalação de um parque educativo. De forma semelhante, providência similares poderiam ser tomadas em Fátima de São Lourenço, às margens do Rio São Lourenço, pela riqueza de moldes de cruzianas que a Formação Vila Maria apresenta (DP-405- 21).
• Os trabalhos geológicos efetuados permitiram a delimitação de tratos da extensa Superfície de Aplanamento Sulamericana, a qual deu origem a unidade edafoestratigráfica aqui denominada “Superfície Paleogênica Peneplanizada com Latossolização”, em alusão à idade e processos supergênicos nela desenvolvidos. Diante dos dados disponíveis, a partir do estabelecimento desta superfície a evolução morfológica passa decorrer de uma tectônica reflexa da orogenia andina, amplamente governada por estruturas pré-existentes.
Sob está ótica foi possível desenhar uma evolução morfogenética para a Bacia do Parecis na porção da bacia hidrográfica do Alto Xingu e da Chapada dos Parecis, a formação das depressões do Paraguai, Guaporé e Araguaia, dos relevos alcantilados, dos chapadões que se manifestam como residuais na Bacia do Paraná, etc.
A vinculação entre a neotectônica (aquela que aparece pós superfície de aplanamento) e as formas de relevo são tão estreitas que estas últimas só podem ser discutidas geneticamente após se ter um conhecimento seguro da evolução geológica, esta governada pela neotectõnica.
A evolução morfogenética deve partir de uma superfície de aplanamento regional, a qual em tempos distintos é afetada por ativações em segmentos crustais específicos, deixando como registros testemunhos de agradação, denudação e de formas de relevo. Trata-se de uma abordagem dinâmica e moderna em relação àquelas que consideram várias superfícies de aplanamento regional, que tiveram sua validade de abordagem em época pretérita de conhecimento geológico e geomorfológico.
237
8. FOTOGRAFIAS
FOTO 001 GNAISSES BANDADOS MILONÍTICOS DO COMPLEXO XINGU (FA-318-17)
FONTE: FERNANDO CÉSAR FAHL 238
FOTO 002 SUPERFÍCIE SUAVEMENTE DISSECADA DO COMPLEXO XINGU, APRESENTANDO BOSSAS GRANÍTICAS RESIDUAIS DE GRANITOS GROSSEIROS LIGEIRAMENTE FOLIADOS (PC-298-48).
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 239
FOTO 003 MORROTES SUSTENTADOS POR GRANITO DA SUÍTE INTRUSIVA TELES PIRES. GRANITO EQUIGRANULAR, CINZA ROSADO PROXIMO A PONTE DO RIO PUCUNÃ, (FA-297-8)
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 240
FOTO 004 FORMAÇÃO MUTUM PARANÁ. ALTERNÂNCIA DE ESTRATOS DE ARGILITOS, CORES AVERMELHADAS, ARROXEADAS E ESBRANQUIÇADAS. APRESENTA DELGADOS VEIOS DE QUARTO CONCORDANTES COM A FOLIAÇÃO REGIONAL QUE ORIENTA-SE SEGUNDO N85ºW/75ºNE (FA-297-51)
FONTE : FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 241
FOTO 005 VISTA PANORÂMICA DA ESCARPA DO PLANALTO DE DARDANELOS, FACE NORTE. ESCARPA SUSTENTADA POR ARENITOS ARCOSIANOS DA FORMAÇÃO DARDANELOS. FOTO TOMADA DA MT-208, JURUENA-MT A ARIPUANÃ-MT, NAS PROXIMIDADES DE TUTELÂNDIA, ENTRONCAMENTO DA MT-208 COM A MT-418.
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 242
FOTO 006 ARENITO ARCOSIANO DA FORMAÇÃO DARDANELOS COM ESTRATIFICAÇÃO CRUZADA TANGENCIAL (FA-297-27).
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 243
FOTO 007 SALTO DE APIACÁS. ARENITOS FELSPÁTICOS E GROSSEIROS, SOBRE A FENDA OCORRE UMA LENTE DE CONGLOMERADO COM ± 1 METRO DE ESPESSURA (PC-299-90).
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 244
FOTO 008 AFLORAMENTO DE FILITO DO GRUPO CUIABÁ NO LEITO DO RIO COXIPÓ (FA-388-17), MT-251 (CUIABÁ-CHAPADA).
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 245
FOTO 009 FILITO CONGLOMERÁTICO DO GRUPO CUIABÁ. NOTAR O TAMANHO DO CALHAU COMUMENTE ENCONTRADO IMERSO NA MASSA FÍLICA. A DISCREPÂNCIA ENTRE A GRANULOMETRIA DA MATRIZ E DOS CLASTOS QUE SUPORTA É EVIDENTE (FA-388-15).
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 246
FOTO 010 METADIAMICTITOS DO GRUPO CUIABÁ. A PRESENÇA DE MATACÕES É COMUM NESSAS ROCHAS
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 247
FOTO 011 FORMAÇÃO FERRÍFERA BANDADA TIPO LAGO SUPERIOR, GRUPO CUIABÁ (RB-359-58)
FONTE: RUBENS BORGES DA SILVA 248
FOTO 012 PARACONGLOMERADOS POLIMÍTICOS DA FORMAÇÃO PUGA. A ORIGEM DESTA ROCHA É CONTROVERSA. ALGUNS AUTORES DEFENDEM A TESE DE AS MESMAS SEREM PRODUTOS DE GLACIAS, PARA OUTROS, DECORRENTE DE CORRENTES DE TURBIDEZ E CORRIDAS DE LAMA EM AMBIENTE MARINHO.
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 249
FOTO 013 AFLORAMENTO DE CACÁRIO ARARAS MOSTRANDO O DESENVOLVIMENTO DE LAPIES (RB- 372-57)
FONTE: RUBENS BORGES DA SILVA 250
FOTO 014 CAVERNA EM CALCÁRIO ARARAS, FAZENDA ÁGUA PRETA, BACIA DO ARAGUAIA. BELEZA CÊNICA (RB-375-28)
FONTE: RUBENS BORGES DA SILVA 251
FOTO 015 DETALHE DE ARENITO RAIZAMA MOSTRANDO MARCAS DE ONDA. BASE DA SERRA DO TOMBADOR.
FONTE: FERNANDO CÉSAR FAHL 252
FOTO 016 DETALHE DE ARENITOS RAIZAMA QUE AFLORAM NA SERRA AZUL, REGIÃO DE PLANALTO DA SERRA. OS NÍVEIS MAIS CLAROS APRESENTAM TERMOS MAIS FINOS ENQUANTO OS MAIS ESCUROS SÃO ARENOSOS E ENCONTRAM-SE FERRUGINIZADOS (FA-373-53).
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MATINS 253
FOTO 017 AS CAMADAS DE ARENITO ARCOSIANO APRESENTAM-SE MAIS MACIÇAS, ENQUANTO QUE AS CAMADAS DE ARGILITOS MAIS FOLIADAS. A COLORAÇÃO, EM GERAL, É MARROM- AVERMELHADA A CHOCOLATE. O ACAMAMENTO E FOLIAÇÃO DAS ROCHAS NO LOCAL É N80ºE/80ºNW A VERTICAL A E-W/65ºN (FA-373-61)
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 254
FOTO 018 ESTRATOS DELGADOS BEM DEFINIDOS DE ARENITOS FINOS E ARENITOS SILTOSOS, TÍPICO DO DIAMANTINO (RB-359-02). NOTAR A AUSÊNCIA DE SOLO.
FONTE: RUBENS BORGES DA SILVA 255
FOTO 019 CRUZIAMAS, MOLDES DE ICNOFÓSSEIS (DP-405-21). LOCALIDADE, FÁTIMA DE SÃO LOURENÇO. ÀS MARGENS DO RIO SÃO LOURENÇO
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 256
FOTO 020 CHAPADA DOS GUIMARÃES, CACHOEIRA VÉU DA NOIVA. ESTRATOS DE ARENITOS FURNAS. NA SUPERFÍCIE DO TERRENO OCORRE PASSAGEM GRADACIONAL PARA SILTITOS E FOLHELHOS FOSSILÍFEROS DA FORMAÇÃO PONTA GROSSA (FOTO 021).
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI
257
FOTO 021 CHAPADA DOS GUIMARÃES, CACHOEIRA VÉU DA NOIVA. FOLHELHOS FOSSILÍFEROS DA FORMAÇÃO PONTA GROSSA. SOBRE ESTE JAZIGO ESTÁ SENDO CONSTRUÍDO UM POSTOFISCAL DO IBAMA.
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI
258
FOTO 022 CHAPADA DOS GUIMARÃES, CACHOEIRA VÉU DA NOIVA. FOLHELHOS SILTOSOS FOSSILÍFEROS
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 259
FOTO 023 FORMAÇÃO PALERMO APRESENTANDO FALHA INVERSA DESLOCANDO BANCO ARENÍTICO DA UNIDADE, POR APROXIMADAMENTE 60 CM, AO LONGO DO PLANO DE FALHA (DP-406-70)
FONTE: DIRCEU PAGOTO STEIN FOTO 024 ESCARPA DA SERRA DAS PARNAÍBAS (FOLHA DOM AQUINO). CONTATO Pca/Pp. A FORMAÇÃO AQUIDAUANA É REPRESENTADA POR UMA SEQÜÊNCIA DE ARENITOS FINOS MICÁCEOS E ARGILITOS MICÁCEOS, AVERMELHADOS. A FORMAÇÃO PALERMO É CONSTITUÍDA POR ARENITO FINO COM NÍVEIS DE CHERT BANDADO QUE SUSTENTAM RELEVO TABULAR. O CONTATO ENTRE AS FORMAÇÕES É MARCADO NA BASE DO BANCO DE CHERT (FA-389-55).
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI
FOTO 025 VOÇOROCAMENTO EM ARENITO AQUIDAUANA SITUADOS IMEDIATAMENTE ABAIXO DO CONTATO PCa/Pp. PROVOCADO POR ÁGUA SERVIDA DE ESTRADA (FA-389-55).
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 262
FOTO 026 EROSÃO PLUVIAL EM ARENITO BOTUCATU FORMANDO ESCULTURAS RUINIFORMES, CHAPADA DOS GUIMARÃES.
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 263
FOTO 027 VOÇOROCA DESENVOLVIDA NA INTERFACE BOTUCATU/CORUMBATAÍ. PAREDES INGREMES COM SUCESSIVOS ABATIMENTOS DE BLOCOS (DP-420-12).
FONTE: DIRCEU PAGOTO STEIN 264
FOTO 028 FORMAÇÃO BOTUCATU, QUEDA DE BLOCOS. LAPA DE ROCHA QUE CAIU NA POSIÇÃO INDICADA, APÓS DOIS DIAS DE CHUVA. LIBERAÇÃO POR FRATURA. PROCESO TÍPICO DE RECUO DE PAREDÕES ROCHOSOS (DP-420-20).
FONTE: DIRCEU PAGOTO STEIN 265
FOTO 029 FORMAÇÃO UTIARITI. VOÇOROCA QUE TEVE COMO ORIGEM, LEITO DE ESTRADA ABANDONADA EM DECLIVE DE ENCOSTA (PC-370-32).
FOTO: PAULO CESAR PRESSINOTTI 266
FOTO 030 TUFOS DE CAPIM DO CERRADO. FUNCIONAM COMO BLOQUEADORES DOS PROCESSOS EROSIVOS CONCENTRADOS. PLANALTO DOS PARECIS (PC-370-32).
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 267
FOTO 031 VISTA PANORÂMICA DA CHAPADA DOS PARECIS, CAMPOS CERRADOS ABERTOS. O SOLO É ARENOSO, APESAR DO RELEVO SUAVE, SÃO SUCEPTÍVEIS A EROSÃO CONCENTRADA (PC- 370-20).
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 268
FOTO 032 CROSTA LATERÍTICA COM MAIS DE 2 M DE ESPESSURA SUSTENTANDO O CHAPADÃO CONHECIDO COMO SERRA DA ESTRELA. A CROSTA LATERÍTICA ACHA-SE SOB OS LATOSSOLOS ARGILOSOS VERMELHOS-ESCUROS, COM MAIS DE 10 M DE ESPESSURA, QUE CAPEIAM O CHAPADÃO.
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 269
FOTO 033 VOÇOROCA AO NORTE DE SÃO JOSÉ DO RIO CLARO. MADEREIRAS JOGAM REJEITOS NO SEU INTERIOR (FA-356-12).
FONTE: FERNANDO CÉSAR FAHL 270
FOTO 034 PERIFERIA DE SÃO JOSÉ DO RIO CLARO. O PROBLEMA DE EROSÃO ATINGE ATÉ A PARTE URBANA DA CIDADE.
FONTE: FERNANDO CESAR FAHL 271
FOTO 035a TALUS COM CALHAUS E SEIXOS DE METARENITOS E QUARTZO, SOBRE ALTERITOS DO XINGU. OBSERVAR FRATURAMENTO N10-20ºW CORTANDO EMBASAMENTO E COBERTURA. OS SEDIMENTOS ESTÃO EM FRANCO PROCESSO DE EROSÃO.
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI
272
FOTO 035b FRATURAS N10-20ºW EM ALTERITOS DO XINGU, PREENCHIDAS POR ARGILARS VERMELHAS. AS FRATURAS CORTAM AS COBERTURAS GUAPORÉ. POR MOTIVO DE EXPOSIÇÃO, A FOTO APRESENTA APENAS FRATURAS NOS ALTERITOS XINGU.
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 273
FOTO 036a CROSTAS LATERÍTICAS NA BASE DA FORMAÇÃO GUAPORÉ (7.96.240 E 84.07.847N) ATUALMENTE ESTA CROSTA ESTÁ EM FASE DE DESMANTELAMENTO.
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI
274
FOTO 036b CROSTAS LATERÍTICAS DA BASE DO GUAPORÉ EM DESMANTELAMENTO (97.96.240E, 84.07.847N).
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI
275
FOTO 037 VEREDAS OU CAMPO DE GRAMÍNIAS TEMPORARIAMENTE ALAGADAS, OBSERVÁVEIS NO PANTANAL DO GUAPORÉ. SUBSTRATO DE AREIAS QUARTZOSAS MICROCONGLOMERÁTICAS (PC-385-12).
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 276
FOTO 038 CENA DE REGIÃO ALAGADA AO SUL DE COCALINHO, BACIA DO ARAGUAIA
FONTE: RUBENS BORGES DA SILVA 277
FOTO 039 COCALINHO, RIO ARAGUAIA. BELEZA CÊNICA
FONTE: RUBENS BORGES DA SILVA 278
FOTO 040 CASCALHO LATERÍTICO RECOBRINDO A FORMACÃO DIAMANTINO QUE AFLORA EM JANELA NA BACIA DO ARAGUAIA (RB-342-35).
FONTE: RUBENS BORGES DA SILVA 279
FOTO 041 AREIAS ESBRANQUIÇADAS E INCONSOLIDADAS DA FORMAÇÃO BANANAL (DP-302-15).
FONTE: DIRCEU PAGOTO STEIN 280
FOTO 042 TERRAÇO ALUVIONAR APRESENTANDO COBERTURA ARENOSA INCOESA (DP-302-15). CARANDAZAL.
FONTE: DIRCEU PAGOTO STEIN 281
FOTO 043 TERRAÇOS EM LUCIARA, MT. O 1º NÍVEL ENCONTRA-SE A 6-8 METROS ACIMA DO RIO ARAGUAI. SOBRE ELE, TEM-SE UM 2º NÍVEL A 8-10 METROS (DP-323-11).
FONTE: DIRCEU PAGOTO STEIN 282
FOTO 044 DOBRAS SANFONADAS EN CHEVRON EM ROCHAS DO GRUPO CUIABÁ. O AFLORAMENTO SE SITUA EXATAMENTE SOBRE O TRAÇADO DA FALHA DE EMPURRÃO DE SÃO MANUEL. AS ROCHAS SÃO ARENITOS MUITO FINOS, SILTITOS E SILTITOS ARGILOSOS (FA-373-23).
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES
283
FOTO 045 DOMO DE ARAGUAINHA. ESTRUTURA ANELAR AO SUL DO DOMO. A ÁREA INTERNA É DEPRIMIDA.
FONTE: DIRCEU PAGOTO STEIN 284
FOTO 046 DOMO DE ARAGUAINHA, INTERFLÚVIO ARAGUAIA-ARAGUAINHA. ESTRATOS PALERMO AFETADOS POR FALHAS E DOBRAS. NÃO HÁ UM PADRÃO TECTÔNICO PARA OS DOBRAMENTOS. FAIXAS COMINUÍDAS DE ROCHA MOSTRAM MOVIMENTOS DIRECIONAIS DE ALTO ANGULO (DP-406-52)
FONTE: DIRCEU PAGOTO STEIN
285
FOTO 047 VISTA PANORÂMICA DA ESCARPA ESTRUTURAL DO GUAPORÉ.
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 286
FOTO 048 VISADA DA SERRA DA ESTRELA (DP-406-13). O PRIMEIRO MORRO ENCONTRA-SE BASCULADO PARA NORTE, O SEGUNDO MOSTRA MORRO COM ESCARPA QUE SUGERE REPRESENTAR ESCARPA DE LINHA DE FALHA. BASCULAMENTO PÓS SUPERFÍCIE DE APLANAMENTO SUL AMERICANA.
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 287
FOTO 049 FEIÇÕES DE BASCULAMENTO EM SEQÜÊNCIAS AQUIDAUANA NA SERRA DA SAUDADE LESTE DE GUIRATINGA. A MOVIMENTAÇÀO SUGERE ABATIMENTO E BASCULAMENTO ENTRE OS MORROS (DP-406-74).
FONTE: DIRCEU PAGOTO STEIN 288
FOTO 050 CACHOEIRA QUE DESAGUA NO SUMIDOURO DO RIO PIQUIRI (DP-419-25), O RIO TEM CERCA DE 30 M DE LARGURA NO LOCAL (FORMAÇÃO MARÍLIA).
FONTE: DIRCEU PAGOTO STEIN 289
FOTO 051 SUMIDOURO DO PIQUIRI, O FUNIL TEM CERCA DE 15 M DE DIÂMETRO (DP-419-25).
FONTE: DIRCEU PAGOTO STEIN 290
FOTO 052 GARIMPO A CÉU ABERTO EM MINERALIZAÇÃO PRIMÁRIA. AS CAVAS ATINGEM DEZENAS DE METROS DE EXTENSÃO POR ATÉ 10-20 M DE PROFUNDIDADE. NO CASO O PRIMÁRIO RESTRINGE-SE A UM “FRISO” EM GRANITÓIDE (GROTA DO ZÉ DOIDO, GARIMPO DE APIACÁS).
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 291
FOTO 053 FILETE DE QUARTZO QUE EMERGIU DE UM FRISO. A LAPISEIRA E MÃO DO GARIMPEIRO POSICIONAM-SE SOBRE A FRATURA. A MESMA É IMPERCEPTÍVEL SE NÃO HOUVER UM RASTREAMENTO (GROTA DO ZÉ DOIDO, GARIMPO DE APIACÁS).
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 292
FOTO 054 GARIMPO DO MARABÁ, APIACÁS. ESTA É A FEIÇÃO CARACTERÍSTICA DOS GARIMPOS DE ALUVIÃO DEPOIS QUE AS LAVRAS SÃO PARALISADAS: ASSOREAMENTO, ÁGUAS REPRESADAS, ÁGUAS CORRENTES TURVAS, DESTRUIÇÃO DA MATA CILIAR, DO SOLO E ABANDONO. A DEGRADAÇÃO SE EXTENDE POR DEZENAS DE QUILÔMETROS (10-20 KM OU MESMO MAIS), COM FLATS VARIÁVEIS DE 200-300M (PC-273-131).
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 293
FOTO 055 SOBREVÔO NO GARIMPO DO SARARÉ. A ÁREA FOI INVADIDA POR GARIMPEIROS (AO REDOR DE 5.000) POUCOS MESES ANTES DA TOMADA DESTA FOTO (JAN/97). AS ALUVIÕES ASSOREADAS SE EXTENDEM POR QUILÔMETROS.
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 294
FOTO 056 GARIMPO DO JATOBÁ. A ROCHA ENCAIXANTE DOS VEIOS DE QUARTZO TRATA-SE DE UM FILITO. CONFORME PODE SER OBSERVADO, EM GRANDE PARTE OS VEIOS SÃO CONCORDANTES COM A FOLIAÇÃO LOCAL QUE SE DÁ SEGUNDO N50-60ºW/20-30ºNE. ATUALMENTE O GARIMPO ENCONTRA-SE PARALISADO, O OURO SUPERFICIAL ESGOTOU-SE (FA-388-18).
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 295
FOTO 057 VISTA PARCIAL DE UMA EXTENSA ÁREA ALUVIONAR NO RIO COITÉ, GARIMPADA PARA DIAMANTE, PRÓXIMA AO DISTRITO DE ALTO COITÉ (FA-389-62).
FONTE: FERNADO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 296
FOTO 058 GARIMPO DE DIAMANTE DO 21 DE ABRIL, JUÍNA. O CASCALHO BASAL FOI ATINGIDO (PARA ONDE SE DIRIGE O JATO D’ÁGUA), COM CERCA DE 30 CM DE ESPESSURA. ESTE É O HORIZONTE MINERALIZADO. O ESTÉRIL APRESENTA CERCA DE 8 M DE ESPESSURA.
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 297
FOTO 059 GARIMPO DO 21 DE ABRIL (KM 180). VISTA PARCIAL DO GARIMPO. APÓS O DESMONTE HIDRÁULICO, O CASCALHO É CONCENTRADO NUM PROCESSO MECANIZADO DE LAVAGEM. AO FINAL, RESUME-SE O CASCALHO MANUALMENTE.
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 298
FOTO 060 GARIMPO DO 21 DE ABRIL (KM 180), JUÍNA. APROXIMADAMENTE 8 METROS DE SEDIMENTOS TÊM DE SER REMOVIDOS PARA SE CHEGAR AO NÍVEL MINERALIZADO.
FONTE: PAULO CESAR PRESSINOTTI 299
FOTO 061 HOTEL ÁGUAS QUENTES, FONTE PAULISTA. A TEMPERATURA D’ÁGUA NESTA FONTE É DE 42ºC.
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 300
FOTO 062 BALNEÁRIO ÁGUAS QUENTES, FAZENDA NOSSA SENHORA APARECIDA, BAIRRO BURITIZAL, MUNICÍPIO DE POXORÉU. TEMPERATURA DA ÁGUA, 34,5ºC (15º38’58’’ E 54º24’48’’W).
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 301
FOTO 063 GARIMPO DO EXPEDIDO (FA-297-51). O MORROTE É COBERTO POR “GOSSAN”. FOI PROGRAMADO PERFURAÇÕES PELA EMPRESA TABOCO. A REGIÃO FOI SONDADA, NUM DOS FUROS INTERCEPTOU-SE UM NÍVEL DE METACHERT DE APROXIMADAMENTE 10 M COM SULFETOS DE Cu, Pb e Zn. DESTES, 2 M ERAM DE SULFETOS PRATICAMENTE MACIÇOS. O OURO OCORRE COM TEORES BAIXOS E CASO O MINÉRIO VENHA A SER LAVRADO, CONSTITUIR-SE-Á EM SUBPRODUTO.
FONTE: ANTÔNIO FERNANDO GUIMARÃES MARTINS
302
FOTO 064 GARIMPO DO EXPEDITO. AMOSTRAGEM DE CANAL CORTANDO NÍVEIS DE METACHERT. O MATERIAL É ANALISADO PARA Cu, Zn E Au.
FONTE: ANTÔNIO FERNANDO GUIMARÃES MARTINS 303
FOTO 065 GRUPO IRIRI. ESTUDOS PETROGRÁFICOS EFETUADOS PELA MINERAÇÃO TABOCO S/A, CARACTERIZARAM ESTAS ROCHAS COMO METATUFOS ÁCIDOS (FA-297-51).
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 304
FOTO 066 VISTA PARCIAL DO BARREIRO DA CERÂMICA SÃO GONÇALO, ÀS MARGENS DO RIO CUIABÁ. A EXPRESSÃO DESTE BARREIRO ASSEMELHA-SE A INÚMEROS OUTROS EXISTENTES AO LONGO DA PLANÍCIE ALUVIONAR DO CUIABÁ. EXPLORADO POR OUTROS CEREMISTAS. O MAIOR NÚMEROS DE BARREIROS CONCENTRAM-SE NA MARGEM DIREITA DO RIO, NO MUNICÍPIO DE VARGEM GRANDE.
FONTE: FERNANDO ANTÔNIO GUIMARÃES MARTINS 306
9. BIBLIOGRAFIA
DAOUD, W.E.K. & VEIGA, A.T. A importância dos processos de cisalhamento na gênese das mineralizações auríferas de Novo Planeta, Alta Floresta – MT. Anais do XXXV Congresso Brasileiro de Geologia, Belém, Pará, 1988. Anais...SGG v.1 p.88-92 FERRARI, J.A. Deriva continental e sucessão paleoclimática: Simulação da Evolução das paisagens lateríticas da América do Sul e da África. Tese de Doutorado. Universidade de São Paulo, Instituto Astronômico e Geofísico. 1996, 111p. SUN, S.S. Chemical composition and the origin of the Earth´s primitive mantle. Geochimica & Cosmochimica Acta, 1982, n.º 46 p. 179-192. KEQIN, X. et al. Petrogenesis of the granitoids and their meallogenetic relations in south China. In:KEQIN, X. & GUANGCHI, T. eds. Geology of Granites and Their Metallogenetic Relations. Beijing, Science Press, 1984. p.1-32 IRVINE, T.N. & BARAGAR, W.R.A. A guide to the chemical classification of the commom volcanic rocks. Can. J. Earth Sci. 1971,1 n.º8 p.523-548. ABREU FILHO, W. Projeto Ouro e Gemas - Mato Grosso. 12º Distrito Regional do DNPM. Cuiabá: DNPM/CPRM, 1988. 26p. (Relatório Anual - inédito). AGUIAR, H. A corrida do ouro já começou - Revista Brasil Mineral 1996, n.º 141, pág. 20-23 - Junho. ALMEIDA, F.F.M. de. Geologia da Serra da Bodoquena (Mato Grosso). B. Div. Geol. Mineral. DNPM n.219, 1965a 96p. ______. The system of continental rifts bordering the Santos Basin, Brasil. Anais Acad. Bras. Ciênc. 1976, v.48 (suplemento) p.15-26 ______. Diferenciação tectônica da plataforma brasileira. XXIII Congr. Bras. Geol. 1966 Anais...SBG v.1 p.29-45. ______. Geossinclíneo paraguaio. Semana de Debates Geológicos - SEDEGEO, 1, Porto Alegre: DNPM, 1965b. n.º 1, p. 87-101. ______. Sistema tectônico marginal do Cráton do Guaporé. In.: XXVIII Congr. Brasil. Geol., 1974, Porto Alegre. Anais... Porto Alegre: SBG. v. 4, p.9-18. ______Província Tocantins – Setor sudoeste,. In: ALMEIDA, F.F.M. de & HASUI, Y. Coord. O Pré-Cambriano do Brasil. 1984. São Paulo, Ed. Blücher. P. 265-281. ______. Geologia do Centro Oeste Matogrossense. B. Div. Geol. Mineral. Dep. Nac. Prod. Min., Rio de Janeiro. n.º 215, 1964. 137p. ______. Geologia do Centro Leste Matogrossense. B. Div.. Geol. Mineral. Dep. Nac. Prod. Min., Rio de Janeiro, n.º150, 1954. 97p. ______. Geologia do Sudoeste Matogrossense. B. Div. Geol. Mineral. Dep. Nac. Prod. Min., Rio de Janeiro, n.º 116, 1945. 118p. ______. Rio Aripuanã, sul do Amazonas. In: BRASIL. Dep. Nac. de Prod. Min. Div. Geol. Mineral. Relatório Anual do Diretor, 1957. Rio de Janeiro, 1958. p.91-93 ______. Evolução tectônica do Cráton do Guaporé comparada com a do Escudo Báltico. Rev. Bras. Geoc. 1974 v.4 n.º3, p.191-204. ______. Geologia do centro-oeste matogrossense. DNPM., Div. Geol. Miner., Bol. 215, 137pp., ilust. Rio de Janeiro. 1964. ALMEIDA, F.F.M. de. & BARBOSA, O. Geologia das quadrículas de Piracicaba e Rio Claro. DNPM. DGM., 1953. Bol. 143, Rio de Janeiro. ALMEIDA, F.F.M. de. & HENNIES, W.T. Reconhecimento Geológico da Serra do Roncador, Estado do Mato Grosso. Boletim da Sociedade Brasileira de Geologia, São Paulo. 18(1):23- 30-1969. ALMEIDA, F.F.M. de. & NOGUEIRA FILHO, J.V. Reconhecimento geológico do Rio Aripuanã. B. Div. Geol. Dep. Nac. Prod. Min. Rio de Janeiro, n.199, 1959. 44p. 307
ALMEIDA, L.F.G.; MELO, S.C. & FRIAÇA, G.C. A geologia e as perspectivas econômicas - minerais da estrada de integração nacional Cuiabá - Santarém (Trecho Cuiabá - Cachimbo). In.: XXVI Congr. Brasil. Geol., 1972, Belém. Anais... Belém: SBG. v. 1, p. 120- 128. ALVARENGA, C.J.S. - Phenomenes sedimentaires, structuraux et circulation de fluides developpes a la transition Chaine-Craton. St-Jerome, França: Universite de Droit, D’Economie et des Sciences D’Aix-Marseille, 1990. Tese de Doutorado. 177p. ______. Dobramentos da Faixa Paraguai na borda sudeste do Cráton Amazônico. In.: XXXIII Congr. Brasil. Geol., 1984, Rio de Janeiro. Anais... Rio de Janeiro: SBG. v. 7, p. 3258-3271. ______. Evolução das deformações polifásicas brasilianas da Faixa Paraguai na região de Cuiabá, MT. In.: XXXIV Congr. Brasil. Geol., 1986, Goiânia. Anais... Goiânia: SBG. v. 3, p. 1170-1175. ALVARENGA, C.J.S. & TROMPETTE, R. Evolução Tectônica da Faixa Paraguai: A Estruturação da Região de Cuiabá. In.: Revista Brasileira de Geologia, São Paulo: SBG, 1993. v. 23 (1) 18-36. ______, R. Glacially influenced sedimentation in the later Proterozoic of the Paraguai Belt (Mato Grosso, Brazil). Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 1992. v.92 n.º1-2 p.85-105. ALVES, F. & BRITO, O. CPRM divulga Mapa de Ouro no Brasil - Revista Brasil Mineral. 1996. n.º 141, pág. 14-16. junho. ALVES, F. A. A ascensão da Santa Elina. Brasil Mineral. 1995. São Paulo, n. 134, p.24-27. AMARAL, G. Geologia Pré-Cambriana da Região Amazônica. Tese de Livre Docência. IGUSP. ilust. São Paulo. 1974, 212p ANDERSON, J.L. & BENDER, E.E. Nature and origin of Proterozoic A type granitic magmatism in the southwestern United States of America. Lithos, 1983, 23 p. 19-52. ANDRADE SILVA J.B. de & ANDRADE, M.F.R. Viajem Mineralógica na Província de São Paulo. (Voyage Mineralogique dans la Province de Saint Paul au Brésil). Trad. Antônio Menezes Drumond. Journal des Voyages, Paris: 36:69-80, 216-17, 1927. ANGELI, N. et al. Pesquisa de platinóides e ouro no maciço metamáfico/ultramáfico do Morro do Leme, Mato Grosso. VI simpósio de Geologia do centro Oeste, 1997. Cuiabá. Anais... Cuiabá v.1 p. 49-51. ASSINE, M.L. Aspectos da estratigrafia das seqüências pré-carboníferas da Bacia do Paraná. Tese de Doutoramento. IG-USP. São Paulo. 1996. 207p. ASSINE, M.L. et al. Formação Iapó: Glaciação continental no limite Ordoviciano/Siluriano da Bacia do Paraná. Rev. Bras. de Geociências, 1977, no prelo. ______Seqüências tectono-sedimentares mesopaleozóicas da Bacia do Paraná, sul do Brasil. Rev. Bras. de Geoc. v.24 n.º2 p.77-89. ASSINE, M.L. & SOARES, P.C. Glaciação neo-ordoviciana na Bacia do Paraná. In: I Simp. Cronoestr. Bacia do Paraná, Rio Claro, 1993. Bol. Resumos... Rio Claro, UNESP, p.8-9. ______, Correlações nas seqüências mesopaleozóicas da Bacia do Paraná. Acta Geologica Leopoldensia. 1989, n.º29 v.12 p.39-48 ______.; MILANI, E.J. 1994. Seqüências tectono-sedimentares da Bacia do Paraná, sul do Brasil. Revista Bras. Geoc. v.24 n.º3 p.171-188. ASSUMPÇÃO, M.; LIMA, T. M e TOMÁS, L.A.R. O sismo de Araguapaz de 14/01/1986 e o Lineamento Transbrasiliano. In: XXXIV Congr. Brasil. Geol., 1986, Goiás. Anais... Goiás: SBG. v. 6, p. 2573-2580. ÁVILA, V.M. et al. Diagnóstico Setorial da Construção Civil em Cuiabá. SEBRAE/CEAG- MT/METAMAT. Cuiabá-MT, 1978, 190 p. BARBOSA, O. et al. Geologia básica e economia da região do médio Tapajós, Estado do Pará. B. Div. Fom. Prod. Min. Dep. Nac. Prod. Min., Rio de Janeiro, 1966. n.º126. BARBOSA, O. & GOMES, F.A. Pesquisa de Petróleo na Bacia do Rio Corumbataí, Estado de São Paulo. DNPM. DGM. 1958. Bol. 71 n.º 129. BARROS, A.M. et al. Geologia. In: Brasil, Ministério das Minas e Energia. Departamento Nacional da Produção Mineral, Projeto RADAMBRASIL. Folha SD.21-Cuiabá. Goiânia: DNPM, 1982. P.25-92 (Levantamento de Recursos Naturais, 26). 308
BARROS, A.M. & SIMÕES, M.A. Levantamento geológico nas porções meio-oeste da folha SD.21-Z-A e extremo noroeste da folha SD.21-Z-C, abrangendo áreas dos municípios de Raizama, Rosário Oeste, Nobres e Diamantino, operação 577/80. Goiânia, Projeto RADAMBRASIL, 1980 31p. (Relatório Interno RADAMBRASIL, 387-G) BARROS, M.V.P. de, et al. - Geologia da Serra Formosa, extremo Norte do Estado de Mato Grosso - Um trabalho de Prospecção para Rochas Carbonáticas. In, III Simpósio de Geologia do Centro Oeste, SBG, Núcleo Centro Oeste (Cuiabá, 1991). BASEI, M.A.S. O vulcanismo ácido intermediário na região amazônica. XXX Congr. Bras. Geol. Recife. 1978. Anais...Recife, SBG: v.3 p. 2408-2423. ______. Estudo geocronológico do magmatismo ácido da região meridional da Amazônia. In: XXVIII Congr. Bras. Geol. Porto Alegre, 1974. Anais... Porto Alegre: SBG. v.6 p.287-296. ______. Idade do vulcanismo ácido-intermediário na região amazônica. Dissertação de Mestrado. IGUSP 133p. ilust. São Paulo. 1977. BAXTER, M.W.P. Garimpeiros de Poxoréo - Mineradores de Pequena Escala de Diamantes e seu Meio-Ambiente no Brasil, Brasília, 1988 (Tese de Doutorado Geo/Ucia) 301 pp. BELLATO, V. et al. Projeto de Regularização da Atividade Garimpeira na Região da Baixada Cuiabana. Relatório Preliminar. Cuiabá - FEMA/METAMAT, 2v. BETTENCOURT, J.S. et al. Mesoproterozoic rapakivi granits of the Rondônia tin province, soutwestern border of the Amazonian Craton, Brazil-I. Reconnaissance U-Pb geochronology and regional implication. Precambrian Research, 1999. v. 95 n.º1-2 p.41-67. ______Tectonic Interpretation of 40Ar/39Ar ages on country rocks from the central sector of the Rio Negro-Juruena Province, suthwest of Amazonian Craton. International Geology Review, 1996. v.38, n.º1 p.42-56. BEZERRA, P.E.L.; et al. Projeto zoneamento das potencialidades dos recursos naturais da Amazônia Legal. Fundação Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística. Departamento de Recursos Naturais e Estudos Ambientais. Rio de Janeiro: IBGE, 1990, 212p. BICKFORD, M.E. et al. Proterozoic history of the midcontinent region of North America. Geology, 1986, v.14, p.492-496. BIZZINELLA, G.A. et al. Projeto Tapajós-Sucunduri, relatório final-parte II. Manaus, DNPM/CPRM. 1980. v.I-B. Inédito BLOOMFIELD, K. & LITHERLAND, M. Projeto de exploración mineral del oriente boliviano. Proyecto precámbrico; fase1-1976-1979. Informe n.º1 - Resumen de la geologia y potencial de minerales del area del proyecto,zona sud. Trad. do inglês por Gustavo Donoso. Santa Cruz. Servicio Geológico de Bolívia,1979, 56p. BORGHI, L. Caracterização das fácies sedimentares da Formação Furnas em afloramentos da borda leste da Bacia sedimentar do Paraná (Estado do Paraná). Anais Acad. Bras. Ci.1997a. n.º69 p.139 ______O limite das Formações Furnas e Ponta Grossa (Praguiano, Devoniano) como um evento tafonômico, In: Simpósio sobre a Cronoestratigrafia da Bacia do Paraná, 3, Barra do Garças, MT. Bol. Resumos...Rio de Janeiro, UERJ, p.11-12. ______A Formação Furnas revisada no bordo leste da Bacia do Paraná. In: Simpósio Sul Americano do Siluro Devoniano: Estratigrafia e Paleontologia, Ponta Grossa, Paraná 1996. Anais...Ponta Grossa Gráfica Planeta Ltda., p.13-28. ______Caracterização e análise faciológica da Formação Furnas em afloramentos do bordo leste da Bacia do Paraná. Rio de Janeiro. Instituto de Geociências, UFRJ, Dissertação de Mestrado, 1993. 227p. BORGHI, L. & MOREIRA, M.I.C. Contribuição ao conhecimento do Paleozóico Inferior da Bacia do Paraná: mapeamento geológico da região oriental da Chapada dos Guimarães, Estado do Mato Grosso. A Terra em Revista. Revista Técnica e Informativa da CPRM. 1998. n.º 4 p. 22-31. BOTELHO, N.F. et al. Petrologia e potencial metalogenético de granitos de Peixoto de Azevedo – Alta Floresta, Mato Grosso. VI Simpósio de Geologia do Centro Oeste. Cuiabá. 1997. Atas... Cuiabá-MT, p.40-41. 309
BRAGA,S.F.L. & SIQUEIRA, L.P. Three-dimensional gravity modelling of the basement topography beneath Parecis Basin, Brazil, constrained by spectral estimates of depth to magnetic sources. 5th Latin American Petroleum Congress. BRAIT FILHO, L.; FERRON, M.; MARAUI, C.A. e LATORRACA, F. Diretrizes geológicas para prospecção e pesquisa de aluviões auríferos na região de Novo Planeta - Alta Floresta, MT. In.: XXXIV Congr. Brasil. Geol., 1986, Goiânia. Anais... Goiânia: SBG. v. 5, p. 1982- 1992. BRASIL NETTO, A. A Bacia dos Formadores do Xingu (Aspectos Gerais). Museu Paranaense Emílio Goeldi. Publ. Avulsas. Belém: DNPM/CPRM/UNESP, 1964. n.º 1, 8 p. BURJACK, M.I.A. & POPP, M.T.B.. A ocorrência do icnogênero Arthrophycus no Paleozóico da Bacia do Paraná. Pesquisas,1981. v.14 p.163-167. CARNEIRO M.A. et al. Proterozoic crustal evolution at the southern margin of the Amazonian Craton in the State of Mato Grosso, Brazil; Evidence from Rb-Sr e K-Ar data. Precambrian Research 1992 v.59 n.º 3-4 p.263-282. ______. Petrografia e geocronologia dos granitóides de São José dos Quatro Marcos, sudeste de Mato Grosso. Rev. Bras. Geol. SBG, 1989 v.10 n.º3 p.133-140. CARNEIRO, M.A. Contribuição à geologia da região de São José dos Quatro Marcos - MT. São Paulo: USP, 1985. Dissertação de Mestrado. 92 p. Mapa de domínios petrográficos da região de São José dos Quatro Marcos, MT. Escala 1:100.000. ______Contribuição à geologia da região de São José dos Quatro Marcos (MT). In.: Revista Brasileira de Geologia, São Paulo: SBG, 1986. v. 16 (2), p. 236. CARNEIRO, M.A.; ULBRICH, H. H. G. J. e KAWASHITA, K. Petrografia e geocronologia dos granitóides de São José dos Quatro Marcos, Sudoeste de Mato Grosso. In.: Revista Brasileira de Geologia. São Paulo: SBG, 1986. v. 19 (2), p. 132-140. CARVALHO, M. S. de C. et al. Depósitos de diamante da fazenda Camargo, Nortelândia, Mato Grosso. In: SCHOBBENHAUS, C. COELHO, QUEIRÓZ, E.T. de, C.E.S (Coord.). Principais Depósitos Minerais do Brasil: Gemas e Rochas Ornamentais. Brasília DNPM, 1991. p. 161- 176 - v.4 Parte A. CARVALHO, M.S. de & FIGUEIREDO, A.J. de. A caracterização litoestratigráfica da bacia de sedimentação do Grupo Beneficente no Alto Rio Sucunduri-AM. In: I Simpósio de Geologia da Amazônia, Belém, 1982. Anais ..., Belém: SBG, 1982. v.1 p.26-44 COIMBRA, A. M. Sistematização crítica da obra. Tese de Livre Docência, IAGUSP 1991. 54p. CONCIANI, W. Estudo do Colapso do Solo Através de Ensaios de Placa Monitorados com Tensiômetros e Tomografia Computadorizada. Tese de Doutoramento. USP, Escola de Engenharia São Carlos. 1997. 177p. e 6 Apêndices CORDANI et al. Evolução tectônica da Amazônia com base nos dados geocronológicos. Actas do II Congresso Geológico Chileno, Arica, 1979. Chile. 4:137-148-1979. CORDANI, U.G. & HASUI, Y. Comentários sobre os dados geocronológicos disponíveis para a Folha Goiás. In: SCHOBBEHAUS FILHO, C et al. Carta geológica do Brasil ao milionésimo; folha SD.22 Goiás. Brasília, DNPM 1975. 114p., p.85-95. CORDANI, U.G. & TASSINARI, C.C.G. Comentários sobre os dados geocronológicos disponíveis para as folhas SD.21-Cuiabá, SE.21-Corumbá e SF.21 Rio Apa In: SCHOBBENHAUS FILHO, C. Carta Geológica do Brasil ao Milionésimo. Brasília, BNPM, 1979. 13p. , 1 tab. CORRÊA, J.A. et al. Projeto Bodoquena; Relatório final, Goiânia, DNPM/CPRM, 1976. 8v. COSTA, J.B.S. & HASUI, Y. Evolução Geológica da Amazônia. In: Contribuição à Geologia da Amazônia, COSTA, MARCONDES LIMA da, coord. Belém: FINEP/SBG. Núcleo Norte, 1977. 437p. (Panorama do Conhecimento Geológico por Ocasião do V Simpósio de Geologia da Amazônia, em Belém do Para, de 27 de maio a 02 de junho de 1996). p.15-89. COSTA, M.L. Aspectos Geológicos dos Lateritos da Amazônia. Revista Brasileira de Geociências, 1971, v.21 n.º 2 p.146-160. COUTINHO, W.M. - Fontes termais, riqueza mal aproveitada. Revista Contato n.º 134, p.30-31, 1996. COUTINHO, W. M. et al. - Projeto Opções Tecnológicas para o Controle Ambiental da Atividade Garimpeira em Poxoréo - Mato Grosso METAMAT/DNPM/FEMA, 1993 (Relatório Primeira Fase). 310
______“Diagnósticos das Atividades Mineradoras do Alto Rio Paraguai” - METAMAT/FEMA, 1996 (Inédito) v.1 e 2. ______Potencialidades e Perspectivas da Indústria Mineral do Estado de Mato Grosso. 1997. Relatório Interno – METAMAT (inédito) CROSTA, A.P. Mapeamento geológico do Domo de Araguainha utilizando técnicas de sensoriamento remoto. Dissertação de Mestrado IGUSP. 1982 108 p. CUNHA, B.C.C. & BEZERRA, P.E.L. Estromatolitos silicosos no Grupo Cubencranquém. In: II Symposium Amazônico, MME/DNPM, 1984 Manaus. p. 481-486. CUNHA, B.C.C. da et al. Geologia. In: BRASIL. DNPM. Projeto RADAMBRASIL. Folha SC. 22 Tocantins. Rio de Janeiro, 1981. p. 21-196. (Levantamento de Recursos Naturais, 22). DAEMON, R.F. & QUADROS, L.P. Bioestratigrafia e palinologia do Paleozóico Superior da Bacia do Paraná. PETROBRAS, Rel. DESUL n.º 384 1969, Ponta Grossa, PR. DALLAGNOL, R.; LAFON, J.M.; MACAMBIRA, M.J.B. Proterozoic anorogenic magmatis in the Central Amazonian Province, Amazonian Craton – geochronological, petrological and geochemival aspects. Mineralogy and Petrology, 1994. v.50 n.º1-3 p. 113-118. DAOUD, W.E.K. & VEIGA, A.T.C. A importância dos processos de cisalhamento na gênese das mineralizações auríferas de Novo Planeta, Alta Floresta - MT. In.: XXXV Congr. Brasil. Geol., 1988, Belém. Anais... Belém: SBG. v. 1, p. 88-92. DEL’ARCO, J.O. et al. Geologia. In: BRASIL. DNPM. Projeto RADAMBRASIL. Folha SE. 21 Corumbá e Parte da Folha SE.20. Rio de Janeiro, 1982. p. 25-160. (Levantamento de Recursos Naturais, 27). DEQUECH, V. Comissão para o estudo de jazidas auríferas do Urucumacuan, relatório final. Rio de Janeiro. DNPM, 1943. 53p. Inédito. DERBY, O.A. A geologia da região diamantífera do Paraná no Brasil. Arq. Mus Nac., n.º 3, p.89-96, Rio de Janeiro,1878. ______Nota sobre a geologia e paleontologia de Mato Grosso. Archivos do Museu Nacional, Rio de Janeiro (9):59-88,1895. Diagnóstico Ambiental dos Garimpos da Região Norte do Estado de Mato Grosso. Brasília: DNPM, 1994. Série Tecnologia Mineral 47, Seção Controle Ambiental 3. 171p. Diagnóstico das Atividades Mineradoras do Bacia do Rio Teles Pires. Cuiabá: PRODEAGRO/FEMA/METAMAT, 1995. Resumo, 50 p.; v. 2: memoriais 1 e 2; v. 4: capítulos 3 (58 p.), 4 (30 p.) e 5 (39 p.); e Mapas de localização das regiões garimpeiras, escala 1:100.000. DIETZ, R.S. ; FRENCH, B.; OLIVEIRA, M.A.M. de. Araguainha Dome (Goiás) and Serra da Gangalha (Mato Grosso). Probable Astroblemes. In. XXVII Congr. Bras. Geol. Aracaju, 1973. Resumo das Comunicações. Sessões Técnicas. Aracaju: SBG. 1973. Boletim 1, p102-3. DIETZ, R.S. et al. Araguainha Dome (GO) and Serra da Cangalha (MT): probable astroblemes. XXVII Congr. Bras. Geol., Aracaju, 1973. Boletim n.º1 Aracaju (Resumo das Publicações, p.102-103). DORR, J.V.N. Manganese and iron deposits of morro do Urucum, Mato Grosso. Brazil. Bull. U.S. Geological Survey, Washington 946-A, 45p., 1945. DRAGO, V.A. et al. Geologia. in: Brasil. Ministério das Minas e Energia. Secretaria Geral. Projeto RADAMBRASIL. Folha SD.22-Goiás. Rio de Janeiro, 1981 (Lev. de Recursos Naturais, 25). DRAGO, V.A. Seqüência vulcano-sedimentar na borda meridional da Plataforma Amazônica. In.: II Simpósio. Amazonas., 1984, Manaus. Anais... Manaus: DNPM, p. 25-36. DREHER, A.M. et al. Associação básico-anortosítica dos rios Curuquerê e Ciriquiqui, Município de Lábrea, Estado do Amazonas. In: XXIX Congr. Bras. Geol., Ouro Preto, 1976. Anais...Ouro Preto, Resumo dos Trabalhos. Ouro Preto, SBG. 1976 p.191. ENCONTRO SOBRE SENSORIAMENTO REMOTO APLICADO A ESTUDOS NO PANTANAL. Corumbá: INPE, 1995. Livro de Resumos, 177p.. EVANS, J.W. The geology of Matto Grosso, particulary the region drained by the upper Paraguai. Q. J. Geol. Soc. London, 50 (2):85-104,1894. FAIRCHIELD, T. et al. Microfossils ”in eopaleozoic” Jacadigo Group at Urucum, Mato Grosso, southwest Brasil. Bol. IG. Instituto de Geociências, São Paulo 1978, v. 9 p.74-79. 311
FARIA, A. & REIS NETO. Nova unidade litoestratigráfica pré-Furnas no sudoeste de Goiás. In: XXX Congr. Bras. Geol., Recife, 1978. Resumo das Comunicações... Recife. SBG. 136- 137. FARIA, A. Formação Vila Maria, nova unidade litoestratigráfica siluriana da Bacia do Paraná. Ciências da Terra, 1982. n.º 3 p.12-15. FARID, L. H. et al. Diagnóstico preliminar dos impactos ambientais gerados por garimpos de ouro em Alta Floresta/MT, um estudo do caso. Rio de Janeiro: CETEM/CNPq. 1992. 190p. (Tecnologia Ambiental, 2). FEMA Levantamento das Cerâmicas, Olarias e Dragas na região de Cuiabá/Várzea Grande. Mapa com a localização das unidades produtoras. Dados preliminares. 1996 (Inédito). FEMA-MT. O uso da terra e o garimpo na bacia do Rio São Lourenço, Mato Grosso-reflexos no meio ambiente. Cuiabá FEMA-MT. 1996. 26p. FERREIRA, E.O. Carta Tectônica do Brasil. Nota explicativa. 1972. MME-DNPM. Bol. n.º 1 19p. FETTER, C. W. 1988. Applied hydrogeology. Merril Publishing Company, Ohio, 2 ed., 592 p. FIGUEIREDO, A.J. de A. & OLIVATTI, O. Projeto Alto Guaporé; relatório final integrado. Goiânia, DNPM/CPRM, 1974. v. XI. Inédito. FLORENCE, G. & PACHECO, J. Carta Geológica do Estado de São Paulo, escala 1:2.000.000. São Paulo, Comissão Geográfica e Geológica, 1929. FULFARO, V.S. e PERINOTTO, J.A.S. Geomorfologia do Estado do Mato Grosso do Sul e o arcabouço estrutural. GARIMPOS DE POCONÉ. PRODEAGRO/PNMA, Parte 01: Anexos 1: Laudos técnicos; 2: Roteiro básico para elaboração do plano de controle ambiental para permissão de lavra garimpeira; 3: Considerações gerais sobre a central de amalgamação; 4: Critérios utilizados para classificação dos empreendimentos; e 5: Roteiro para análise do PRADE. Parte 02: continuação do Anexo 5: Roteiro para análise do PRADE; e Anexo 6: Mapa de localização dos garimpos do município de Poconé-MT. 1995 GARIMPOS DO BRASIL. Brasília: DNPM, Divisão de Fomento da Produção Mineral, 1983. Avulso, 5. 378 p. GEOLOGIA DA REGIÃO DA SERRA DO AMOLAR, FOLHAS MORRARIA DA ÍNSUA (SE.21- V-D-V), LAGOA MANDIORÉ (SE. 21-Y-B-II) e AMOLAR (SE.21-Y-B-III). Brasília: DNPM, 1991. Texto Explicativo, 58 p.. Cartas Geológicas, escala 1:100.000. Convênio: DNPM/CPRM. GEOLOGIA DA REGIÃO SUL-SUDOESTE DE GOIÁS E PARTES DO LESTE MATO- GROSSENSE E DO TRIÂNGULO MINEIRO (PROJETO GOIÂNIA II). Brasília: DNPM, 1980. Série Geologia 16: Seção Geológica Básica 12, 75 p. Mapa Geológico Integrado, Escala 1: 500.000. GEOLOGIA DAS REGIÕES CENTRO E OESTE DE MATO GROSSO DO SUL - PROJETO BODOQUENA. Brasília: DNPM, 1979. Série Geologia 6: Seção Geologia Básica, 3. 111 p. Mapa Geológico Integrado, escala 1: 500.000. Convênio DNPM/CPRM. GEOLOGIA DO CENTRO LESTE DE MATO GROSSO, Ponta Grossa: , 1970. Relatório nº 394. 46 p.. GEOS. Plano de Aproveitamento Econômico, Calcário do Morro Branco, Chapada dos Guimarães, 1983 (Inédito). GERALDES, M.C. et al. Age of proterozoic crust in SW Mato Grosso, Brazil: evidence for a 1.450 Ma magmatic arc in SW Amazônia. GSA Abstracts with Programs, BTH 75. 1998. Annual Meeting, october 26-29. ______U/Pb constraints on the origin of mesoproterozoic granites of Pontes e Lacerda region, SW of Amazonian Craton. South American Symposium on Isotope Geology. 1997. Campos de Jordão, São Paulo – Brazil. Extended Abstract. GERALDES, M.C. & SCHUMUS, W.R. Geochronology and geochemistry studies of Mesoproterozoic arc in SW Amazonian Craton. American Geophysical Union, 1998. Fall Meeting. Published as a Supplement to Eos, Transactions, AGU v.79 n.º45, november 10, (V72A-13). GERALDES, M.C. Estudos Geoquímicos e Isotópicos das Mineralizações Auríferas e Rochas Associadas da Região de Pontes e Lacerda (MT). Dissertação de Mestrado. IG-UNICAMP. 1996. 104p. 312
GIBSON, S.A. et al .Late Cretaceous rift-related upwelling and melting of the Trindade starting mantle plume head beneath western Brazil. In: Contrib. Mineral. Petrol, 1996. 27 p. GONÇALVES, A.C. & SCHENEIDER, R.L. Geologia do Centro Leste. Ponta Grossa, PETROBRAS, 43 p. (Relatório Técnico Interno 394). 1970 GONÇALVES, S.A. & SCHNEIDER, R.L. Geologia de semi detalhe da região de Sangradouro, Batovi-Tesouro e Guiratinga, Mato Grosso. Ponta Grossa, PETROBRAS-DESUL, 1970 43p. (Relatório Interno, 394). GONZAGA DE CAMPOS, L.F. Seção Geológica. In: Comissão Geographica e Geológica. Relatório...1889. São Paulo. p 21-34. GONZAGA, M.G. & TOMPKINS, L.A. Geologia do Diamante. In: SCHOBBENHAUS, C. et al. Principais Depósitos Minerais do Brasil – Gemas e Rochas Ornamentais – Volume IV, Parte A. Cap. IV. DNPM/CPRM, 1991 p.53-117. GOUVEA, C.A.T. & GOUVEA, J.G.B. Prospecção Geoquímica do Corpo Serpentinítico do Morro Sem Boné. XXXI Congresso de Geologia, Balneário de Camboriú, 1980. Anais... Santa Catarina, v.3, p.1525-1539 ______Prospecção geoquímica do corpo serpentinítico do Morro Sem Boné – Vila Bela, Mato Grosso. XXXI Congr. Bras. Geol. Camboriú, 1980. Anais... Camboriú v.3 p.1525-1539. GRAY et al.. Silurian-age fossils from the paleozoic Paraná Basin, Southern Brasil. Geology 1985.v.13 p.521 GUIMARÃES, G., GLASER, I., MARQUES, V.J. Sobre a ocorrência de rochas alcalinas na região de Iporá, Goiás. Min. Metal., 1968. Rio de Janeiro, v.48 n.º 283 p.11-15, jul. HALES, F.W. Anomalias magnéticas de origem profunda na Fossa do Araguaia e no Pantanal; sua implicações geológicas. Mineração & Metalurgia, 1981. Rio de Janeiro v.44 n.º 425 p.24-30, jan./fev. HARALYI, N.L.E. Os Diamantes de Juína, Mato Grosso. In: SCHOBBENHAUS, C. COELHO, QUEIRÓZ, E. T. de, C. E. S.(Coord.). Principais Depósitos Minerais do Brasil: Gemas e Rochas Ornamentais. Brasília DNPM, 1991. p.155-160 - v.4 Parte A. HASUI, Y & ALMEIDA F.F.M de. The central Brasil shield reviewed. Epidodes1985 v.8 p.29-37. ______de. Geocronologia do centro-oeste brasileiro. Bol. Soc. Bras. Geol., 1970. São Paulo, SBG v.19 n.º1 p.5-26. HASUI, Y. Neotectônica e aspectos fundamentais da tectônica ressurgente no Brasil. In: Workshop Sobre Neotectônica e Sedimentação Cenozóica Continental no Sudeste Brasileiro, Belo Horizonte. 1990. Anais...SBG p.1-31. HASUI, Y., DYER, R. e IWANUSCH, W. Geocronologia das rochas alcalinas de Santo Antônio da Barra, GO. XXV Congresso Brasileiro de Geologia, São Paulo 1971. Anais. São Paulo, SBG. v.1, p.253-258 HASUI, Y.; HARALYI, N.L.E.; SCHOBBENHAUS, C. Elementos geofísicos e geológicos da região amazônica: subsídios para o modelo geotectônico. In.: II Symposium Amazônico., 1984, Manaus. Anais... Manaus: DNPM, p. 83-85. HEATH, R. C. 1983. Hidrologia básica de água subterrânea. (tradução de Mário Wrege e Paul Potter). U. S. Geological Survey, Water Supply Paper, 2220, 84p. HENNIES, W.T. Geologia do Centro-Oeste Matogrossense. São Paulo, Escola Politécnica. USP, 1966. Tese de Doutoramento. HOFFMAN, P.F. Speculation on Laurentia´s first gigayear (2.0-1.0 Ga). Geology, 1989, 17 p.135-138. HUSSAK, E. Notas preliminares sobre os augito-porfiritos de Paranapanema. B. Com. Geogr. Geol. Prov. São Paulo, São Paulo 20: 35-39, 1889. IANHEZ, A.C. et al. Geologia. BRASIL. DNPM. In: Projeto RADAMBRASIL folha SD.22 Goiás. Rio de Janeiro, 1983 (Levantamento dos Recursos Naturais; 31). ______, A.C. et al. Seqüências vulcano sedimentares das regiões de Amorinópolis e Piranhas- Sudoeste de Goiás. Goiânia, Projeto RADAMBRASIL, 1983. 13p. (Relatório Interno IANHEZ, A. C., SOUZA JÚNIOR, J.J., et al. Geologia In. Brasil. Ministério das Minas e Energia. Departamento Nacional da Produção Mineral. Projeto RADAMBRASIL. Folha SE.22- Goiânia: DNPM, 1983. p. 23 a 348 (Levantamento de Recursos Naturais, v. 31). RADAMBRASIL, 572 G.) 313
ISOTTA, C.A.L. et al. Projeto Província Estanífera de Rondônia, relatório final. Porto Velho. DNPM/CPRM, 1978. v.1 Inédito. ISSLER, R.S. Esboço geológico - tectônico do Cráton do Guaporé. In.: Revista Brasileira de Geociências. São Paulo. SBG. 1977. v.7(3):177-211. IWANUCH, W. Geologia da região do Domo de Sucunduri, São Paulo, USP, Instituto de Geociências 1981. 149p. Dissertação de Mestrado. JUSTO, L.C. Projeto “Mapas Metalogenéticos e de Previsão e de Previsão de Recursos Minerais”. Folha Vila Guarita, SC-21-Z-B, Norte de Mato Grosso. In: XXXIV Congr. Bras. Geol. 1986, Goiânia. Anais....Goiânia: SBG, 1986, v.2, p.1021-1035. LEAL, J.W.L. et al. Geologia In: Brasil. Ministério das Minas e Energia -Departamento Nacional da Produção Mineral - DNPM. Projeto RADAMBRASIL. Folha SC.20-Porto Velho. Rio de Janeiro: DNPM, 1978, p.17 -184. (Levantamento de Recursos Naturais v.16). ______Granito Serra da Providência. In: XXIX Congr. Bras. de Geol., 1976, Ouro Preto, 1976, Resultado dos Trabalhos. Belo Horizonte, SBG, 1976, p.187. ______Esboço geológico de parte da Folha SC-20 Porto Velho. In.: XXVIII Congr. Brasil. Geol., Porto Alegre. 1974. Anais... Porto Velho: SBG. v.4, p.269-275. LEAL, J.W.L.; JOÃO, X.S.J., SANTOS, D.B. dos. Aspectos geológicos e possibilidades metalogenéticas da área limítrofe Pará-Mato Grosso (Folha SC. 21-X-C Rio São Benedito). In.: XXXI Congr. Brasil Geol. 1980. Balneário Camboriú. Anais... Balneário Camboriú: SBG, v. 3, p. 1589-1600. LEITE, J.A.D. et al. Anatomia e Interpretação das Lavas Basálticas subaquosas das seqüência Vulcano-Sedimentar Quatro Meninas, Araputanga, MT. IN: XXXIV Congr. Bras. Geol. Bol. Res. Breve Com. p.99, 1986. LEITE, J.A.D. Contexto geológico e geoquímico das lavas máficas da Seqüência Vulcano- Sedimentar Quatro Meninas, Município de Indiavaí, MT. UFRGS Porto Alegre. Dissertação de Mestrado. 1989, 82p. LEVANTAMENTO NACIONAL DOS GARIMPEIROS. Brasília: DNPM, 1993. Série Tecnologia Mineral 45, Relatório Analítico. 90 p. LIBERATORE, G. et al. .Projeto Aripuanã-Sucunduri; relatório final. Manaus, DNPM/CPRM, 1972. v.1 LIMA, M.I.C. Interpretação lito-estrutural da Chapada do Cachimbo (PA-AM-MT), baseada em imagens de Radar e LANDSAT. In: Simp. Latino-Americano de Sensoriamento Remoto. Gramado.1986 Anais... Gramado: INPE p.826-839. ______Províncias geológicas do Cráton Amazônico em território brasileiro. In: II Symposium Amazônico, 1984, Manaus. Anais... Manaus, DNPM, 1984. 518p. LISBOA, M.A.R. Oeste de São Paulo, Sul de Mato Grosso, geologia, indústria mineral, clima, solo agrícola, industria pastoril. Rio de Janeiro; Typ. Jornal do Comércio, 1909. 172p. LITHERLAND, M. et al. The geology and mineral resources of the Bolivian precambrian shield. London, Bristhish Geological Survey, Overseas Memoir 9, 1986. 153p. (Natural Environment Research Council). ______Andean-trending mobile belts in the brasilian shield. Nature, 1985. v.314 p.345-348. ______. The proterozoic of eastern Bolivia and its relationship to the andean mobile Belt. Precambrian Research, 1989, 43 p.57-174. LOGUERCIO, S.O.C. & ORLANDI FILHO, V. Interpretação de imagens de ERTS - 1 na região Centro-Sul de Mato Grosso (Geossinclíneo Paraguai-Araguaia). In.: XXVIII Congr. Brasil. Geol., 1974, Porto Alegre. Anais... Porto Alegre: SBG. p.321-337. LOPES, R.S. Águas Minerais do Brasil, Composição, Valor e Indicações Terapêuticas. 2ª Ed. Ministério da Agricultura/DNPM. Rio de Janeiro, 1956. 148p. LUZ, J. da S. et al. Projeto Coxipó; Relatório Final. Fase I. Goiânia., DNPM/CPRM 1980 8v. (Relatório do Arquivo Técnico da DGM, 2750) v.1 ______. Projeto Província Serrana - Texto e Anexos I, II, e III Relatório Final. 1978 Convênio: CPRM/DNPM. MAACK, R. Breves notícias sobre a geologia dos estados do Paraná e Santa Catarina. Arquivos de biologia e Tecnologia (IBTP) 1947, II: 63-154. 314
MACIEL, P. Tilito Cambriano (?) no estado de Mato Grosso. B. Soc. Bras. Geol., São Paulo, 1959. SBG. v.8 n.º1 p.31-39, MADRUGA & ARIMA. Metodologia de ajuste cartográfico a estudos multidisciplinares. SEPLAM-Secretaria de Planejamentoe Coordenação Geral dos Estudas de Mato Grosso. 1995. MARINI, O.J. et al. As Faixas de Dobramentos Brasília, Uruaçu e Paraguai-Araguaia e o Maciço Mediano de Goiás. In: SCHOBBENHAUS, C et al. Geologia do Brasil; texto explicativo do mapa geológico do Brasil, e da área oceânica adjacente, incluindo depósitos minerais, escala 1:2.500.000. Brasília. DNPM. 1984. p.251-306. MARTINELI, C.D.A. Petrografia, estrutural e fluídos da mineralização aurífera dos araés. Doutorado em geologia Regional. Rio Claro IGCE-Cp de Rio Claro UNESP, 1998. 183p. MATOS, J.B. de. Contribuição à geologia de parte da porção meridional do Cráton Amazônico - região de Rio Alegre (MT). São Paulo: USP, 1994. Dissertação de Mestrado. 108 p. MATOS, J.B. & RUIZ, A.S. Contribuição à geologia da folha Santa Rita, Mato Grosso. In: Simp. de Geol. do Centro-Oeste. Cuiabá 1991. Atas...p.122-130. MELLO, A.F.F. de. et al. Projeto Molibdênio em Roraima; relatório final. Manaus, DNPM/CPRM, 1978. v. 1-B. Inédito. MELO, J.C.R. Projeto Águas Quentes Juscimeira. Relatório Preliminar de Pesquisa. METAMAT,1981 METAMAT, 1987. (Inédito), MENDES, J.C. & PETRI, S. Geologia do Brasil. Rio de Janeiro, Instituto Nacional do Livro, 1971. 207p. (Enciclopédia Brasileira, Biblioteca Universitária, Geociências, Geologia, 9. MENDES, J.C. A Formação Corumbataí na região do Rio Corumbataí. USP Boletim 145. 1952. São Paulo. ______. The Passa Dois Group. (The brasilian portion of the Paraná Basin). In: Bigarela, J.J.; Pinto, I.D. Problems in Brasilian Gondwana Geology - Brasilian Contribution to the Inter. Simp. on the Gondwana Strat and Palm. 1967, p. 27-100. Curitiba. MENEZES, R. G., LOPES, I., BEZERRA, J.R.L. Pontes e Lacerda. Estado de Mato Grosso. Carta geológica e texto explicativo. Prog. Lev. Geol. Bás. CPRM-DNPM. 1993. MENTE, A.; PESSOA, M. D.; LEAL, O. 1983. Mapa Hidrogeológico do Brasil. Escala 1:5.000.000. DNPM, 1 mapa. METAMAT. Projeto Pesquisa para Argila. Convênio METAMAT/CPRM. 197, Relatório Conjunto Preliminar, Cuiabá – MT. 1979. 35p (Interno). ______Secretaria de Indústria, Comércio e Mineração. Companhia Matogrossense de Mineração - METAMAT. Diagnóstico das Atividades Mineradoras da Bacia do Rio Teles Pires: relatório final. Cuiabá: METAMAT, 1994. 176p. ______Diagnóstico das Atividades Mineradoras na Sub-bacia do Alto Paraguai, 1996: relatório final. Cuiabá: METAMAT, 1994. 176p. ______. Fontes Termais do Estado de Mato Grosso, METAMAT. Cuiabá - MT, 1985, 19p. ______. Projeto Baía do Porto de Fora. Relatório Final de Pesquisa. METAMAT 1980 (Inédito). MILANI, E.J. et al. A seqüência ordovício–siluriana da Bacia do Paraná. Boletim de Geociências da PETROBRAS, Rio de Janeiro, 1995. v.9 n.º 2/4 p.301-320. MINISTÉRIO DAS MINAS E ENERGIA - DNPM 12º DISTRITO - Relação dos Titulares de Direitos Minerais Cadastrados até 04/09/1996. MIRANDA, J.G. -- A Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso. Dissertação de Mestrado. 1997 Instituto de Geociências. UNICAMP Campinas/SP. MONTALVÃO, R.M.G. & BEZZERA, P.E.L. Evolução geotectônica do Cráton Amazônico durante o Arqueano e Proterozóico. Anais do II Simpósio Geologia amazônica. 1985. Anais...Belém. Brasil. SBG. v.1 p.282-297 MONTEIRO, H. et al. Depósito de ouro Cabaçal I, Mato Grosso. In: SCHOBBENHAUS, C., COELHO, C.E.S. (coord.). Principais Depósitos Minerais do Brasil: metais básicos não ferrosos, ouro e alumínio. Brasília: DNPM, 1988, p.535-545. v.3. ______O Greenstone Belt do Alto Jauru. In: XXXIV Congr. Bras. Geol., Goiânia, 1986. Anais... Goiânia, SBG. 1986. v.2 p.630-647. 315
MORAES, L.J. et al. Pesquisa de Cassiterita no Território Federal de Rondônia; relatório preliminar. Avuls. Div. Fom. Prod. Min. Dep. Nac. Prod. Min., Rio de Janeiro. n. 88, 1964. 61p. MOREIRA, M.I.C. & BORGHI, L. contribuição ao conhecimento geológico do Paleozóico Inferior da Chapada dos Guimarães. Anais da Academias Brasileira de Ciências, 1997. v.69, n.º 1, p.139-140. MORENO, J.J.P. Calcário da Fazenda Colina - Relatório Preliminar -METAMAT. Cuiabá. 1970 (Inédito). ______Calcário Rocha - Relatório Final de Pesquisa METAMAT Cuiabá. 1977 (Inédito). ______Calcário Rosário Oeste - Relatório Final de Pesquisa METAMAT. Cuiabá. 1974 (Inédito). MÜHLMANN, H. et al. Revisão estratigráfica da Bacia do Paraná. 1974. PETROBRAS. Relatório DESUL - 444. 187p. NEDER, R.D. Prospectos Minerais Associados às Ocorrências dos rios Alegre e Aguapeí-Serra do Pau-a-Pique Pontes e Lacerda-MT. Relatório interno METAMAT. 1995 (Inédito). ______Calcário da Morro Branco - Relatório Preliminar - METAMAT, 1985. (Inédito). NEDER, R.D., et al. Geologia da região da Província Aurífera da Baixada Cuiabana - Um resumo. Cuiabá, 1992 METAMAT (Inédito). NORTHFLEET, A. et al. Reavaliação dos Dados Geológicos da Bacia do Paraná. PETROBRAS/DESUL, rel. int. 1969 no 385. NORTHFLEET, A.A.; MEDEIROS, R.A.; MÜLMANN, H. Reavaliação dos dados geológicos da Bacia do Paraná. Boletim Técnico da PETROBRAS, 1969. v.12 n.º3 p.291-346. NOVOS PROJETOS. Ambrex Pesquisa Ouro e Diamante - Revista Brasil Mineral n.º 141, pág. 14 - Junho/96. OLIVA, L.A. et al. In BRASIL. DNPM. Carta Geológica do Brasil ao Milionésimo; folha SD.21- Cuiabá. Brasília, 1979. OLIVATTI, et al. Projeto Pesquisa para Argila. METAMAT/CPRM. Relatório Conjunto Preliminar Cuiabá-MT. 1979. 35p (Interno). OLIVATTI, O. & RIBEIRO FILHO, W. Revisão da Geologia do Centro-Oeste de Mato Grosso, Alto Guaporé e Serra Azul. Goiânia. DNPM/CPRM. v.1, 1976. 51p. OLIVEIRA, A.I. & LEONARDOS, O.H. Geologia do Brasil, 2. Ed. Rio de Janeiro, Serv. Inf. Agric., 1943. 813p (Série Didática 2). OLIVEIRA, E.P. Madeiras petrificadas do planalto dos Parecis. Notas Preliminares e Estudos do Serviço Geológico e Mineralógico, 1936. Rio de Janeiro v.3 n.º 2-14. ______Terreno Devoniano do sul do Brasil. Anais da Escola de Minas de Ouro Preto, 1912. Ouro Preto n.º14 p.31-41. OLIVEIRA, M. M. Relatório Integrado de Pesquisa - Fontes Termais de Barra do Garças e Santo Antônio do Leverger. METAMAT 1976 (Inédito). OLIVEIRA, M.A.M. & MÜLMANN, H. 1967. Observations on the geology of CHAPADA dos Guimarães, Mato Grosso. In: BIGARELLA, J.J. (ed.). Problems in Brasilian Devonian Geology. Bol. Paraná. De Geoc. 21/22 p.57-61. ORC LOLL, P.R. & COSTA, J.M.F. da. Gold mineralization in Garimpo do Juruena, Mato Grosso. In.: II Symposium Amazônico, 1984, Manaus. Anais... Manaus : DNPM, p. 505-511 PAES DE BARROS, A.J. Contribuição à Geologia e Controle das Mineralizações Auríferas da região de Peixoto de Azevedo-MT. Dissertação de Mestrado em Geociências, Universidade de São Paulo. São Paulo, 1994. 145p. ______Calcário Itiquira - Relatório Preliminar de Pesquisa - METAMAT. Cuiabá, 1987 (Inédito). 316
PAES DE BARROS, A.J. et al. Contribuição ao Conhecimento Geológico das Províncias Auríferas do Estado de Mato Grosso - METAMAT, 1996. PAULA, C. de C. & DEMORE, P.F. Mineralogia dos concentrados de bateia na baixada cuiabana, MT. In.: XXXIII Congr. Brasil. Geol., 1984, Rio de Janeiro. Anais... Rio de Janeiro: SBG v. 8, p. 4095-4099. PAULA, C.C. Aluvião do ribeirão do couro, baixada cuiabana (Cuiabá, MT) - avaliação preliminar. In.: XXXIV Congr. Brasil. Geol., 1986, Goiânia. Anais... Goiânia: SBG. v. 1. p. 405-415. PELACHIN, P. & DAOUD, W.E.K. Petrografia, petroquímica e Mineralizações dos granitos estaníferos de São Francisco, Aripuanã-MT. In.: XXXV Congr. Brasil. Geol., 1988, Belém. Anais... Belém: SBG. v. 3, p. 1179-1182. PELACHIN, P.; TROMBIN, O.A.; MAGNAGO, E.L. Geologia da mina de estanho de São Francisco, Aripuanã-MT. In.: XXXIV Congr. Brasil. Geol., 1986, Goiânia. Anais... Goiânia: SBG. v. 5, p. 2063-2073. PEREIRA, E. et al. Nova ocorrência de sedimentos eossilurianos (Formação Vila Maria), no bordo noroeste da Bacia do Paraná, região de Rondonópolis (MT). In: II Simp. Cronoestr. Bacia do Paraná, Porto Alegre, 1995. Bol. Res. Expandidos... Porto Alegre, 1995. Bol. Resumos Expandidos...Porto alegre, ILEA-UFRGS, p. 32-35. PESSOA M.R. et al. Projeto Jamanxim, relatório final, Manaus, DNPM-CPRM, 1977. 11v. PETRI, S. & FULFARO, V. J. Geologia da Chapada dos Parecis, Mato Grosso, Brasil. In.: Revista Brasileira de Geologia, São Paulo: SBG, 1981. v. 11 n.º4, p.274-282. PETROBRAS. Perfil Composto - Poço AGST-1-MT Alto Garças. Alto Garças:, 1965. Dados do perfil elétrico Schlumberger. PINHO, F.E.C. Estudo das rochas encaixantes e veio mineralizados a ouro do Grupo Cuiabá, na região denominada “Garimpo do Araés”, Nova Xavantina - Estado do Mato Grosso. Porto Alegre: UFRS, 1990. Dissertação de Mestrado. 114p. PINHO, F.E.C., PINHO, M.A.S. Geoquímica do Depósito de Ouro de Nova Xavantina-Leste do Estado de Mato Grosso. In: XXXVI Congr. Bras. Geol. 1990, Natal. Anais... Natal: SBG. 1990, v.3 p.1316-1330. PINHO, M.A.S.B. & PAES DE BARROS, A.J. Relatório de Viagem, A Região de Itiquira e Alto Garças, METAMAT 1987 (Inédito). PINHO, M.A.S.B. Cadastramento das Informações Geológicas do Estado de Mato Grosso. Cuiabá: METAMAT 1984, 118p. ______Geologia, petrologia e geoquímica das rochas ocorrentes ao longo do Rio Aguapeí – sudoeste do Cráton Amazônico – Pontes e Lacerda – MT. Porto Alegre UFRGS. Dissertação de Mestrado 199p. ______Relatório de Viagem às Fontes de São Vicente, Juscimeira, Poxoréo, General Carneiro, Barra do Garças. PLANO DE MANEJO DA RESERVA ECOLÓGICA DE APIACÁS. Mapa de unidades geológicas, escala 1:250.000. POCONÉ: UM CAMPO DE ESTUDOS DO IMPACTO AMBIENTAL DO GARIMPO. Rio de Janeiro: CETEM/CNPq, 1991. 2º ed. rev., Série Tecnologia Ambiental 1; 113 p. POPP, M.T.B. Estudo preliminar sobre o conteúdo paleontológico da Formação Vila Maria (pré- Devoniano) da Bacia do Paraná. 1981Pesquisas v.14 n.º 269-180. PORTO, C.G. Intemperismo em regiões Tropicais. In : Geomorfologia e Meio Ambiente, GUERRA, ANTONIO TEIXEIRA & CUNHA, SANDRA BATISTA (organizadores). Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 1996. 372p. PRIEM, H.N.A. Rb-Sr chronology of precambrian crustal evolution in Rondônia (western margin of Amazonian Craton), Brazil. Journal of South American Earth Science, 1989, v.2 n.º2 p.163-170. PROGRAMA DE CONTROLE AMBIENTAL DA GARIMPAGEM DE OURO PARA O DESENVOLVIMENTO SUSTENTÁVEL DA BACIA DO TAPAJÓS. Belém: SECTAM- PA/MMA SEICOM-PA/FEMA-MT/SEICOM-MT/METAMAT-MT/MME-DNPM: jun. 1993. 76 p. 317
PROJETO AEROGEOFÍSICO JURUENA - TELES PIRES. CPRM/PROSPEC/ENCAL/LASA,. v.2: Mapas de contorno do campo magnético residual, escalas 1:100.000 e 1:250.000; e v. 3: Mapas de contorno dos valores radiométricos de contagem total, escalas 1:100.000 e 1:250.000. 1991 ______Relatório Final, Fase I. 34 p. Anexos I (Quadros sinópticos das operações do levantamento) e II (Listagem das linhas aprovadas e utilizadas no processamento). 1991 PROJETO ÁGUAS QUENTES. Goiânia: CODEMAT. Relatório Final. Convênio: CPRM/CODEMAT. 1973. PROJETO ALTO GUAPORÉ. Goiânia: CPRM v.11 (Relatório Final Integrado). 173p. Convênio DNPM/CPRM. 1974. ______v. 2, (Relatório Final) Folha Barra do Bugres SD. 21-Y-D. Convênio: DNPM/CPRM. 1974. PROJETO ALUVIÕES DIAMANTÍFEROS DE MATO GROSSO. Goiânia: CPRM,. Relatório Final. 89 p. Seções Geológicas, escala 1: 100.000. Convênio: DNPM/CPRM. 1972. PROJETO APIACÁS. Belém: CPRM, Relatório do Progresso II, v.1, 35p. Mapa geológico, escala 1: 250.000. 1980. Convênio DNPM/CPRM. PROJETO APIACÁS-CAIABIS (RECONHECIMENTO GEOLÓGICO). Goiânia: CPRM, 1975. v.1 (Relatório Final Integrado) 89 p. Convênio: DNPM/CPRM. PROJETO ARIPUANÃ-SUCUNDURI. Manaus: CPRM,. v.1, (Relatório Final) 146p. Mapa geológico e topográfico da ocorrência de Manganês de Natal (Igarapé Jaturaninha) Rio Aripuanã. Convênio: DNPM/CPRM. 1972. PROJETO CASSITERITA. LASA,. Relatório geológico de áreas adjacentes ao Território Federal de Rondônia, 80p. 1972. PROJETO CENTRO-LESTE DE RONDÔNIA. Porto Velho: CPRM,. Nota explicativa da 2º Fase, 17 p. Mapa Geológico, escala 1: 250.000. Convênio: DNPM/CPRM. 1984. PROJETO CENTRO-OESTE DE MATO GROSSO. Goiânia: CPRM,. v.3 (Relatório Final), Folha Cuiabá NE-SD.21-X. Convênio: DNPM/CPRM. 1974. ______v.4 (Relatório Final) 106 p. Mapa Geológico, Escala 1:100.000. Convênio: DNPM/CPRM. 1974. PROJETO COXIPÓ. Goiânia: CPRM,. (Relatório Final - Fase I), 136p. Convênio: DNPM/CPRM. 2v. 1980. ______(Relatório Final-Fase II Fotointerpretação). Nota explicativa das folhas: Cáceres SE 21-V-B. Poconé SE 21 - X-A e Cuiabá SD-Z-C. 14p., 11p. e 17p. respectivamente. Mapas geológicos, escala 1:250.000. 1980. PROJETO CUIABÁ. Cuiabá: (Guimarães, G. e Almeida, L. F. G. de), Relatório Final,.1969 45p. PROJETO DE COMERCIALIZAÇÃO DE CALCÁRIO AGRÍCOLA NO ESTADO DE MATO GROSSO METAMAT 1980, v.2. PROJETO DE DESENVOLVIMENTO INTEGRADO DA BACIA DO ARAGUAIA-TOCANTINS. BRASÍLIA. PRODIAT. 1982. 238p. PROJETO DE ORIENTAÇÃO TÉCNICA À RESERVA GARIMPEIRA DE PEIXOTO DE AZEVEDO. METAMAT, Relatório Final. 13p. Anexos: Documentário fotográfico, mapas de locação do shaft (detalhe) e mapas de vegetação. 1993. PROJETO ESTUDOS DOS GARIMPOS BRASILEIROS - ESTADO DE MATO GROSSO. CPRM, 19--. Relatório Anual. p.29-69. PROJETO JAMANXIM; RELATÓRIO FINAL, PARTE II. Manaus, DNPM/CPRM, 1977 v. I-C. Inédito. PROJETO MANISSAUÁ-MISSU (RECONHECIMENTO GEOLÓGICO) Goiânia; CPRM, 1975. 2v.(Relatório Final). Mapas geológicos com Notas explicativas e mapas de caminhamento, escala 1:250.000. Convênio: DNPM/CPRM. PROJETO MAPAS METALOGENÉTICOS E DE PREVISÃO DE RECURSOS MINERAIS - FOLHA SD-21-Y-D, Barra do Bugres, Escala 1:250.000. Goiânia: CPRM, 1985. v.1, Textos e Mapas 26p. Convênio: CPRM/DNPM. ______- FOLHA SC.20-Z-D PIMENTA BUENO, ESCALA 1:250.000. Porto Velho: CPRM, 1983. v.1. Convênio: DNPM/CPRM. ______CUIABÁ, FOLHA SD.21-Z-C REGIÃO CENTRO-OESTE. Brasília: CPRM, 1986. Texto e mapas, 9 p. Carta Metalogenética, Carta de Previsão de Recursos Minerais 318
e Carta de Previsão de Ações Governamentais, escala 1:250.000. Convênio: DNPM/CPRM. ______ROSÁRIO OESTE, FOLHA SD. 21-Z-A REGIÃO CENTRO-OESTE. Brasília: CPRM, 1986. 9p. Carta Metalogenética, Carta de Previsão de Recursos Minerais e Carta de Previsão de Ações Governamentais, escala 1:250.000. Convênio: DNPM/CPRM. ______FOLHA SD.21-X-B- VILA GUARITA, ESCALA 1:250.000. Goiânia: CPRM, 1985. v.1, Texto e mapas, 30p. Convênio: DNPM/CPRM. ______CUIABÁ, FOLHA SD.21-Z-C - REGIÃO CENTRO OESTE, Brasília, CPRM, 1986. Textos e Mapas, 9p. Carta Metalogenética, Carta de Previsão de Recursos Minerais e Carta de Previsão para Planejamento de Ações Governamentais, Escala 1:250.000. Convênio: CPRM/DNPM. ______FOLHA SD.21-Z-B - VILA GUARITA, Escala 1:250.000. Goiânia: CPRM, 1985. v.1, Textos e Mapas 30p. Convênio: CPRM/DNPM. ______FOLHA SD.21-Y-C, JAURU, Escala 1:250.000. Goiânia: CPRM, 1982. Texto e Mapas 11p. Convênio: CPRM/DNPM. ______FOLHA SD.22-Y-D, BARRA DO GARÇAS, Escala 1:250.000. Goiânia: CPRM, 1986. v.1, Textos e Mapas 41p. Convênio: CPRM/DNP. ______FOLHA SD.20 GUAPORÉ, Escala 1:1.000.000. Porto Velho: CPRM, 1985 32.p.. Carta Metalogenética, Carta de Previsão para Planejamento de Ações Governamentais e Carta de Previsão de Recursos Minerais, escala 1:1.000.000. Convênio: DNPM/CPRM. ______FOLHA SD. 21-Y-D, BARRA DO BUGRES Escala 1:250.000. Goiânia: CPRM. 1985. v. 1, Texto e mapas, 26p. Convênio: DNPM/CPRM. ______FOLHA SD.21-Y-C, JAURU, ESCALA 1:250.000. Goiânia. CPRM, 1982. Texto e mapas, 11p. Convênio : DNPM/CPRM. ______FOLHA SD.21-X-D, PIMENTEIRAS, Escala 1:250.000. Porto Velho: CPRM, 1985. v. 1, Texto e mapas, 18 p. Convênio: DNPM/CPRM. ______, FOLHA SD.22-Y-D, BARRA DO GARÇAS, escala 1:250.000. Goiânia: CPRM, 1986. v.1, Texto e mapas, 41p. Convênio: DNPM/CPRM. ______FOLHA SD.20-X-B, VILHENA, Escala 1:250.000. Porto Velho: CPRM, 1983.v.2, Mapas de Serviço. Convênio: DNPM/CPRM. ______FOLHA SD.22-X-C, SÃO MIGUEL DO ARAGUAIA, Escala 1:250.000. Goiânia: CPRM, 1982. Texto e mapas, 12p. Convênio: DNPM/CPRM. ______FOLHA SD.20-Z-B, RIO BRANCO, Escala 1:250.000. Porto Velho: CPRM, 1985. v.1, Texto e mapas, 24 p.. Convênio: DNPM/CPRM. ______FOLHA SD.20 GUAPORÉ, Escala 1:1000.000. Porto Velho: CPRM, 1985. 32p. Carta Metalogenética, Carta de Previsão para Planejamento de Ações Governamentais e Carta de Previsão de Recursos Minerais, Escala 1:1000.000. Convênio: DNPM/CPRM. ______ROSÁRIO OESTE, Folha SD.21-Z-1 - Região Centro Oeste - Brasília: CPRM, 1986, 9 p. Escala: 1:250.000 Convênio CPRM/DNPM. ______1983. Coluna Geológica para a carta ao milionésimo do Estado de Goiás (Preliminar). ______Folha SD.21-Y-C Mato Grosso. Goiânia - 1985. Departamento Nacional da Produção Mineral/Companhia Pesquisa Recursos Minerais. 1v. Mapas. ______FOLHA SD.22-X-A ARAGUAÇU. Escala 1:250.000. Goiânia : CPRM, 1985.v.1. Texto e mapas, 21p. Convênio DNPM/CPRM. PROJETO MODERNIZAÇÃO, RACIONALIZAÇÃO E DESENVOLVIMENTO SUSTENTADO DA MINERAÇÃO NA REGIÃO NORTE DO ESTADO DE MATO GROSSO. METAMAT, 1993. 24p. Mapa de Localização (Anexo I), Quadro da Produção de Ouro no Estado de Mato Grosso (Anexo III), Cronograma de Execução (Anexo IV) e Cronograma de Desembolso (Anexo V). PROJETO NOVA XAVANTINA. Goiânia: CPRM, 1983. Relatório de Pesquisa - Fase II. 28p. Requerente: BRASMINAS - Mineração do Brasil. Mapa Geológico, escala 1:10.000. PROJETO OPÇÕES TECNOLÓGICAS PARA O CONTROLE AMBIENTAL DA ATIVIDADE GARIMPEIRA EM POXORÉO-MATO GROSSO. Cuiabá: METAMAT/DNPM/FEMA, 1993. 319
Primeira Fase. 21p. Fichas de descrição de garimpo de diamante (Anexo I) e Fotos de tipos de depósitos diamantíferos e formas de exploração usadas nas frentes de lavra (Anexo II). PROJETO OURO E GEMAS - MATO GROSSO, ÁREAS DA RESERVA GARIMPEIRA DO “ZÉ VERMELHO”, EM ALTA FLORESTA-MT. Cuiabá: CPRM, 1992. Relatório Anual, texto e mapas, 23p. Mapa Geológico, escala 1:100.000 e Mapa de Atividade Garimpeira e Localização dos Filões Auríferos, escala 1:50.000. ______ÁREAS PILOTO NA RESERVA GARIMPEIRA DE PEIXOTO DE AZEVEDO - MT. Cuiabá: CPRM, 1992. Relatório Anual. 31p. Mapa Geológico, escala 1:100.000 e Mapa de Atividade Garimpeira de Peixoto de Azevedo, escala 1:50.000. PROJETO PLATINA/MT. Goiânia: CPRM, 1994. Relatório Técnico Anual, 3p. Mapa Geológico da Intrusão Básica Ultrabásica da Fazenda Figueira Branca, Rio Jauru, escala 1:10.000. PROJETO PONTES E LACERDA - FOLHA SD. 21-Y-C-II. Estado do Mato Grosso. Escala 1:100.000. Brasília: CPRM, 1993. 126 p. Carta Geológica e Carta Metalogenética/Previsional. Convênio: DNPM/CPRM. PROJETO PROSPECÇÃO DE CARVÃO ENERGÉTICO NAS BORDAS E OESTE DA BACIA DO PARANÁ - Áreas I, II e III. Goiânia: CPRM, 1981. v. 1 (Relatório Final), p.23-27, 106- 124 e 146-167. PROJETO PROVÍNCIA ESTANÍFERA DE RONDÔNIA. Relatório Final. Porto Velho. DNPM/CPRM, 1978. v.1 Inédito PROJETO PROVÍNCIA SERRANA. Goiânia: CPRM, 1978. 3v. (Relatório Final), 87p. Convênio: DNPM/CPRM. PROJETO RADAMBRASIL - FOLHA SE.21. Corumbá. Rio de Janeiro: Ministério das Minas e Energia, 1982. v.27, 160p. ______FOLHA SB.22 ARAGUAIA E PARTE DA FOLHA SC.22 TOCANTINS, DNPM, 1974. ______FOLHA SC.20 PORTO VELHO. Rio de Janeiro: DNPM, 1978. v.16, 184p.. ______FOLHA SC.21 JURUENA. Rio de Janeiro: DNPM, 1980. v.20, 116p. ______FOLHA SC.22 TOCANTINS. Rio de Janeiro. Ministério das Minas e Energia, 1981b, v.22, 196p. ______FOLHA SD.20 GUAPORÉ. Rio de Janeiro: DNPM, 1979. v.19, 123 p. ______FOLHA SD.21 CUIABÁ. Rio de Janeiro: Ministério das Minas e Energia, 1982, v.27, 175p. ______FOLHA SD.22 GOIÁS. Rio de Janeiro: Ministério das Minas e Energia, 1981a, v.25, 300p. ______FOLHA SE.21 CORUMBÁ. Rio de Janeiro: Ministério das Minas e Energia, 1982b. v.27, 160p. ______FOLHA SE.22 GOIÂNIA. Rio de Janeiro: Ministério das Minas e Energia, 1983. v.31, 348p. PROJETO SÃO MANUEL, RECONHECIMENTO GEOLÓGICO NO LIMITE PARÁ-MATO GROSSO. Brasília: DNPM, 1979. Geologia 9, Seção Geológica Básica 6, 27 p. Mapas Fotogeológicos, escala 1:100.000. Convênio: DNPM/CPRM. PROJETO SERRA AZUL (RECONHECIMENTO GEOLÓGICO). Goiânia: CPRM, 1975. v.1. (Relatório Final) 104p. Convênio: DNPM/CPRM. ______v. 2. (Relatório Final). Folhas geológicas e de caminhamento, escala 1:250.000. Convênio: DNPM/CPRM. PROJETO SERRA DO RONCADOR (RECONHECIMENTO GEOLÓGICO). Goiânia: CPRM, 1975. v. 2. Relatório Final, Mapas Geológicos com notas explicativas e mapas de caminhamentos, escala 1:250.000. Convênio: DNPM/CPRM. PROJETO SUDOESTE DE RONDÔNIA. Porto Velho: CPRM, 1977.v.1 Relatório Final. 169 p. Mapas Geológicos, escala 1:250.000 (3) e 1:500.000 (1). Convênio: DNPM/CPRM. PROJETO TAPAJÓS-SUCUNDURI; Relatório Integrado. Manaus DNPM/CPRM, 1978. V.1 (Inédito) PROJETO ZONEAMENTO DAS POTENCIALIDADES DOS RECURSOS NATURAIS DA AMAZÔNIA LEGAL. Rio de Janeiro: IBGE, Dpto. Rec. Nat. Est. Ambien. 1990. 211p. Convênio: IBGE/SUDAM. 320
QUADROS, A.P. Proveniência e Perspectivas Econômicas dos Sedimentos Conglomeráticos a NW de Diamantino - Mato Grosso, Brasília, 1978 Dissertação de Mestrado, Geo/UNB 126 p. RAMGRAB, G.E. & SANTOS, J.O.S. O Grupo Uatumã. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 28, Porto Alegre, 1974. Resumo das Comunicações. Porto Alegre, SBG, 1974. p.32-33. (Boletim, 1) RAMOS, J.R. de A. Reconhecimento geológico no alto rio Fresco, Estado do Pará. Rel. Anual Div. Geol. Mineral. 1955. Rio de Janeiro, p.32-49. REED, B.L. et al. Descriptive model of rhyolite hosted Sn. In: DENNIS P. COX and DONALD ª SINGER editors. U.S. Geological Survey Bulletin 1693. 1986. p.168 REIS, A. G. L. e MELO, S. C. Considerações sobre os jazimentos diamantíferos dos municípios de Nortelândia e Arenópolis, MT. In.: XXV Congr. Brasil. Geol., 1971, São Paulo. Resumo das Comunicações... São Paulo: SBG. Boletim Especial n.º 1 p.38. RELATÓRIO FINAL SOBRE A “GEOMORFOLOGIA” DA BAP. FEMA/EMBRAPA-CPAP/UFMT, 1996. Documentos de trabalho PCBAP-69. 66 p. RESENDE, W. M. Fontes Termais do Estado de Mato Grosso, RESENDE, W. M., Relatório Preliminar de Pesquisa, METAMAT, (interno), Cuiabá/MT, 1991. ______. Fontes Termais do Estado de Mato Grosso, METAMAT. Cuiabá/MT, 1985, 19p. REVISÃO ESTRATIGRÁFICA DA BACIA DO PARANÁ. Relatório DESUL - 444. PETROBRAS, 1974. 187p. REVISTA MINÉRIOS - Extração & Geoprocessamento Mineração Rio Taboco Descobre Reserva de Não-Ferroso em Mato Grosso. Novos Projetos em Mato Grosso, n.º 215 Jan/Fev-97 p.12 RIBEIRO FILHO, W. & FIGUEIREDO, A.J. de A. Reconhecimento Geológico da Região Oeste de Mato Grosso. In: XXVIII Congr. Bras. Geol.,1974, Porto Alegre, Anais...SBG,1974. v.4 p.27-35. RODRIGUES, R. et al. Indicação cronoestratigráfica com base em isótopos de estrôncio: Formação Pimenta Bueno, Bacia dos Parecis, Brasil. PETROBRAS/Cenpes/Divex. Rio de Janeiro. RJ, 1993. Relatório interno. ROSS, J.L.S. & SANTOS, L.M. Geomorfologia da Folha SC.21-Cuiabá. In: Departamento Nacional de Produção Mineral. Projeto RADAMBRASIL. Folha SD.21-Cuiabá. Rio de Janeiro, 1882 (levantamento de Recursos Naturais, 26). RUIZ, A.S. Contribuição à Geologia do Distrito da Cachoeirinha, MT., São Paulo. Dissertação de Mestrado IGUSP 1992. 98p. SADOWSKI, G.R. & J.S. Mesoproterozoic tectonic correlation between eastern Laurentia and western border of the Amazonian Craton. Precambrian Research, 1996. 76 p.213-227. SAES , G.S. Geologia da Folha Jauru (SD-21-Y-C-III): uma síntese dos conhecimentos. In XXXIII Congr. Bras. Geol. 1984 v.5 p.2193-2204. SAES, G.S. et al. The Aguapeí basin (southwest Amazônia): a Grenville age aulacogen of the Sunsas orogen. In: XXXVIII Congr. Bras. Geol. Camboriu. 1994. Anais...v.1 p.207-209. SANFORD, R. & LANGE, F.W. Basin-study approach to oil evolution of Paraná-miogosyncline, South Brasil. Bull. Amer Assoc. Petrol. Geol., 1960 v.44 n.º 8 p.1316-1370. 24 figs. Santa Elina tem os Maiores Projetos de Ouro - Revista Brasil Mineral 1997, n.º 148, p.18-21 março. SANTOS, D.B. dos. et. al. Esboço Geológico da Folha SB.21 Tapajós. In: XXVIII Congr. Bras. Geol. Porto Alegre. Anais... Porto Alegre SBG. 1974. v.4. p.277-87. SANTOS, J.F. O Ouro elúvio-laterítico do depósito de Jatobá-MT. In: XXXIII Congr. Bras. Geol. 1984, Rio de Janeiro. Anais... Rio de Janeiro: SBG. 1984. v.8 p.4012-4023. SANTOS, J.O.S. & LOGUERCIO, S.O.C. A parte meridional do Cráton Amazônico (Escudo Brasil Central) e as bacias do alto Tapajós e Parecis-Alto Xingu. In: SCHOBBENHAUS, C. et al. Geologia do Brasil; texto explicativo do mapa geológico do Brasil e da área oceânica adjacente incluindo depósitos minerais, escala 1:2.500.000. Brasília, DNPM, 1984. 501p. p.93-127. SANTOS, J.O.S. & REIS NETO, J.M. Algumas idades de rochas graníticas do Cráton Amazônico, In: XXXII Congr. Bras. Gol., Salvador, 1982. Anais...Salvador. SBG. 1982, v.1, p.339-348. 321
SANTOS, J.O.S. & OLIVEIRA, J.R. Magmatismo básico-alcalino no proterozóico superior da Plataforma Amazônica. In: XXX Congresso Brasileiro de Geologia, Recife, 1978. Anais..., Recife, SBG. 1978. p.1309-1322. SANTOS, R.O.B. et al. Esboço Geológico da Folha SD.20 Guaporé. In.: XXX Congr. Brasil. Geol., 1978, Recife. Anais... Recife: SBG. v.1, p.195-207. SANTOS, W.J. de G. Recuperação de áreas mineradas. Um enfoque preservacionista para a mineração. In.: XXXV Congr. Brasil. Geol., 1988, Belém. Anais... Belém: SBG. v.5, p.1983- 1993. SATO, K. & TASSINARI, C.C.G. Principais eventos de acresção continental no Cráton Amazônico baseado em idade modelo Sm-Nd, calculada em evoluções de estágio único e duplo estágio. In: Contribuição à Geologia da Amazônia, COSTA, MARCONDES LIMA da, coord. Belém: FINEP/SBG. Núcleo Norte, 1977. 437p. (Panorama do Conhecimento Geológico por Ocasião do V Simpósio de Geologia da Amazônia, em Belém do Para, de 27 de maio a 02 de junho de 1996). P.91-142 SCHOBBENHAUS, C., COELHO, C.E.S, et al. Principais Depósitos Minerais do Brasil. v.3 Brasília: DNPM/CVRD. 1988. Secretaria de Indústria, Comércio e Mineração. METAMAT - Companhia Matogrossense de Mineração. Diagnóstico das Atividades Mineradoras da Bacia do Rio Teles pires: relatório final. Cuiabá: METAMAT, 1994. 176p. SHIRAIWA, S. Flexura da litosfera continental sob os Andes Centrais e a origem da Bacia do Pantanal. São Paulo: IAG-USP, 1996. Dissertação de Mestrado. SILVA, A.P. et al. - Levantamento e Diagnóstico das Atividades Mineradoras na Bacia do Rio Teles Pires - METAMAT/FEMA, 1994. SILVA, C.R. & RIZZOTO, G.J. Província aurífera Guaporé. In: XXXVIII Congr. Bras. Geol. 1994. Camboriú. Anais... Camburiú v.2 p.323-325. SILVA, G.G. da et al. Geologia. In: BRASIL. DNPM. Projeto RADAM. Folha SB.22 Araguaia e parte da folha SC. 22 Tocantins. Rio de Janeiro, 1974. p.1-143. (Levantamento de Recursos Naturais, 4). SILVA, G.H. et al. Geologia. In: BRASIL. Ministério das Minas e Energia. Departamento Nacional da Produção Mineral. Projeto RADAMBRASIL. Folha SC.21-Juruena. Rio de Janeiro: DNPM, 1980. p.25-116. (Levantamento de Recursos Naturais, v.20). ______Esboço geológico de parte da Folha SC-21 Juruena. In.: XXVIII Congr. Brasil. Geol., 1974, Porto Alegre. Anais... Porto Alegre: SBG. v.4 p.308-320. SILVA, J.J.F & CHEMALE Jr., F. Geologia Estrutural e Química Mineral da Mina de São Vicente, Oeste do Estado de Mato Grosso. In: VI Simpósio de Geologia do Centro-Oeste, Cuiabá, 1997. Anais ..., Cuiabá: SBG, 1997. p.53-58. SILVA, G.G. da. & ISSLER, R.S. Sienito Canamã, uma possibilidade metalogenética na Amazônia. Belém, Projeto RADAM, 1974. 14p. (Relatório Interno RADAM, 20-G). SILVEIRA F.º, N.C. & RIBEIRO, C.C. Informações Geológicas preliminares sobre a estrutura vulcânica de Araguainha, MT. Goiânia, DNPM- 6o Distrito, 1971 6p (Relatório Interno). SINECAL - Sindicato das Indústrias de Extração de Calcário de Mato Grosso, Boletim Informativo sobre Calcário, 1996. SIQUEIRA, L.P. & TEIXEIRA, L.B. Bacia dos Parecis: nova fronteira exploratória da PETROBRAS. In: III Congresso Internacional da Sociedade Brasileira de Geofísica. Rio de Janeiro, 1993. Anais. SMIRNOV, V.I. Geology of Mineral Deposits. 1976. Mir Publishers. Moscou. SOEIRO, R.S. Projeto Prospecção de carvão energético em Rondônia. Convênio DNPM/CPRM. Porto Velho, 1982. Relatório Final. SOUZA, E.P. & HILDRED, P.R. Contribuição ao estudo da geologia do Grupo Aguapeí, oeste de Mato Grosso. In: XXXI Congr. Bras. Geol., Camburiu, 1980. Anais... Camburiu v.2, p.813-820. SOUZA, I. M. PASSARINHO, E. R. - PROJETO GUAPORÉ - SUDOESTE CUIABÁ, METAMAT / SOPEMI, 1992 (Relatório de Atividades) v. 1-6. SOUZA, I.M. Usos e especificações de jazidas de calcário da Formação Araras Tangará da Serra, MT. In.: XXXIV Congr. Brasil. Geol., 1986, Goiânia. Anais... Goiânia: SBG. v.5, p.2196-2199. 322
SOUZA, N. B. de. Depósitos Diamantíferos de Poxoréo, Mato Grosso. In: SCHOBBENHAUS, C. Coelho, QUEIRÓZ, E. T. de, C. E.S. (Coord.). Principais Depósitos Minerais do Brasil: Gemas e Rochas Ornamentais. Brasília DNPM, 1991. p.149-154 - v.4 Parte A. STRUCKMEIER, W. F. & MARGAT, J. 1995. Hydrogeological maps. A guide and a standard legend. International Association of Hydrogeologists, Hannover, Germany, ALMEIDA F.F.M. de. & MANTOVANI M.S.M. Geologia e geocronologia do granito de São Vicente, Mato Grosso. An. Acad. Bras. Ci., Rio de Janeiro, v.47 n.º3 p.51-58, dez. 1975. SUDAM. Superintendência do Desenvolvimento da Amazônia – Brasil. Pesquisa Mineral do Iriri/Curuá; Relatório Preliminar. Belém, Divisão de Documentação, 1972. 62p. SUMÁRIO MINERAL. Brasília: DNPM, 1994. Anual. v. 14, 109 p. SUSZCZYNSKI, E. La Geologie et la Tectonique de la Plataforme Amazonienne. Geol. Rundsch. v.59 n.º 3 p.1232-1253. TASSINARI, C.C.G. Evolução geotectônica da Província Rio Negro-Juruena na região amazônica. Dissertação de Mestrado. IGUSP 2v. 99p. ilust. São Paulo 1981. ______. O mapa geocronológico do Cráton Amazônico no Brasil, revisão dos dados isotópicos. Livre Docência IGUSP São Paulo, São Paulo. 1996. TASSINARI et al. Considerações crono-estratigráficas das regiões das chapadas do Cachimbo e Dardanelos. Anais do XXX Congr. Bras. Geol. Recife.1978. anais... Recife v.1 p.477-490. TASSINARI, C.C.G. & BASEI, M.A.S. Primeiros resultados arqueanos em migmatitos da região Serra do Tapirapé, Mato Grosso. Anais do XXXI Congr. Bras. Geol. Camboriú, 1980. Anais... Camboriú v.5 p.2744-2751. TASSINARI, C.C.G.; TEIXEIRA, W.; SIGA Jr., O. Considerações cronoestratigráficas da região das chapadas do Cachimbo e Dardanelos. In: XXX Congr. Bras. Geol., Recife, 1978. Anais... Recife, SBG. v.1 p.477-490. TASSINARI, CCG et al. Geochronological systematics on basement rocks from the Rio Negro- Juruena Province (Amazonian Craton). Int. Geol. Rev. 1996 v.38 p.161-175. TEIXEIRA et al. A review on the geocronology of the Amazonia Craton: tectonic implications. Precambrian Res1989 v. 42 p.213-227. TEIXEIRA W & TASSINARI CCG. Caracterização geocronológica da Província Rondoniana e suas implicações geotectônicas In: 2nd Simp. Amazônico Manaus, Brasil, 1984. Atas... MME/DNPM pp. 87-91. 1984. TEIXEIRA, W. Significação tectônica do magmatismo anorogênico básico e alcalino na região amazônica. Dissertação de Mestrado. IGUSP São Paulo 99p. ilust. TODA RIQUEZA DO OURO - Províncias Auríferas de Mato Grosso. METAMAT, 1995. TOLEDO, F.H. Mineralização e Alteração hidrotermal do depósito de ouro do Cabaçal, Mato Grosso. Dissertação de Mestrado. UNICAMP. 1996. TRUCKENBRODT, W.; KOTSCHOBEY, B.; SCHELLMANN, W. Composition and origin of the clay cover on North Brasilian Laterites. Geologisch Randschau, 1991 v.80 n.º 3 p.591-610. VAN SCHUMUS, W.R. & BICKFORD, M.E. Proterozoic chronology and evolution of the midcontinent region, North America. In: Kröner, A. (ed) Precambrian Plate tectonics. 1981. Elsevier, Amsterdam, p.261-296. VASCONCELOS, L.A. Prospecção geoquímica regional no Cráton do Guaporé, a SSE de Pontes de Lacerda-MT. In.: XXXII Congr. Brasil. Geol., 1982, Salvador. Anais... Salvador: SBG, v.5, p.1841-1853. VEIGA, A.T.C., Corrêa. As Minas de Estanho de Igarapé Preto-Amazonas, Massangana- Rondônia e São Francisco-Mato Grosso. Província Estanífera de Rondônia. In: SCHOBBENHAUS, C., COELHO, C.E.S (coord.). Principais Depósitos Minerais do Brasil: Metais Básicos Não-Ferrosos, Ouro e Alumínio. Brasília: DNPM, 1988, p.255-260. v.III. ______Mina de ouro de Novo Planeta, Alta Floresta, Mato Grosso. In: SCHOBBENHAUS, C., COELHO, C.E.S (coord.). Principais Depósitos minerais do Brasil: metais básicos não-ferrosos, ouro e alumínio. Brasília: DNPM, 1988, p.569-574. v.3. VIEIRA, A.J. Geologia do centro-oeste de Mato Grosso. Ponta Grossa, PETROBRAS, 1965 2v. (Relatório interno, 303). WASHBURNE, C.W. Petroleum geology of the State of São Paulo - Brazil. B. Commiss. Geogr. Geol. Est. São Paulo, São Paulo, 22, XIII, 282p. 53 est. 3 mapas 1930. 323
WESKA, R.K. “Placers” diamantíferos da região de Água Fria-Chapada dos Guimarães, MT. Brasília: UnB, 1987. Dissertação de Mestrado. 170 p. Mapa Geológico, escala 1:50.000. ______Geologia da região diamantífera de Poxoréu e áreas adjacentes, Mato Grosso. São Paulo: USP, 1996. Tese de Doutoramento. 219 p. Mapas: Geológico da Região de Poxoréu (Alvo PX); Geológico da Região da Intrusão Kimberlítica Tamburi (Alvo PG); Geológico da Região de Paredão Grande (alvo PG); Geológico da Região do Meruri (Alvo PG) e Geológico da Região de Dom Aquino (Alvo PA). WESKA, R.K. et al. Contribuição à estratigrafia do Grupo Bauru na região da Chapada dos Guimarães-MT. In.: XXXV Congr. Brasil. Geol., 1988, Belém. Anais... Belém: SBG. v. 2, p.905-916. ______A Estratigrafia, a Evolução Tectônica e o Diamante do Grupo Bauru da Região de Poxoréo, MT, Brasil. In: Simpósio Brasileiro de Geologia do Diamante, 1. Cuiabá, 1993, Anais p.208-228. ______Placers diamantíferos da Bacia do Alto Paraguai-MT. Caracterização Geológica como Critérios e guias de prospecção. In.: XXXIII Congr. Brasil. Geol., 1984, Rio de Janeiro. Anais... Rio de Janeiro. SBG. v.8, p.3877-3887. ______Contribuição ao Grupo Bauru no Estado de Mato Grosso. In: Bol. 4º Simp. sobre o Cretáceo do Brasil, 1996, Rio Claro. UNESP - Campus de Rio Claro. p.289-295. WESKA, R.K. PERIN. A. L., FERREIRA, I. A. PLACERES DIAMANTÍFEROS DA BACIA DO ALTO PARAGUAI (MT). Caracterização Geológica como Critérios e Guias de Prospecção. In: XXXIII Congresso Brasileiro de Geologia, 1984. Rio de Janeiro. Anais....Rio de Janeiro SBG. v.8. p.3877-3887. WHITE, I.C. Geologia do Sul do Brasil. (Geology of South Brasil). Trad. Manuel I. Ornellas. B. Direc Agric. Viação Ind. Obras Públ. 1906, Salvador, v.8 n.6 p.582-86. ______Relatório sobre as Coal Mesures e rochas associadas ao sul do Brasil. Rel. final da Comissão de Estudos das Minas de Carvão de Pedra do Brasil., Parte 1, 1908 p.1- 300, il., Rio de Janeiro. WILLIGE, B.T. The Araguainha impact structure?central Brasil. Revista Brasileira de Geociências, 1981. v.11 n.º2 p.91-97. WINDLEY, B.F. Proterozoic anorogenic magmatism and its orogenic connection. Journal of the Geological Societ, London, 1993. v.150, p.39-50. WRIGHT, J.B. A simple alkalinity ratio and its application to the question of non orogenic granite genesis. Geol. Mag., London. 1969, v.106 n.º4 p.370-384.