Unidades litológicas locais

As unidades litológicas encontradas na bacia do Rio Verde foram consideradas mediante compilação de documentos preexistentes (MINAS GERAIS, 2000; 2002), (IGAM, 2009).

O mapa geológico da bacia do Rio Verde é apresentado na figura 3.4, mapa este elaborado no diagnóstico do Plano Diretor de Gerenciamento de Recursos Hídricos da bacia do Rio Verde (IGAM, op cit). A metodologia de geração de tal documento se valeu da compilação e ajuste da nomenclatura e formas dos limites de levantamentos levados a efeito

pelo CPRM (cartas Itajubá, Nepomuceno e Varginha) e pela COMIG/UFMG/UFRJ (cartas Pouso Alto e Caxambu) em escala de 1/100.000.

Encadeia-se à apresentação do mapa uma descrição sucinta dos principais grupos e complexos litológicos regionais, estabelecendo relações entre as unidades de mapeamento da bacia do Rio Verde, bem como com a nomenclatura mais recorrentemente utilizada nos dias atuais. Para tal, o presente trabalho se valeu da leitura dos mapeamentos e nomenclaturas clássicas que constam nos projetos Sapucaí e RADAMBRASIL integradamente aos levantamentos supramencionados, ao qual foi possível contar com parte dos relatórios e documentos emitidos pelos projetos em questão.

Complexo Amparo

As rochas do Complexo Amparo, de caráter metassedimentar, perfazem extensa distribuição geográfica pelos estados de São Paulo e Minas Gerais. O Projeto RADAMBRASIL (1983) aponta a ocorrência deste conjunto de gnaisses migmatizados ou não e blastomilonitos em conformidade com um pseudo triângulo cujos vértices são dados pelos municípios de Jundiaí (SP), Minduri (MG) e Guaxupé (MG).

Wernick (1967) caracterizou o Complexo Amparo como unidade metassedimentar, metamorfisada em fácie anfibolito a granulito constituída por biotita e/ou horndblenda, gnaisses com predomínio de plagioclásio e gnaisses bandados granoblástico-cataclásticos com granada, diopsídio ou silimanita.

O Projeto Sapucaí (1979) reconheceu a natureza tectônica do contato entre as rochas do Complexo Amparo com outros conjuntos litológicos (complexos Itapira, Socorro e Varginha) e organizou este conjunto em cinco domínios distintos no intuito de melhor visualizar os segmentos identificados, e que serão aqui enumerados e sumariamente caracterizados petrograficamente, estimando ainda a distribuição geográfica dos referidos domínios.

Hasui & Oliveira (1984) reconhecem que o Grupo Amparo é formado essencialmente por gnaisses bandados com biotita e/ou horndblenda, com predomínio de plagioclásio em relação ao ortoclásio e presença acessória de granada, diopsídio e sillimanita. Os autores também registraram a ocorrência subsidiária de quartzitos micáceos, quartzo-mica-xistos, xistos com grafita, granada, sillimanita, cianita, mármores, rochas cálcio-silicáticas, escarnitos, gonditos, anfibolitos e metaultrabasitos (dunitos, peridotitos e piroxenitos).

Na concepção de Artur (1988), o Complexo Amparo constitui uma unidade essencialmente metamórfica infracrustal, constituída por associações litológicas arqueanas que sofreram retrabalhamento do Ciclo Transamazônico, representando o embasamento do Grupo Itapira.

Complexo Varginha (Nappe Varginha/Guaxupé)

O Projeto Sapucaí (1979) reconheceu o Complexo Varginha como uma assembléia de tipos petrográficos que apresenta termos de fácies anfibolítica e granulítica do Pré- Cambriano Médio reciclados no Proterozóico Superior e Cambriano, ocasião da formação de granitos e granitóides palingenéticos ou de anatexia e migmatitos diversos. Foi-lhe atribuída uma área de ocorrência de 14.800 km2, com distribuição a partir do leste de Carmo da

Cachoeira (MG) e nordeste de São Bento Abade (MG), se estendendo para oeste na região de Monte Santo de Minas.

De maneira resumida, o Projeto Radambrasil (1983) interpreta o Complexo Varginha como um conjunto charnockítico com estruturas migmatíticas, conforme ocorre com tipicidade no maciço de Guaxupé, situando a unidade no Arqueano Inferior.

Hasui & Oliveira (1984) assinalam a situação do Complexo Varginha enquanto bloco delimitado a norte e sul pelas zonas de cisalhamento Ouro Fino e Campo do Meio, encostando na bacia do Paraná pelo lado oeste e nos metassedimentos da Megassequência Andrelândia pelo lado leste. Os autores reconhecem a ocorrência de rochas de fácies anfibolíticas, mais ou menos retrometamorfizadas e migmatizadas policiclicamente, com áreas granulíticas de grande expressão na parte norte do complexo, estas derivadas de gnaisses com horndblenda ou biotita, com evidências de transformações metamórficas diversas, indícios de terrenos arqueanos com evolução policíclica.

Malagutti Filho et al. (1996) agrupam o Complexo Varginha nos complexos de alto grau metamórfico correspondentes ao Cinturão Granulítico de Alfenas e constituindo um conjunto de ortognaisses afetados por uma série de deformações sobrepostas.

Granulitos esverdeados e rosados do Complexo Varginha, com texturas granoblásticas e porfiroblásticas e que apresentam desde fraca orientação até bandamentos pronunciados, ocorrem em extensos afloramentos na BR-267, entre Machado e Campestre (MG), e na BR- 491, entre Varginha e Alfenas. Além dos granulitos, as rochas do Complexo Varginha apresentam estruturas gnáissicas homogêneas ou bandadas e gradativamente passam a domínios migmatíticos.

No mapeamento adotado, as rochas arqueanas de fácie granulítica foram sintetizadas na Nappe Varginha/Guaxupé.

Grupo Paraíba do Sul

O Projeto RADAMBRASIL (1983) utiliza a designação Complexo Paraíba do Sul para dar nomenclatura a um agrupamento litológico predominantemente composto por gnaisses e migmatitos extremamente bandados e cataclásticos, englobando também subunidades de rochas kinzigíticas, charnockíticas e granitóides somados a lentes de quartzitos, calcossilicáticas, anfibolitos, metabásicas e mármores. Foi reconhecido que o Complexo Paraíba do Sul constitui o embasamento do Cinturão Móvel Atlântico, estando submetido a eventos tectonotermais ao longo de todo o Pré Cambriano; de idade arquena,

configura o embasamento dos grupos Andrelândia, Italva e Açungui, pertencentes ao Complexo Embu, e também do xisto Santana de Deserto, todos estes de idade proterozóica.

No Neoproterozóico, as rochas do Complexo Paraíba do Sul foram submetidas a uma intensa deformação decorrente de esforços compressivos com orientação SE-NW, somadas a prováveis esforços tangenciais resultantes, além de intrusões graníticas, granitização e potassificação generalizadas em tempos contemporâneos, o que transformou amplamente as características anteriores das rochas (PROJETO RADAMBRASIL, 1983).

É ainda reconhecido pelo Projeto RADAMBRASIL (1983) intenso tectonismo a que as rochas do Complexo Paraíba do Sul foram submetidas, dobrando e colocando em condições de paralelismo rochas do embasamento e supracrustais. Esta evolução policíclica associada a uma significativa granitogênese dificulta amplamente a separação entre as unidades.

Hasui e Oliveira (1984) reconhecem estruturas diversas para este complexo em função da migmatização que afetou em grau variável a maior parte das rochas do complexo. Tais estruturas, com presença de dobras atribuíveis a pelo menos três fases de deformação, apresentam orientação da foliação NE a ENE.

Segundo a AMAG (2000), o Grupo Paraíba do Sul engloba as rochas do Complexo Paraisópolis dissociadas em quatro unidades distintas. O presente trabalho considera, no que interessa à bacia do rio Verde, o Grupo Paraíba do Sul em polígono encravado no sistema Mantiqueira em terrenos dos municípios de Pouso Alto, São Sebastião do Rio Verde, Itanhandu, Itamonte, Virgínia e Passa Quatro.

Neste último município o Grupo Paraíba do Sul estabelece contato com as rochas do Grupo Açungui em alongado lineamento tectônico de direção E-W, e as intrusivas alcalinas, onde o contato abrupto é bem marcado por falha sobre a qual se acomoda o Rio da Cachoeira, cuja margem esquerda exibe afloramentos de plagiognaisses bandados cataclásticos com leucossoma e melanossoma distintos, de caráter fanerocristalino, coloração clara e textura granoblástica (foto 3.1). A estrutura é granulosa a gnáissica, e encontra-se preservada nas camadas de alterita sobrejacentes aos afloramentos.

O Grupo sofre inflexão para NE a partir da região de Cristina acompanhado cinturão de cisalhamento de orientação NE-SW que se prolonga até Caxambu, na transição para o Planalto do Alto Rio Grande.

Foto 3.1. Afloramento de plagiognaisses cataclásticos pertencentes ao Grupo Paraíba do Sul (Passa

Quatro, MG).

Megassequência Andrelândia

Este conjunto foi primeiramente designado por Ebert (1968) em seus seminais estudos perpetrados na área como Série Andrelândia e por Trouw et al. (1980) e Trouw (1983) de Grupo Carrancas, nomenclatura posteriormente abandonada (TROUW et al. 1984) em favor de uma correlação entre os grupos São João del Rei, Carrancas e Andrelândia e os grupos Araxá e Canastra.

Posteriormente estas formações foram designadas segundo sua gênese de deposição em margem passiva na porção meridional do Cráton do São Francisco sob denominação de Ciclo Deposicional Andrelândia (ALMEIDA, 1989) ou Bacia Andrelândia (PACIULLO et al. 1995). Paciullo et al. (1993) subdividem o Ciclo Deposicional Andrelândia em três domínios estruturais, sendo um autóctone e dois alóctones, sequências estas depositadas em margem continental passiva. Em função de tal complexidade paleodeposicional e dos metamorfismos infligidos aos materiais envolvidos, passou-se a adotar o qualificativo de megassequência em substituição aos prenomes que vinham sendo utilizados até então.

Conforme Paciullo et al. (2000), a Megassequência Andrelândia constitui uma sucessão metassedimentar neoproterozóica com rochas máficas associadas recobrindo o embasamento e unidades mesoproterozóicas no domínio autóctone e o embasamento gnáissico nos domínios alóctones, englobando seis litofáceis agrupáveis em cinco unidades de mapeamento: 1 + 2: Paragnaisses bandados com intercalações de anfibolitos e metaultramafitos, quartzitos, filitos, xistos e anfibolitos; 3: Quartzitos e quartzo-muscovita- xistos; 4: Filitos e xistos cinza-grafitosos com intercalação de quartzitos; 5: Biotita xisto/gnaisse feldspático e granatífero; 6: Xistos e paragnaisses variados com micas, granadas, cianita e/ou silimanita com intercalações de quartzitos, anfibolitos e rochas cálcio-silicáticas.

Determinações radiométricas K-Ar feitas por Trouw & Pankhurst (1993) acusam duas fases metamórficas e três fases deformacionais vinculadas ao Ciclo Brasiliano, com sedimentação ocorrida entre 1900 e 600 Ma.

Os quartzitos ocorrem de maneira conspícua em altos estruturais de orientação NE- SW entre Lambari e São Thomé das Letras, onde variedades micáceas de alto grau de pureza dispostos em paralelismo suavemente inclinado (foto 3.2) são maciçamente exploradas para fins comerciais, conforme Fernandes et al. (2003), em suas três variedades: brancos, amarelados e róseos, todas elas de bom potencial para revestimentos e ornamentações. Entre Jesuânia e Lambari foram identificadas variações predominantemente esbranquiçadas.

Variações de rochas gnássicas se distribuem ao longo da área de estudo. Na Serra da Mantiqueira esta litologia apresenta-se mais intensamente migmatizada e deformada, intensamente falhada e com sinais de dobramento, conforme ilustra a foto 3.3 para o município de Baependi.

Foto 3.3. Biotita-gnaisse fraturado com sinais de esforços dúcteis, município de Baependi (MG).

Nos limites da Serra da Mantiqueira com o Planalto do Alto Rio Grande ocorrem variações com xistosidade mais bem marcada, destacadamente em terrenos dos municípios de São Lourenço, Carmo de Minas e Soledade de Minas, caracterizados pela intercalação de bandas máficas biotíticas e bandas félsicas compostas por quartzo e feldspato (foto 3.4).

Foto 3.4. Afloramento de granada-biotita-gnaisse em pedreira abandonada no município de São

Lourenço (MG).

Intrusões alcalinas

O batólito alcalino cretáceo-paleógeno formado por nefelina-sienitos materializa superfície estrutural de destaque na região limítrofe entre os estados de Minas Gerais, Rio de Janeiro e São Paulo sob os conhecidos maciços alcalinos de Itatiaia e Passa Quatro, e que sustentam as duas maiores elevações regionais, expressas pelo pico das Agulhas Negras (Itamonte) e pela Pedra da Mina (Passa Quatro). O magmatismo alcalino é contemporâneo ao rifte Atlântico Sul e a abertura do Oceano Atlântico, com soerguimento da Serra do Mar e reativação tectônica das antigas zonas de cisalhamento do Proterozóico.

A estrutura mais aproximada é a esferulítica, com cristalização de “ripas” de feldspato alcalino, além de biotita, anfibólios e piroxênios. Pacca & Montes-Lauar (1997 apud Santos, 1999) dataram as intrusões alcalinas de Itatiaia em 70-77 Ma.

Os relatórios do Projeto Radambrasil (1983) apontaram transição gradual, das bordas mais rebaixadas para a parte central mais elevada do maciço, de nefelin-sienitos subsaturados para variações saturadas e, por fim, supersaturadas (quartzo sienitos, granitos alcalinos,

nordmakitos). A foto 3.5 revela o aspecto dos nefelina-sienitos ocorrentes nas bordas do maciço montanhoso próximo ao contato com as rochas do Pré-Cambriano em Passa Quatro.

Foto 3.5. Afloramento de nefelina-sienitos nas bordas no maciço alcalino (Passa Quatro, MG).

Depósitos quaternários

Os depósitos mais recentes que preenchem os compartimentos acumulativos são diversos, e se referem à sedimentação fluvial e também de natureza coluvionar, além das coberturas eluviais que se distribuem pela área em complexas relações com a litologia e os sistemas de relevo associados. Tais depósitos serão objeto de estudo mais detalhado na presente tese em capítulo específico.