GEONOMOS 15(1): 1 - 16, 2007 1
ORÓGENO ARAÇUAÍ: SÍNTESE DO CONHECIMENTO 
30 ANOS APÓS ALMEIDA 1977
Antônio Carlos Pedrosa-Soares1, Carlos Maurício Noce1, Fernando Flecha de Alkmim2, 
Luiz Carlos da Silva3, Marly Babinski4, Umberto Cordani4, Cristiane Castañeda1
Abstract
The Araçuaí Fold Belt was defined as the southeastern limit of the São Francisco Craton in the classical 
paper published by Fernando Flávio Marques de Almeida in 1977. This keystone of the Brazilian geologic 
literature catalyzed important discoveries, such as of Neoproterozoic ophiolites and a calc-alkaline magmatic 
arc, related to the Araçuaí Belt and paleotectonic correlations with its counterpart located in Africa (the West 
Congo Belt), that provided solid basis to define the Araçuaí-West-Congo Orogen by the end of the 1990th 
decade. After the opening of the Atlantic Ocean in Cretaceous times, two thirds of the Araçuaí-West-Congo 
Orogen remained in the Brazil side, including records of the continental rift and passive margin phases of 
the precursor basin, all ophiolite slivers and the whole orogenic magmatism formed from the pre-collisional 
to post-collisional stages. Thus, the name Araçuaí Orogen has been applied to the Neoproterozoic-Cambrian 
orogenic region that extends from the southeastern edge of the São Francisco Craton to the Atlantic coastline 
and is roughly limited between the 15º and 21º S parallels. After 30 years of systematic geological mapping 
together with geochemical and geochronological studies published by many authors, all evolutionary stages 
of the Araçuaí Orogen can be reasonably interpreted. Despite the regional metamorfism and deformation, the 
following descriptions generally refer to protoliths. All mentioned ages were obtained by U-Pb method on 
zircon. The Macaúbas Group records rift, passive margin and oceanic environments of the precursor basin 
of the Araçuaí Orogen. From the base to the top and from proximal to distal units, this group comprises the 
pre-glacial Duas Barras and Rio Peixe Bravo formations, and the glaciogenic Serra do Catuni, Nova Aurora 
and Lower Chapada Acauã formations, related to continental rift and transitional stages, and the diamictite-
free Upper Chapada Acauã and Ribeirão da Folha formations, representing passive margin and oceanic 
environments. Dates of detrital zircon grains from Duas Barras sandstones and Serra do Catuni diamictites 
suggest a maximum sedimentation age around 900 Ma for the lower Macaúbas Group, in agreement with 
ages yielded by the Pedro Lessa mafic dikes (906 ± 2 Ma) and anorogenic granites of Salto da Divisa (875 ± 
9 Ma). The thick diamictite-bearing marine successions with sand-rich turbidites, diamictitic iron formation, 
mafic volcanic rocks and pelites (Nova Aurora and Lower Chapada Acauã formations) were deposited 
from the rift to transitional stages. The Upper Chapada Acauã Formation consists of a sand-pelite shelf 
succession, deposited after ca. 864 Ma ago in the proximal passive margin. The Ribeirão da Folha Formation 
mainly consists of sand-pelite turbidites, pelagic pelites, sulfide-bearing cherts and banded iron formations, 
representing distal passive margin to oceanic sedimentation. Gabbro and dolerite with plagiogranite veins 
dated at ca. 660 Ma, and ultramafic rocks form tectonic slices of oceanic lithosphere thrust onto packages 
of the Ribeirão da Folha Formation. The pre-collisional, calc-alkaline, continental magmatic arc (G1 Suite, 
630-585 Ma) consists of tonalites and granodiorites, with minor diorite and gabbro. A volcano-sedimentary 
succession of this magmatic arc includes pyroclastic and volcaniclastic rocks of dacitic composition dated 
at ca. 585 Ma, ascribed to the Palmital do Sul and Tumiritinga formations (Rio Doce Group), deposited 
from intra-arc to fore-arc settings. Detrital zircon geochronology suggests that the São Tomé wackes (Rio 
Doce Group) represent intra-arc to back-arc sedimentation after ca. 594 Ma ago. The Salinas Formation, a 
conglomerate-wacke-pelite association located to northwest of the magmatic arc, represents synorogenic 
sedimentation younger than ca. 588 Ma. A huge zone of syn-collisional S-type granites (G2 Suite, 582-560 
Ma) occurs to the east and north of the pre-collisional magmatic arc, northward of latitude 20º S. Partial 
melting of G2 granites originated peraluminous leucogranites (G3 Suite) from the late- to post-collisional 
stages. A set of late structures, and the post-collisional intrusions of the S-type G4 Suite (535-500 Ma) and 
I-type G5 Suite (520-490 Ma) are related to the gravitational collapse of the orogen. The location of the 
magmatic arc, roughly parallel to the zone with ophiolite slivers, from the 17º30’ S latitude southwards 
suggests that oceanic crust only developed along the southern segment of the precursor basin of the Araçuaí-
West-Congo Orogen. This basin was carved, like a large gulf partially floored by oceanic crust, into the São 
Francisco-Congo Paleocontinent, but paleogeographic reconstructions show that the Bahia-Gabon cratonic 
bridge (located to the north of the Araçuaí Orogen) subsisted since at least 1 Ga until the Atlantic opening. 
This uncommon geotectonic scenario inspired the concept of confined orogen, quoted as a new type of 
collisional orogen in the international literature, and the appealing nutcracker tectonic model to explain the 
Araçuaí-West-Congo Orogen evolution.
Palavras-chave: Faixa Araçuaí, Orógeno Araçuaí, Província Mantiqueira, Brasiliano
INTRODUÇÃO
Este artigo apresenta uma síntese do conhecimento evolutivos (Fig. 1). Os componentes geotectônicos são 
sobre o Orógeno Araçuaí, com ênfase no significado representados por processos e produtos (i.e., conjuntos 
das unidades neoproterozóicas e cambrianas para a de rochas) originados durante estágios evolutivos 
caracterização de componentes geotectônicos e estágios diversos, desde as bacias precursoras ao edifício 
1. CPMTC-IGC-UFMG, Campus Pampulha, 31270-901 Belo Horizonte, MG; pedrosa@pesquisador.cnpq.br
2. DEGEO-UFOP, Campus do Cruzeiro, Ouro Preto, MG
3. CPRM-Serviço Geológico do Brasil, Brasília, DF
4. IG-USP, Cidade Universitária, São Paulo, SP
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Figura 1. O Orógeno Araçuaí na região central do Paleocontinente Gondwana (modificado de Alkmim et al. 
2006). FA, traços estruturais da Faixa de Dobramentos Araçuaí (sensu Almeida 1977); ZI, zona de interferência 
do Orógeno Araçuaí com o Aulacógeno do Paramirim. Crátons: A, Amazônico; K, Kalahari; PP-RP, Paraná-
Paranapanema-Rio de la Plata; SF-C, São Francisco-Congo; SL-OA, São Luís-Oeste Africano.
resultante da orogenia. Como exemplo de componentes a subducção e granitos tipo S originados durante a 
geotectônicos tem-se o magmatismo bimodal originado colisão. Os principais estágios evolutivos da bacia 
em rifte continental, restos ofiolíticos indicadores de precursora são: i) rifte continental (associação rudito-
espalhamento oceânico, arco magmático relacionado arenito-pelito com magmatismo bimodal tipo A), ii) 
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margem continental passiva (associação arenito-pelito- do conhecimento geológico sobre a região e possibilitou 
carbonato, turbiditos areno-pelíticos, magmatismo a definição do Orógeno Araçuaí.
ausente), e iii) oceânico (rochas magmáticas ofiolíticas, O Orógeno Araçuaí é uma escola natural de 
sedimentação pelágica e químico-exalativa). Os geotectônica, pois seus afloramentos ensinam que 
estágios orogênicos são: i) pré-colisional (subducção os componentes geotectônicos e estágios evolutivos 
de litosfera oceânica ativa, geração de arco magmático previstos pela Teoria da Tectônica Global, se 
cálcio-alcalino), ii) sin-colisional (interação direta entre adequadamente abordados, podem ser descobertos, 
as partes em colisão, clímax da tectônica tangencial ordenados no tempo e representados em modelos; e, por 
ou “horizontal”, espessamento crustal, fusão parcial e isto, lançam novos desafios para investigação científica 
geração de magma tipo S), iii) tardi-colisional (tectônica e prospecção mineral.
tangencial cessante, escapes laterais, geração de granito 
S por fusão parcial sob descompressão adiabática), e 
iv) pós-colisional (colapso gravitacional, plutonismo DEFINIÇÃO DO ORÓGENO ARAÇUAÍ
tipo I e A2). O trabalho pioneiro de Almeida (1977) lançou 
O artigo no qual o Professor Fernando Flávio questões que impulsionaram o ritmo e balizaram o rumo 
Marques de Almeida definiu a Faixa de Dobramentos das investigações geotectônicas sobre a Faixa Araçuaí. 
Araçuaí, publicado em 1977, se tornou um dos marcos Duas destas questões, cujas respostas são fundamentais 
da literatura geológica brasileira. Este artigo, cujo para interpretação geotectônica à luz da Teoria da 
objetivo fundamental foi rever os limites do Cráton Tectônica Global, são adiante referidas juntamente com 
do São Francisco e estabelecer sua definição, deixou as descobertas delas decorrentes:
inestimável contribuição para a geologia do sudeste 1. Se a Faixa Araçuaí foi definida como geossinclinal 
brasileiro ao caracterizar como faixa orogênica alpinótipo, onde estariam seus ofiolitos? A iniciativa 
brasiliana uma vasta área que, anteriormente, se incluía que levou à descoberta de remanescentes de litosfera 
na região cratônica (Almeida 1977; ver também Alkmim oceânica neoproterozóica na Faixa Araçuaí se inspirou 
et al. 1993). Decorridas três décadas desde Almeida nesta questão e ocorreu no final da década de 1980 
(1977), muitos dos desafios científicos catalisados pela (Pedrosa-Soares et al. 1990, 1992).
definição da Faixa Araçuaí ganharam respostas sólidas, 2. Se existem ofiolitos na Faixa Araçuaí, qual 
alicerçadas em mapeamento geológico sistemático e seria o arco magmático cálcio-alcalino relacionado ao 
dados laboratoriais, publicados por muitos autores. consumo desta litosfera oceânica? O melhor candidato 
Entretanto, na conceituação original da Faixa Araçuaí a arco magmático relacionado ao consumo da litosfera 
seus limites meridional e oriental ficaram indefinidos. oceânica da Faixa Araçuaí seria o batólito tonalítico 
Por sua vez, a Faixa Ribeira foi caracterizada com Galiléia (Barbosa et al. 1964). De fato, a primeira 
forte conotação tectono-metamórfica (“feixe de caracterização geoquímica e isotópica detalhada deste 
transcorrências de direção NE, impresso em rochas batólito tonalítico evidenciou sua origem em arco 
de alto grau metamórfico”), e seu limite setentrional magmático continental, edificado em torno de 594 
foi deixado em aberto (Hasui et al. 1975). Estas Ma (Nalini 1997). A vinculação da gênese deste arco 
indefinições de fronteiras resultaram em interpretações magmático com o consumo da litosfera oceânica da 
as mais variadas para as aplicações dos nomes Araçuaí Faixa Araçuaí foi, então, uma conseqüência inevitável 
e Ribeira, em particular quando se tratava da grande (Pedrosa-Soares et al. 1998).
área dominada por rochas graníticas e metamórficas Com base nestas descobertas, na correlação entre 
de alto grau, que se estende pelo Espírito Santo, leste as faixas Araçuaí e Congo Ocidental (Brito-Neves & 
de Minas Gerais e sul da Bahia (e.g., Inda & Barbosa Cordani 1991, Trompette 1994) e na relação crono-
1978, Siga-Júnior et al. 1982, Almeida & Hasui 1984, espacial dos conceitos de orógeno e cráton definiu-se 
Schobbenhaus et al. 1984, Siga-Júnior 1986, Silva et al. o Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental (Araçuaí-West-
1987). Dentre várias tentativas de esclarecer a questão Congo Orogen) para referir o conjunto orogênico 
(Araçuaí ou Ribeira?), uma delas fundamentou-se no neoproterozóico-cambriano contido na grande 
conceito de orógeno e buscou reinterpretar estas faixas reentrância delineada pelos crátons do São Francisco e 
em termos da “Orogenia Rio Doce” (Campos-Neto & Congo, cujo limite meridional no Brasil seria balizado 
Figueiredo 1995). pela extremidade sul do Cráton do São Francisco 
A partir de meados da década de 1990 ficaram na altura do paralelo 21º S (Pedrosa-Soares & Noce 
disponíveis os resultados de grandes projetos de 1998, Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos 2000, 
mapeamento geológico sistemático na escala 1:100.000, Pedrosa-Soares et al. 2001). Nesta conceituação, o 
elaborados sobre bases conceituais modernas, que Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental é identificado 
cobrem a maior parte da região aqui focalizada. por um conjunto de componentes geotectônicos que 
Paralelamente, surgiram muitos outros dados essenciais caracterizam um orógeno colisional sucessor de um 
à interpretação geotectônica, tais como seções orógeno acrescionário de margem continental ativa, tais 
estruturais regionais, dados litoquímicos e estudos como depósitos de margem passiva, lascas ofiolíticas, 
isotópicos pelos métodos U-Pb, Sm-Nd e Pb-Pb. Este zona de sutura, arco magmático, granitos sin-colisionais 
grande acervo de dados sustentou a marcante evolução e plutonismo pós-colisional.
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Mas, o Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental tem UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS, 
uma característica singular que é seu confinamento COMPONENTES GEOTECTÔNICOS E 
à reentrância (a cratonic embayment) limitada pelos ESTÁGIOS EVOLUTIVOS
crátons do São Francisco e Congo (Pedrosa-Soares et 
al. 2001). A natureza confinada deste orógeno decorre Apresenta-se uma síntese sobre as unidades 
do fato de que os crátons São Francisco e Congo estratigráficas neoproterozóicas e cambrianas do 
permaneceram parcialmente ligados, pelo menos desde Orógeno Araçuaí, relacionando-as a componentes 
a tafrogênese toniana (mas, muito provavelmente desde geotectônicos e estágios evolutivos. O embasamento e a 
2 Ga) até a abertura do Atlântico Sul, no Cretáceo, por evolução tectônica do orógeno são abordados por Noce 
meio da ponte continental que unia as regiões de Bahia et al. (2007) e Alkmim et al. (2007), neste fascículo de 
e Gabão (e.g., Torquato & Cordani 1981, Porada 1989, Geonomos. As descrições adiante geralmente se referem 
D’Agrella et al. 1990, 2004, Ledru et al. 1994, Trompette a protolitos, a despeito do metamorfismo regional que 
1994, Brito-Neves et al. 1999). Desta forma, a bacia varia da fácies xisto verde baixo a granulito.
precursora deste orógeno seria um golfo parcialmente A Bacia Precursora do Orógeno Araçuaí
oceanizado (do tipo inland sea-basin) e articulado com 
aulacógenos (Pedrosa-Soares et al. 1998, 2001, 2008, O estágio de rifte continental da bacia precursora 
Alkmim et al. 2006), que desembocaria no Oceano está bem registrado no domínio externo (proximal) do 
Adamastor (Cordani et al. 2003). O orógeno resultante Orógeno Araçuaí, particularmente na região a norte 
se caracteriza, então, como confinado e seu mecanismo de Diamantina, onde as unidades proximais do Grupo 
de evolução tectônica seria similar ao fechamento de um Macaúbas ocorrem em larga extensão, e na área de 
quebra-nozes, mas catalisado por colisões à distância ocorrência da Suíte Salto da Divisa (Fig. 2, 3, 4 e 5). 
(Alkmim et al. 2003, 2006, 2007). O conceito de Para o Grupo Macaúbas adota-se a estratigrafia regional 
orógeno confinado (Pedrosa-Soares et al. 2001, 2003) sintetizada por Noce et al. (1997) e cartograficamente 
foi adotado, como um novo tipo de edifício colisional, revista por CPRM-CODEMIG (2003).
na tríplice classificação (intercratônico, intracratônico, O magmatismo da fase rifte é representado pelos 
confinado) de Rogers & Santosh (2004). diques máficos da Suíte Pedro Lessa (906 ± 2 Ma, 
Os aulacógenos Pirapora, Paramirim e Sangha U-Pb TIMS, zircão e baddeleyita; Machado et al. 
(Fig. 1) teriam cumprido importantes funções, tanto 1989), granitos anorogênicos da Suíte Salto da Divisa 
ao facilitar o alargamento e oceanização do setor (875 ± 9 Ma, U-Pb SHRIMP, zircão; Silva et al. 2002, 
meridional da bacia precursora do Orógeno Araçuaí- 2007) e pelos xistos verdes basálticos do Membro Rio 
Congo Ocidental, quanto ao acomodar a deformação Preto da Formação Chapada Acauã (Gradim et al. 
brasiliana no interior da região cratônica (Pedrosa- 2005, Babinski et al. 2005, Martins 2006). Os corpos 
Soares et al. 1992, Alkmim et al. 2003, 2006, 2007). metamáfico-ultramáficos acamadados de Ipanema 
O Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental engloba, no também seriam registros do magmatismo do estágio 
Brasil, a Faixa de Dobramentos Araçuaí (sensu Almeida rifte (Angeli et al. 2004). As idades das suítes Pedro 
1977) e o setor dominado por rochas graníticas e de Lessa e Salto da Divisa definem o início do estágio 
alto grau metamórfico que se estende até o litoral de rifte continental da bacia precursora do Orógeno 
Atlântico, entre os paralelos 15° e 21°S; e, na África, Araçuaí, entre ca. 906 e 875 Ma. O vulcanismo Rio 
a Faixa Congo Ocidental que é marginal ao Cráton Preto representaria episódio tardio em relação a estas 
do Congo entre os paralelos 2° e 10° S (Fig. 1). Em suítes, como se refere adiante.
decorrência da abertura do Atlântico Sul, no Cretáceo, A Suíte Salto da Divisa consiste de granitos 
a contraparte Araçuaí herdou dois terços do Orógeno alcalinos com autólitos gabróicos, portadores de 
Araçuaí-Congo Ocidental, ficando com unidades do fluorita, que foram envolvidos na deformação regional, 
rifte continental, a margem passiva ocidental com restos mas apresentam porções com textura magmática bem 
ofiolíticos, a zona de sutura, o arco magmático e bacias preservada (Paixão & Perrella 2004, Sampaio et al. 
relacionadas, e todo o conjunto magmático sin- a pós- 2004, Silva et al. 2007). Os corpos desta suíte intrudem 
colisional. A Faixa Congo Ocidental guardou espessa o embasamento do extremo nordeste do Orógeno 
pilha vulcano-sedimentar da fase rifte continental, a Araçuaí e seu contato com o Complexo Jequitinhonha 
margem passiva oriental e uma bacia molássica. De fato, é uma marcante zona de cisalhamento transcorrente 
as contrapartes do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental (Fig. 2).
são diferentes, embora complementares (Pedrosa- A sedimentação de fases diversas do rifte continental 
Soares et al. 2008). está representada nas formações Duas Barras, Rio Peixe 
Como a contraparte brasileira do Orógeno Araçuaí- Bravo, Serra do Catuni, Nova Aurora e unidade inferior 
Congo Ocidental contém todos os componentes da Formação Chapada Acauã, do Grupo Macaúbas 
geotectônicos necessários para se caracterizar um (Noce et al. 1997; a unidade carbonática denominada 
orógeno colisional, e o presente artigo é nela focado, Formação Domingas passou a ser correlacionada ao 
simplifica-se a denominação para Orógeno Araçuaí. Supergrupo Espinhaço após Santos et al. 2004). As 
Este orógeno representa o segmento setentrional da formações Duas Barras e Rio Peixe Bravo incluem 
Província Mantiqueira (Heilbron et al. 2004). arenitos, pelitos e raros conglomerados que registram sedimentação fluvial a marinha, sem vestígios de 
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Figura 2. Mapa geológico do Orógeno Araçuaí.
glaciação (Noce et al. 1997, Grossi-Sad et al. 1997, 3 e 4). Dados U-Pb SHRIMP de zircões detríticos 
Martins 2006). A idade máxima de sedimentação balizam a idade máxima de deposição da Formação 
é 900 ± 21 Ma, como indica a datação de grãos de Serra do Catuni em 933 ± 9 Ma (Babinski et al. 2007). 
zircão detrítico extraídos de arenito Duas Barras (U- Este dado, juntamente com o da Formação Duas Barras 
Pb SHRIMP, Babinski et al. 2007). Esta idade limita (acima referido) e outras idades de zircões detríticos do 
também a época do início da deposição do Grupo Grupo Macaúbas (Pedrosa-Soares et al. 2000) sugerem 
Macaúbas. fontes sedimentares localizadas em ombreiras e horsts 
Unidades glaciogênicas também se depositaram que expuseram à erosão a espessa pilha magmática do 
durante a fase rifte da bacia Macaúbas (e.g., Karfunkel rifte que se situa na Faixa Congo Ocidental (Tack et al. 
et al. 1985, Karfunkel & Hoppe 1988, Mourão & 2001, Pedrosa-Soares et al. 2008).
Pedrosa-Soares 1992, Pedrosa-Soares et al. 1992, 1998, A sedimentação glácio-marinha se torna mais 
Grossi-Sad et al. 1997, Noce et al. 1997, Uhlein et al. espessa e extensa nas formações Nova Aurora e Chapada 
1998, 1999, 2007, Martins-Neto et al. 2001, Martins- Acauã (Fig. 3 e 4). A Formação Nova Aurora consiste 
Neto & Hercos 2002). A mais antiga delas é a Formação predominantemente de diamictitos (fluxos de detritos) 
Serra do Catuni, constituída por diamictitos maciços e turbiditos arenosos, com importantes intercalações 
com intercalações esparsas de arenitos e pelitos (que, de formações ferríferas diamictíticas do tipo Rapitan 
em alguns casos, seriam varvitos), representantes de (Viveiros et al. 1978, Uhlein 1991, Grossi-Sad et al. 
sedimentação glácio-terrestre a glácio-marinha (Fig. 1997, Noce et al. 1997). A unidade inferior da Formação 
6
Figura 3. Distribuição de unidades da bacia precursora do Grupo Macaúbas e de formações sin-orogênicas do 
Orógeno Araçuaí (modificado de CPRM-CODEMIG 2003).
Chapada Acauã (Membro Mato Grande) é uma sucessão basaltos transicionais como protolitos (Uhlein 1991, 
cíclica de intercalações de diamictitos, turbiditos CPRM-CODEMIG 2003, Gradim et al. 2005). 
arenosos e pelitos, com pelo menos uma espessa lente de As diversas populações de zircões herdados, extraídas 
calcário dolomítico no topo (Mourão & Pedrosa-Soares dos xistos verdes, evidenciam que o magma basáltico 
1992, Pedrosa-Soares et al. 1992, Grossi-Sad et al. atravessou crosta continental e que o vulcanismo é mais 
1997, Noce et al. 1997, Pedrosa-Soares & Grossi-Sad jovem que 1,1 Ga (Babinski et al. 2005). Este fato e 
1997, Martins 2006). Xistos verdes, intercalados em as assinaturas geoquímica e isotópica sugerem que o 
parte da pilha diamictítica da Formação Chapada Acauã vulcanismo Rio Preto ocorreu na fase tardia do rifte 
(Membro Rio Preto), preservam estrutura almofadada Macaúbas, quando a crosta continental já se encontrava 
e outras evidências de derrames submarinos, cujas muito estirada (Gradim et al. 2005).
assinaturas geoquímica e isotópica Sm-Nd indicam O estágio de abertura da bacia precursora, que se 
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Figura 4. Coluna estratigráfica esquemática do Orógeno Araçuaí (modificada de Pedrosa-Soares et al. 2008). 1, 
conglomerados; 2, arenitos; 3, pelitos; 4, diamictitos; 5, formação ferrífera diamictítica; 6, basalto transicional; 
7, calcário dolomítico; 8, sedimentos exalativos (chert sulfetado, sulfeto maciço, formações ferríferas e outros); 
9, rochas máficas (com veios de plagiogranito) e ultramáficas oceânicas; 10, wackes e pelitos; 11, rochas 
piroclásticas e vulcanoclásticas dacíticas; 12, seixos e blocos pingados.
seguiu ao rifte continental, levou à deposição da pilha 1995, 1997, Grossi-Sad et al. 1997, Noce et al. 1997, 
sedimentar da margem continental passiva e formação Pedrosa-Soares & Grossi-Sad 1997, Uhlein et al. 1998, 
de litosfera oceânica, como indicam os registros Aracema et al. 2000, Suita et al. 2004, Queiroga et al. 
litológicos da unidade superior da Formação Chapada 2006, 2007). Este estágio transcorreu sem influência 
Acauã, Formação Ribeirão da Folha, e lascas tectônicas glacial, uma vez que as unidades que o representam 
de rochas máficas e ultramáficas ofiolíticas (Pedrosa- são livres de diamictito e de qualquer outro indício 
Soares et al. 1992, 1998, 2001, 2008, Pedrosa-Soares de glaciação (Fig. 2, 3, 4 e 5). A unidade superior da 
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Formação Chapada Acauã consiste de intercalações em decorrência da similaridade de associações 
de arenito e pelito, representantes da sedimentação litológicas e provável continuidade física no terreno 
plataformal no setor proximal da margem passiva. (Pinto et al. 1997, 2001, Cunningham et al. 1998, 
A idade máxima de deposição é indicada por zircão Pedrosa-Soares et al. 2001, Peres et al. 2004).
detrítico datado em 864 ± 30 Ma (U-Pb SHRIMP, Na região setentrional do Orógeno Araçuaí ocorre 
Pedrosa-Soares et al. 2000). Este valor é similar, na extensa unidade areno-pelítica (M+S na Figura 2) 
margem de erro, à idade dos granitos anorogênicos de correlacionável, pelo menos em parte, ao Grupo 
Salto da Divisa, mais uma vez indicando soerguimento Macaúbas (Almeida et al. 1978, Pedrosa-Soares 
e erosão de blocos na bacia Macaúbas antes do estágio & Wiedemann-Leonardos 2000, Pedrosa-Soares 
de margem passiva. et al. 1992, 2001, Sampaio et al. 2004), mas que 
A Formação Ribeirão da Folha contém depósitos da em outros trabalhos foi atribuída ao Supergrupo 
margem passiva distal e da sedimentação oceânica. O Espinhaço (Barbosa & Dominguez 1996). Considera-
setor ocidental da margem passiva distal é representado se, entretanto, que nesta região se encontre uma 
pelos turbiditos areno-pelíticos (quartzo-mica possível associação espacial de depósitos de margem 
xistos bandados e micaxistos peraluminosos) com passiva (Grupo Macaúbas Superior, pós-glacial) com 
intercalações de pelitos carbonosos (grafita xistos), depósitos sin-orogênicos (Formação Salinas), pois as 
margas (rochas calcissilicáticas a quartzo, plagioclásio, rochas metapelíticas (xistos micáceos com granada, 
anfibólio, epidoto, granada cálcica e/ou clinopiroxênio) estaurolita, cianita e/ou sillimanita) destas unidades são 
e raro calcário que compõem a parte exclusivamente facilmente confundidas no terreno, em decorrência do 
sedimentar da Formação Ribeirão da Folha (RFs na metamorfismo e deformação.
Figura 2). O setor oriental da Formação Ribeirão Os complexos Jequitinhonha e paragnáissico 
da Folha (RF na Figura 2) inclui sucessão vulcano- indiviso são, também, candidatos a conter depósitos 
sedimentar de assoalho oceânico, caracterizada por de margem passiva espacialmente associados a 
pelitos pelágicos (micaxistos peraluminosos ricos em pilhas sedimentares provenientes de arco magmático 
estaurolita, granada, cianita e/ou sillimanita, e cianita- (Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos 2000, 
grafita xistos), cherts sulfetados com intercalações de Sampaio et al. 2004, Heilbron et al. 2004, Pedrosa-
sulfetos maciços e diopsidito sulfetado (uma rocha rara Soares et al. 2008). O Complexo Jequitinhonha é 
que sugere depósito de conduto exalativo), formações constituído de paragnaisses aluminosos a peraluminosos 
ferríferas bandadas dos tipos óxido, silicato e sulfeto, e (kinzigíticos) com intercalações de quartzito, grafita 
raro orto-anfibolito de granulação fina (cuja assinatura gnaisse e rochas calcissilicáticas, incluindo as maiores 
geoquímica e epsilon Nd em torno de +4 evidenciam jazidas de grafita lamelar do Brasil (e.g., Faria 1997, 
basalto oceânico como protolito). Desta forma, a parte Daconti 2004). O complexo paragnáissico indiviso 
distal da Formação Ribeirão da Folha representa a seção que ocorre no setor sudeste do Orógeno Araçuaí e se 
superior (camada 1), sedimentar, incluindo parte da prolonga para o Orógeno Ribeira, onde é subdividido 
seção vulcânica (camada 2), de uma coluna ofiolítica em unidades diversas, inclui paragnaisses com 
(Suita et al. 2004). intercalações de mármores, anfibolitos, quartzitos e 
As rochas ofiolíticas que testemunham seções rochas calcissilicáticas  (Heilbron et al. 2004).
inferiores de litosfera oceânica são orto-anfibolitos de 
granulação média e grossa (dolerito, gabro) e rochas Componentes e Estágios Orogênicos
meta-ultramáficas, que ocorrem em lascas tectônicas de No Orógeno Araçuaí são reconhecidos quatro 
empurrão alojadas nas formações Ribeirão da Folha e estágios orogênicos denominados pré-colisional (ca. 
Capelinha (Fig. 5). Os atributos geoquímicos das rochas 630 - 580 Ma), sin-colisional (ca. 580 - 560 Ma), tardi-
máficas e ultramáficas localizadas nas proximidades colisional (ca. 560 - 530 Ma) e pós-colisional (ca. 530 
de Ribeirão da Folha e São José da Safira (Fig. 3) - 490 Ma). Estes estágios são caracterizados com base 
revelam assinatura de assoalho oceânico e afinidade nas relações estruturais (em particular, com a foliação 
com outros complexos ofiolíticos neoproterozóicos. regional), assinaturas geoquímicas e isotópicas, e idades 
Os dados isotópicos Sm-Nd, tais como epsilon Nd U-Pb das rochas que os representam (Pedrosa-Soares 
variável entre +3 e +7, e idades modelo e isocrônica, & Wiedemann-Leonardos 2000, Pedrosa-Soares et al. 
corroboram a assinatura geoquímica das rochas 2001, 2008, Silva et al. 2005).
máficas e ultramáficas, e indicam formação da litosfera No estágio pré-colisional (acrescionário) foi 
oceânica no Neoproterozóico (Pedrosa-Soares et al. edificado o arco magmático do Orógeno Araçuaí, 
1992, 1998, 2001, 2008, Aracema et al. 2000). Orto- representado pela Suíte G1 e rochas vulcânicas do 
anfibolitos bandados (dolerito a gabro) hospedam veios Grupo Rio Doce (Fig. 2, 4 e 5). A Suíte G1 é constituída 
de plagiogranito que, recentemente, foram datados em majoritariamente por tonalitos e granodioritos, com 
660 ± 29 Ma (zircão, U-Pb LA-ICPMS; Queiroga et fácies e autólitos dioríticos e máficos, portadores de 
al. 2007). Esta idade indica a época da cristalização xenólitos de rochas metassedimentares. Os corpos G1 
magmática do ofiolito de Ribeirão da Folha. são batólitos e stocks que apresentam a foliação regional, 
A parte distal (RF, Fig. 3) da Formação Ribeirão muitas vezes milonítica, e outras estruturas impressas 
Folha tem sido correlacionada ao Grupo Dom Silvério, pela deformação sin-colisional, em quase toda sua 
9
extensão. Os dados litoquímicos e isotópicos (epsilon Formação Salinas é 588 ± 24 Ma (Pedrosa-Soares et al. 
Nd entre -5 e -13, e idades-modelo TDM entre 1,2 e 2,2 2008). Além disso, a assinatura geoquímica dos wackes 
Ga) das rochas G1 evidenciam uma suíte cálcio-alcalina Salinas revela proveniência de arco magmático e seus 
expandida que representa arco magmático de margem conglomerados contêm seixos de rochas vulcânicas com 
continental ativa, edificado entre ca. 630 e 585 Ma, com idades de cristalização magmática no intervalo da Suíte 
assinatura híbrida e contribuição de magmas crustais G1 (Pedrosa-Soares et al., em preparação).
predominante sobre magmas mantélicos (e.g., Nalini et O conjunto litológico informalmente denominado 
al. 2000, 2005, Noce et al. 2000, 2006, Pedrosa-Soares associação arco-antearco-embasamento compreende 
& Wiedemann-Leonardos 2000, Pedrosa-Soares et al. unidades de naturezas e idades diversas, que ainda 
2001, 2008, Pinto et al. 2001, Whittington et al. 2001, carecem de melhor discriminação cartográfica e de 
Campos et al. 2004, Martins et al. 2004, Silva et al. dados laboratoriais. Esta associação inclui rochas 
2005, Horn 2006, Novo et al. 2007). do embasamento paleoproterozóico, prováveis 
Rochas vulcânicas deste arco magmático foram remanescentes ofiolíticos neoproterozóicos, sucessões 
recentemente caracterizadas em unidades inferiores atribuídas aos grupos Andrelândia e Rio Doce, corpos 
do Grupo Rio Doce (Vieira 2007, Vieira et al. 2007). tonalítico-granodioríticos da Suíte G1 e intrusões 
Na Formação Palmital do Sul, basal, ocorrem tufos graníticas sin- a pós-colisionais. As rochas do 
piroclásticos com bombas vulcânicas esparsas. A embasamento são atribuídas aos complexos Juiz de Fora 
Formação Tumiritinga contêm rochas vulcanoclásticas e Pocrane (Pinto et al. 2001, Noce et al. 2006, 2007). O 
(tufos, cinzas). As rochas vulcânicas têm composição milonito-gnaisse tonalítico dos arredores de Governador 
dacítica e assinatura geoquímica de arco vulcânico Valadares é candidato a pertencer à Suíte G1, embora 
continental, com idades de cristalização magmática apresente idade de ca. 560 Ma (Silva et al. 2002, 2005). 
(zircão, U-Pb LA-ICPMS e TIMS) em torno de 585 Também a esta suíte são relacionados corpos tonalíticos 
Ma. Estas formações são interpretadas como depósitos da região de Caratinga (Pinto et al. 2001), Manhuaçu 
de bacias intra-arco a ante-arco, preenchidas no (Noce et al. 2006) e Carangola (Novo et al. 2007). O 
estágio tardio de desenvolvimento do arco magmático. grande corpo de orto-anfibolito (metagabro) de Santo 
A Formação São Tomé, que recobre as unidades Antônio do Grama tem idade-modelo Sm-Nd em torno 
acima referidas, é composta por wackes e pelitos de 890 Ma, sendo assim um candidato a resto ofiolítico 
que têm contribuição sedimentar do arco magmático neoproterozóico (Fischel et al. 1998). Os paragnaisses 
revelada por sua composição mineralógica, assinatura ricos em plagioclásio do Grupo Andrelândia forneceram 
geoquímica e grãos detríticos de zircão com idades em idade-modelo Sm-Nd em torno de 1,3 Ga, sugestiva de 
torno de 595 Ma. Esta unidade teria se depositado na mistura de fontes envolvendo sedimentos provenientes 
parte proximal da bacia retro-arco. do arco magmático representado pela Suíte G1 (Fischel 
O setor distal da bacia retro-arco é representado et al. 1998, Noce et al. 2006).
pelos paragnaisses com intercalações de rochas O estágio sin-colisional é caracterizado pela 
calcissilicáticas do Complexo Nova Venécia (Noce et al. deformação e metamorfismo regionais, além de 
2004, Pedrosa-Soares et al. 2006). Os protolitos destes extensiva granitogênese do tipo S, que ocorreram entre 
paragnaisses são pelitos grauvaquianos, cuja assinatura ca. 582 e 560 Ma (e.g., Nalini et al. 2000, Pedrosa-
geoquímica é indicadora de fontes sedimentares Soares & Wiedemann-Leonardos 2000, Pedrosa-Soares 
situadas em arco magmático (Pedrosa-Soares et al., em et al. 2001, Campos et al. 2004, Silva et al. 2005). Neste 
preparação). Os dados dos grãos detríticos de zircão estágio foram impressas as feições relacionadas ao 
mais jovens e menos discordantes, datados por Noce dobramento e empurrões rumo a oeste, contra o Cráton 
et al. (2004), sugerem idade máxima de sedimentação do São Francisco, e também no sentido leste, contra o 
dos protolitos do Complexo Nova Venécia em 608 ± Cráton do Congo, além do metamorfismo relacionado 
18 Ma (Pedrosa-Soares et al. 2008). às paragêneses minerais que materializam a foliação 
A Formação Salinas, composta por wackes (“arenito regional (Pedrosa-Soares et al. 2001, 2008, Alkmim et 
grauvaquiano”), pelitos e conglomerados, também al. 2006, 2007, Vieira 2007). O metamorfismo regional 
mostra evidências marcantes de uma bacia que recebeu mostra aumento de temperatura crescente desde a 
sedimentos provenientes do arco magmático do fácies xisto verde baixo, junto ao limite cratônico, à 
Orógeno Araçuaí (Lima et al. 2002). Por apresentar, fácies anfibolito alto e granulito no núcleo do orógeno. 
na área-tipo, seções livres da deformação regional e Desta forma, em termos gerais, o metamorfismo no 
com metamorfismo muito fraco, a Formação Salinas Orógeno Araçuaí cresce de oeste para leste e de norte 
foi interpretada como tardi-orogênica por Lima et para sul (Almeida et al. 1978, Pedrosa-Soares et al. 
al. (2002). Entretanto, esta unidade passou a ser 1984, 1992, 2001, Trompette 1994, Pedrosa-Soares 
interpretada como registro de sedimentação sin- & Wiedemann-Leonardos 2000, Pinto et al. 2001). 
orogênica (flysch) após os estudos tectônicos regionais Dados geotermobarométricos quantitativos indicam 
de Santos et al. (2007; ver também Alkmim et al. condições de metamorfismo em torno de 530-600 °C 
2007). Se considerados apenas os zircões mais jovens a 5,5 kbar na Formação Ribeirão da Folha (Pedrosa-
e com discordância menor que 10%, dentre os dados Soares 1995, Queiroga et al. 2006), 470-640 °C a 4,5-5 
apresentados por Lima et al. (2002), a idade máxima da kbar no Grupo Rio Doce e 770-930 °C a 5-7 kbar nos 
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complexos Jequitinhonha e Nova Venécia (Munhá et tardi- a pós-colisional do Orógeno Araçuaí (Pedrosa-
al. 2005, Castañeda et al., em preparação), ao passo Soares & Wiedemann-Leonardos 2000, Pedrosa-Soares 
que na Formação Salinas ocorre uma zona de baixa et al. 2001, 2006, Castañeda et al. 2006, Silva et al. 
pressão (3-4 kbar) com temperatura variável entre 450 2007). As rochas típicas da Suíte G3 são leucogranitos 
e 650 °C (Costa 1989, Pedrosa-Soares et al. 1996; mas, com granada e/ou cordierita, pobres em micas e 
localmente, o metamorfismo da Formação Salinas é de livres da foliação regional. Entretanto, variedades de 
fácies xisto verde baixo, Lima et al. 2002). granito micáceo, granatífero, com foliação incipiente, 
A Suíte G2, que engloba a granitogênese tipo S do podem também pertencer a esta suíte. Idades U-Pb de 
estágio sin-colisional, é constituída essencialmente leucogranitos G3 indicam cristalização magmática no 
de granito peraluminoso (com granada onipresente e intervalo 545-520 Ma (Whittington et al. 2001, Silva et 
cordierita e/ou sillimanita freqüentes), tendo granito al. 2005, 2007, Castañeda et al. 2006, Pedrosa-Soares et 
a duas micas e granodiorito granatífero subordinados al. 2006). Feições petrográficas e estruturais evidenciam 
(Fig. 2, 4 e 5). Xenólitos e roof-pendants de rochas que os cordierita-granada leucogranitos G3 são produtos 
encaixantes são muito freqüentes. Os granitos G2 autóctones e parautóctones da fusão parcial de granitos 
ocorrem em batólitos, corpos tabulares e stocks que G2 deformados, em episódio pós-cinemático à foliação 
registram a deformação regional marcada por foliação regional. Evidências disto são as relações de corte e 
em estado sólido, muitas vezes milonítica e geralmente superposição de G3 em G2 e as presenças, em G3, de 
paralela à prévia orientação de fluxo ígneo (Nalini et al. restos não digeridos e traços de foliação (schlieren) 
2000, Celino et al. 2000, Pedrosa-Soares & Wiedemann- de G2, e de granada (com inclusões de fibrolita 
Figura 5. Componentes geotectônicos do Orógeno Araçuaí representados em perfil (modificado de Pedrosa-
Soares et al. 2008). AB está localizado na Figura 2.
Leonardos 2000, Pedrosa-Soares et al. 2001, 2006, Pinto dobrada) herdada de G2 (ver fotos em Castañeda et 
et al. 2001, Campos et al. 2004, Castañeda et al. 2006). al. 2006 e Pedrosa-Soares et al. 2006). Aglomerados 
Entretanto, batólitos G2 podem mostrar feições ígneas compostos quase exclusivamente por cordierita, 
bem preservadas, particularmente em suas porções granada, sillimanita, monazita e apatita representam 
interiores, que têm a mesma idade de cristalização resíduos granulíticos associados a leucogranitos 
magmática dos termos milonitizados (Pedrosa-Soares G3. Dados geotermobarométricos indicam que os 
et al. 2006, Roncato et al. 2007, Vauchez et al. 2007). leucogranitos G3 se cristalizaram a temperatura bem 
Dados geotermobarométricos sugerem que os granada- mais alta que a Suíte G2, em torno de 815 °C a 5 kbar 
biotita granitos da Suíte G2 se cristalizaram e ganharam (Castañeda et al., em preparação). Veios graníticos e 
a foliação dúctil regional em temperaturas entre 640 e pegmatitos, livres da foliação regional, encaixados no 
680 °C (Castañeda et al., em preparação). Idades U-Pb Complexo Nova Venécia, podem ser correlatos da Suíte 
indicam que a época de maior formação dos granitos G3, e representariam produtos da fusão parcial deste 
G2 ocorreu em torno de 575 Ma (Silva et al., 2002, complexo (Pedrosa-Soares et al. 2006). A Suíte G3 
2005, Pedrosa-Soares et al. 2006, Roncato et al. 2007, registra herança de fontes paragnáissicas envolvidas 
Vauchez et al. 2007), mas alguns corpos G2 são mais em processos de fusão parcial, evidenciada por cristais 
antigos (ca. 582 Ma; Nalini et al. 2000) e outros mais de  zircão com núcleos herdados de idades entre 630 Ma 
jovens (ca. 560 Ma; Söllner et al. 1991, Campos et al. e 850 Ma, além de componentes paleoproterozóicos e 
2004, Silva et al. 2005). O grande distrito pegmatítico- arqueanos (Silva et al. 2007).
gemológico de Conselheiro Pena-Galiléia pertence à No estágio pós-colisional ocorreram processos 
Suíte G2 (Pedrosa-Soares et al. 2001). deformacionais (Marshak et al. 2006, Alkmim et 
Os produtos da granitogênese G3, do tipo S, estão al. 2007) e plutonismo relacionados ao colapso 
representados pela Suíte G3 que teve origem no período gravitacional (extensional) do Orógeno Araçuaí 
11
(Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos 2000, A enorme quantidade e variedade de rochas 
Pedrosa-Soares et al. 2001, Campos et al. 2004). graníticas do Orógeno Araçuaí fez dele palco da maior 
Neste estágio formaram-se as suítes G4 e G5 que são produção de rochas ornamentais do Brasil, com destaque 
constituídas por plútons intrusivos, livres da foliação para as regiões norte do Espírito Santo e nordeste de 
regional (embora a foliação de borda e/ou fluxo ígneo Minas Gerais, e para as suítes G2 (especialmente, os 
possam, localmente, ser concordantes com a foliação materiais amarelos do batólito Carlos Chagas), G3 
regional). Muitas destas intrusões são circunscritas pela (materiais brancos), G4 (granito pegmatóide e grandes 
foliação regional, a qual conformam em torno de seus pegmatitos) e G5 (materiais verdes e amarelas), (e.g., 
contatos. Grandes distritos pegmatíticos produtores de Costa & Pedrosa-Soares 2006).
gemas e minerais industriais estão relacionados às suítes 
G4 e G5 (Pedrosa-Soares et al. 2001).
A Suíte G4, do tipo S, é composta essencialmente CONCLUSÃO
por granitos a duas micas que, localmente, preservam O Orógeno Araçuaí revela-se como uma das regiões 
cúpulas de granito pegmatóide ou raízes de biotita orogênicas mais bem conhecidas do Brasil, após três 
granito, os quais compõem intrusões hospedadas, décadas de mapeamento geológico e estudos científicos. 
principalmente, pelas formações Ribeirão da Folha e A estratigrafia regional (Fig. 2, 3 e 4) e os componentes 
Salinas (Fig. 2, 4 e 5). As idades disponíveis indicam geotectônicos já caracterizados (Fig. 5 e 6) demonstram 
o intervalo de 535-500 Ma para a granitogênese G4 o quão completo é o registro litológico do Orógeno 
(Pedrosa-Soares et al. 1987, 2001, Grossi-Sad et al. Araçuaí. Por sua vez, a Faixa Congo Ocidental é 
1997, Pedrosa-Soares 1997, Pedrosa-Soares & Oliveira desprovida de muitos componentes geotectônicos 
1997, Basílio et al. 2000, Pedrosa-Soares & Wiedemann- que ocorrem apenas no território brasileiro e, 
Leonardos 2000, Pinto et al. 2001, Whittington et al. por isto,  caracteriza-se como uma faixa de 
2001, Campos et al. 2004, Silva et al. 2005). As dobramentos e empurrões complementar ao 
intrusões G4 são em parte contemporâneas da Suíte Orógeno Araçuaí (Fig. 6).
G3 e podem ser consideradas como correspondentes Entretanto, a grande quantidade de rochas 
alóctones, cristalizados em níveis crustais superiores, magmáticas anorogênicas que se encontra na Faixa 
em relação aos corpos autóctones a parautóctones da Congo Ocidental indica que o rifte continental precursor 
Suíte G3. Neste sentido, destaca-se a composição mais foi assimétrico e que seu eixo térmico situou-se na 
hidratada do magma G4 (granito a duas micas; Pedrosa- África (i.e., o lado africano comportou-se como upper 
Soares et al. 1987) em relação ao G3 (granada-cordierita plate; Pedrosa-Soares et al. 2008). A diferença de 
leucogranito livre de micas primárias; Castañeda et idade (ca. 30 Ma) entre os granitos tipo A de Salto da 
al. 2006, Pedrosa-Soares et al. 2006), bem como a Divisa (ca. 875 ± 9 Ma; Silva et al. 2007) e as rochas 
consangüinidade dos granitos G4 com pegmatitos vulcânicas félsicas anorogênicas mais jovens da Faixa 
litiníferos que são característicos de profundidades Congo Ocidental (912 ± 7 Ma; Tack et al. 2001) sugere 
inferiores a 12 km (Correia-Neves et al. 1986). que o eixo térmico do rifte migrou rumo à contraparte 
A Suíte G5 representa o plutonismo tipo I e A2, Araçuaí. Uma conseqüência desta migração seria o 
cálcio-alcalino rico em potássio e ferro, do estágio vulcanismo básico transicional do Membro Rio Preto, 
pós-colisional do Orógeno Araçuaí (Fig. 2, 4 e 5). As que ocorreu no estágio rifte tardio, sucedido pela 
intrusões G5 têm composição predominantemente oceanização do setor meridional da bacia Macaúbas.
granítica ou charnockítica, com termos enderbíticos O arco magmático e os restos ofiolíticos do 
e noríticos subordinados, que apresentam diversas Orógeno Araçuaí têm terminação setentrional em 
evidências de misturas (mingling e mixing) de magmas torno do paralelo 17°30’S e sua posição relativa indica 
e fluxo ígneo geralmente bem marcado. Intrusões subducção da litosfera oceânica para leste, sendo a zona 
zonadas que expõem raízes máficas, assim como de sutura balizada pelo meridiano 42° W (na orientação 
corpos exclusivamente noríticos, são freqüentes na geográfica atual). A terminação setentrional destes 
região sudeste do orógeno. A norte do paralelo 19° S componentes geotectônicos sugere que o setor norte da 
predominam grandes batólitos dominados por biotita bacia precursora permaneceu ensiálico, a exemplo de 
granito ou charnockito de granulação grossa. A Suíte golfos atuais apenas parcialmente oceanizados. Além 
G5 originou-se no intervalo 520-490 Ma, relacionado ao disso, a geoquímica isotópica do Nd indica pouca 
colapso gravitacional do Orógeno Araçuaí, e apresenta influência de material juvenil na constituição do arco 
atributos isotópicos Sm-Nd e Rb-Sr que evidenciam magmático do Orógeno Araçuaí (e.g., Cordani et al. 
origem híbrida resultante da mistura de magmas 2000, Nalini et al. 2000, Campos et al. 2004, Martins 
mantélicos e crustais (Wiedemann 1993, Pinto et al. et al. 2004), sugerindo também que o espalhamento 
1997, 2001, Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos oceânico na bacia precursora foi restrito. Com efeito, 
2000, Wiedemann-Leonardos et al. 2000, Noce et al. todas as reconstruções paleogeográficas disponíveis 
2000, Medeiros et al. 2001, Pedrosa-Soares et al. 2001, na literatura mostram os crátons São Francisco e 
2006, Wiedemann et al. 2002, Campos et al. 2004, Congo interligados na altura de Bahia e Gabão, de tal 
Martins et al. 2004, Mendes et al. 2005, Silva et al. modo que o Paleocontinente São Francisco-Congo 
2005, 2007). atuou como peça única na trama paleocontinental do 
12
Figura 6. Principais componentes geotectônicos do Orógeno Araçuaí e sua correlação com a Faixa Congo 
Ocidental (modificado de Pedrosa-Soares et al., 2008).
Neoproterozóico (e.g., D’Agrella-Filho et al. 1990, orógeno que sucedeu a esta bacia se caracteriza, então, 
2004, Dalziel 1997, Cordani et al. 2003, Meert & como um tipo especial de edifício colisional: o orógeno 
Torsvik 2003, Pisarevsky et al. 2003). Neste cenário, confinado (Pedrosa-Soares et al. 2001, 2003, Rogers & 
a bacia precursora do Orógeno Araçuaí era um golfo Santosh 2004).
parcialmente oceanizado (uma inland-sea basin). O A peculiar situação geotectônica do orógeno 
13
confinado Araçuaí-Congo Ocidental, bem como o Barbosa, J.S.F. & Dominguez, J.M.L. 1996. Texto Explicativo 
pequeno tamanho de sua litosfera oceânica (que por si do Mapa Geológico da Bahia escala 1:1.000.000. Salvador, 
só seria incapaz de promover subducção), aliados ao Companhia Bahiana de Pesquisa Mineral, 382 p.Basílio, M.S., Pedrosa-Soares, A.C. & Evangelista, H.J. 2000. 
significativo acervo de dados tectônicos, inspiraram Depósitos de alexandrita de Malacacheta, Minas Gerais. 
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