Grupo Grão Pará

O Grupo Grão Pará (CVRD/AMZA 1972 In DOCEGEO, 1988) foi dividido em 3 unidades por Beisiegel et al. (1973), assim originalmente descritas: (i) Sequência

Paleovulcânica Inferior (atualmente Formação Parauapebas, segundo Meireles et al., 1984); (ii) Formação Carajás; e (iii) Sequência Paleovulcânica Superior (atualmente Formação Igarapé Cigarra, segundo Macambira, 2003).

3.6.3.1 Formação Igarapé Cigarra

A Sequência Paleovulcânica Superior é designada Formação Igarapé Cigarra por Macambira et al. (1990 In MACAMBIRA 2003). É formada por rochas vulcânicas básicas semelhantes àquelas da Sequência Paleovulcânica Inferior, das quais se diferencia por intercalações lenticulares de formação ferrífera. De acordo com os autores, a unidade é constituída por basaltos com intercalações de tufos recobertos por sedimentos clásticos (quartzo wackes e quartzo arenitos) e sedimentos químicos (FFB e chert) e apresenta contato concordante com a Formação Carajás e com a espessura de 1- 3 km.

A Sequência é questionada por alguns autores, seja pelos litotipos que a compõem, seja pela sua ocorrência como unidade pertencente ao Grupo Grão Pará. No primeiro caso, Gibbs et al. (1986) e Gibbs e Wirth (1990) denominam-na de Sequência Superior, constituída por tufos, siltitos tufáceos, filitos, cherts, grauvacas e, subordinadamente, derrames máficos. No segundo caso, Meirelles (1986), Meirelles e Dardenne (1991) e Lindenmayer et al. (2001) consideram as relações de topo e base das rochas vulcânicas com os jaspilitos como de caráter estrutural, questionando seu valor estratigráfico. Teixeira (1994) e Teixeira et al. (1997) consideram somente as formações Parauapebas e Carajás como pertencentes ao Grupo Grão Pará; a sequência vulcanossedimentar superior pertenceria ao Grupo Igarapé Bahia, posicionado logo acima do Grupo Grão Pará. Diques e sills de gabro e diabásio cortam as unidades anteriormente descritas (TOLBERT et al. 1971; BEISIEGEL et al. 1973; MEIRELLES 1986; LINDENMAYER et al. 2001; MACAMBIRA 2003). Trendall et al. (1998) dataram um sill de dolerito que forneceu idade de 2740 ± 8 Ma.

A Formação alteração, espacial corre A formação 1982) meso chert impre composicion como lamina (scour-and MACAMBIR Os jaspilitos rasas, em pe (LINDENM estratigráfic Figura 3.6.3.3 Form A Sequênci DOCEGEO máficas (Figura textura porfi como amígda área estudad

ormação Carajás é composta por form ção, com ocorrências na forma tabul ial corresponde às áreas mais elevadas

ação ferrífera bandada é descrita com 1982) meso e microbandado formado por ba

impregnado por hematita microcris posicional, os jaspilitos de Carajás pre o laminação interna plano-paralela,

and-fill) e esferulitos/grânulos de prová

CAMBIRA 2003).

pilitos formaram-se por precipitação , em período de calma tectônica e pert

ENMAYER et al. 2001). Quando gráficos são concordantes com as vul

Figura 3.14 - Blocos de Jaspilito imte

Formação Parauapebas

ência Paleovulcânica Inferior foi GEO (1988), In Meireles et al. (1984). as (Figura 3.15), geradas por vulcani ura porfirítica, hidrotermalmente altera

o amígdalas e textura intergranular. O studada.

formações ferríferas bandadas e seus tabular entre as rochas máficas. Sua evadas dos platôs pertencentes à área rita como jaspilito (COELHO 1980 In do por bandas de jaspe e óxidos de ferro;

rocristalina (Figura 3.14). Além do ás preservam outras estruturas depos ralela, estruturas de escavação e pre

de provável origem orgânica (MEIRE

itação química em plataformas marg e perto de fumarolas com ampla dist

Quando observados, quase todos s vulcânicas. Tem espessura média de

to imtemperizados, comuns na área es

or foi designada de Formação Para al. (1984). É representada por rocha vulcanismo em diversos derrames ba alteradas e com feições primárias pre nular. Ocorre amplamente distribuída

s e seus produtos de as. Sua distribuição à área estudada. 1980 In BEISIEGEL de ferro; jaspe é um ém do bandamento s deposicionais, tais o e preenchimento MEIRELLES 1986; marginais de águas pla distribuição areal todos os contatos édia de 200-250m.

área estudada.

o Parauapebas por por rochas vulcânicas mes basálticos, com rias preservadas, tais ribuída ao longo da

As estrutura piroclásticas Formação Ca de rochas vul apresentar e Na porção metassedime Rochas vulc derrames ho Os basaltos quartzo, pir WIRTH 1990). N Figura 3.1 A idade do vu ± 39 Ma, por Esta idade é et al. (1991), dataram riol 2760 ± 11 M provenientes (1998). A ida rocha vulcân

truturas primárias sugerem a ocorrê ásticas, que formam um corpo es

ção Carajás acima. Além das feiçõe has vulcânicas félsicas, com textura ntar estruturas de fluxo e porções fra porção basal da unidade, são de

sedimentares argilosas laminadas e s vulcânicas félsicas são descritas es homogêneos, lapilli tufos e tufos a saltos da unidade inferior apresentam

o, pirita e outros minerais secundá 1990). Na mina N5, a espessura é i

.15 - Bloco de rocha metavulcâni de do vulcanismo da unidade inferior a, por meio de análises U-Pb em zirc dade é ratificada por análises de U-Pb (1991), que forneceram idade 207Pb/206P

m riolitos associados ao vulcanismo ± 11 Ma e 2757 ± 7 Ma. Krymsky e nientes da mesma amostra de rocha vul (1998). A idade obtida de 2751 ± 4 Ma foi

vulcânica.

ocorrência de vários derrames e orpo estratiforme em contato concorda

feições já conhecidas são observadas textura porfirítica e matriz afanítica. ões fragmentárias.

são descritas zonas subordinadas das e rochas formadas por biotita critas por Gibbs et al. (1986) com tufos a cristal e vítreos.

sentam topos brechados e escoreáceos ecundários que preenchem amígdal

é inferida em mais de 150m.

vulcânica maciça característica da regi nferior do Grupo Grão Pará é determi

em zircões de riolitos feitas por Wirth Pb em zircões de riodacitos feitas 207Pb/206Pb de 2759 ± 2 Ma. Trenda nismo inferior forneceram idades de msky et al. (2002) dataram zircões (m rocha vulcânica félsica analisada por

a foi interpretada como a idade de c

es e contribuições concordante com a rvadas intercalações tica. Estas podem

ubordinadas de rochas biotita e quartzo. As (1986) como riolitos em

oreáceos com clorita, ígdalas (GIBBS e

da região estudada determinada em 2758 por Wirth et al. (1986). feitas por Machado rendall et al. (1998) es de extrusão entre ões (método U-Pb) da por Trendall et al. de de cristalização da

3.6.4 Com O Complexo gnaisses tona granodiorític plagioclásios titânita, clori Essas rocha inferior da sustentam re 3.7 Geomor 3.7.1 Geom Conforme Itacaiúnas, t base física, geomorfologi mostra a Fi Itacaiúnas e estudada. Figura 3.16 Complexo Xingu

Complexo gnáissico migmatítico (SILV es tonalíticos a granodioríticos, nodioríticos e granitos, com textura ine

oclásios, quartzo, microclina, biotita, a, clorita, moscovita e calcita.

rochas ocorrem exclusivamente na porç or da bacia do Igarapé Geladinho ntam relevos de colinas médias, escarpa

eomorfologia

.7.1 Geomorfologia regional

onforme VALE (2010), após a análise da únas, tornou-se possível o desenvolvi física, considerando-se os arranjos re ologia e os solos. Este modelo de a a Figura 3.16. No presente trabal únas e seu sub-compartimento Plana

3.16 - Modelo de Compartimenta

SILVA et al., 1974) é representado icos, por vezes migmatizados, T ura inequigranular e porfiroclástica, biotita, hornblenda, opacos, zircão, ap

nte na porção norte da área de interes nho e ao redor da barragem hom , escarpa em espigões e morros residua

nálise da literatura disponível sobre a envolvimento de modelo de compart njos resultantes da combinação entre odelo de compartimentação foi defini

trabalhos vamos focar no Macro Co Planalto Serra dos Carajás, por a

mentação geomorfológica. Fonte: VA

sentado na área por dos, Trondhjemitos stica, formados por rcão, apatita, alanita,

interesse, na porção m homônima. Elas residuais.

obre a bacia do rio ompartimentação da o entre a geologia, definido conforme cro Compartimento , por abrigar a área

3.7.2 Macro-compartimentos Itacaiúnas

Macro-estrutura de zona de cisalhamento de direção E-W, com feição de megaflor positiva centrada na Serra dos Carajás, que implica em estruturas suavemente sinuosas na direção geral E-W e ESE-WNW que controlam os relevos nesses rumos – Serra dos Carajás – com a inclusão da rede de drenagem que somente a resistência litológica dos metabasaltos e formações ferríferas conseguem conter fora do controle estrutural. Esse macro-compartimento é mais complexo, pois contém uma forte diversidade de litotipos (ígneos e metamórficos) em arranjos estruturais variados (VALE, 2010).

Nesse macro-compartimento ocorrem três sub-compartimentos morfo-estruturais, subdivididos em nove unidades geomorfológicas, conforme Figura 3.16.