O embasamento arqueano compreende complexos metamórficos e duas gerações de plútons graníticos neoarqueanas. Os complexos metamórficos, com idades entre 2,9-3,2 Ga, englobam terrenos granito-gnáissicos constituídos por tonalitos migmatizados a gnaisses granodioríticos com características geoquímicas de suítes tonalíticas-trondjemíticas-granodioríticas arqueanas (TEIXEIRA, 1985 e 1993; MACHADO e CARNEIRO, 1992; CARNEIRO et al., 1995, NOCE, 1995). Corpos granitóides e rochas básicas e metabásicas provenientes de diferentes etapas de acresção mantélica ou retrabalhamento crustal são encontradas intrudindo esses complexos (CARNEIRO, 1992, NOCE, 1995). Os plútons, conforme descrito em Noce (1995), são de natureza cálcio-alcalina (idade de 2,78 a 2,77 Ga) ou correspondem a granitos anorogênicos (idade 2,73 a 2,61 Ga). Os contatos desses complexos com as unidades sobrejacentes são, normalmente, de natureza tectônica (ENDO, 1997). Rochas do embasamento acham-se expostas na periferia e no interior do Quadrilátero Ferrífero, onde constituem o núcleo de uma série de estruturas dômicas (APÊNDICE A).
Figura 5.1 - Mapa regional do cráton do São Francisco mostrando os cinturões orogênicos Brasilianos, a faixa de dobramento e cisalhamento Espinhaço (EFB) e o Quadrilátero Ferrífero (em destaque na moldura).
Fonte: Alkmim e Marshak, 1998.
O supergrupo Rio das Velhas é constituído por rochas metavulcânicas (basaltos, komatiítos e lavas riolíticas) e metassedimentares que, em conjunto com os plútons intrudidos contemporaneamente à sua deposição, caracterizam esta unidade como um terreno granito- greenstone arqueano clássico (ALKMIM e MARSHAK, 1998). É subdividido, da base para o topo, nos grupos Quebra Osso (SCHORSCHER, 1978), Nova Lima e Maquiné (DORR, 1969). Os dois últimos grupos foram notadamente detalhados em mapeamento efetuado pela CPRM/DNPM (1998).
Figura 5.2 - Coluna estratigráfica do Quadrilátero Ferrífero. A parte direita da coluna
representa as relações observadas no setor ocidental do QF, e a parte esquerda, as relações do setor oriental.
Fonte: Alkmim e Marshak (1998).
O Grupo Quebra Osso é constituído, em essência, por rochas máficas e ultramáficas. Na área tipo, o Grupo Nova Lima foi definido por Gair (1962, apud DORR,1969) como uma sucessão de micaxistos e filitos com lentes e intercalações de formações ferríferas fácies carbonato, grauvacas, quartzitos, conglomerados, rochas metavulcânicas, xistos e filitos grafitosos, quartzo-anquerita xisto e quartzo-dolomita xisto. Zucchetti e Baltazar (1998) subdividiram o Grupo Nova Lima, em 12 unidades faciológicas. Tais unidades correspondem a uma sucessão greenstone belt que contém rochas vulcânicas basálticas e komatiíticas, na base, rochas sedimentares químicas, na porção intermediária, e metassedimentares clásticas marinhas no topo.
O grupo Maquiné, constituído pelas formações Palmital e Casa Forte, engloba metaconglomerados oligo e polimíticos, quartzitos maciços e sericíticos e sericita-quartzo- xistos (DORR, 1969). Subdivididas por Zucchetti e Baltazar (1998), tais unidades foram interpretadas como sedimentos de ambiente litorâneo e marinho raso.
As rochas do Supergrupo Rio das Velhas têm como principal área de ocorrência, a porção central do Quadrilátero Ferrífero, bacia hidrográfica homônima.
O Supergrupo Minas constitui uma unidade metassedimentar de idade paleoproterozóica (RENGER et al., 1994, NOCE, 1995; MACHADO et al., 1996; BABINSKY et al., 1993) que se sobrepõe ao Supergrupo Rio das Velhas em discordância erosiva e angular. Como unidade característica do Quadrilátero Ferrífero, foi cartografada e estudada em detalhe durante a vigência de um convênio de cooperação entre o Serviço Geológico dos Estados Unidos (USGS) e o Departamento Nacional da Produção Mineral (DNPM), no período de 1946 a 1962. Os resultados desta campanha encontram-se sintetizados em Dorr (1969) e a subdivisão litoestratigráfica das rochas Minas ali proposta é até hoje adotada, com apenas umas poucas modificações.
A base do Supergrupo Minas é representada pelo Grupo Caraça, o qual é subdividido nas Formações Moeda e Batatal.
A Formação Moeda, composta essencialmente por meta-arenitos e metapelitos, foi subdividida por Wallace (1958) em três membros: o Membro Inferior (membro 1) composto de quartzito sericítico com lentes de conglomerado; o Membro Intermediário (membro 2) constituído de filito arenoso; e o Membro Superior (membro 3) formado por quartzito sericítico com lentes de filito arenoso. Estes membros foram interpretados por Vilaça (1981), como sedimentos aluviais (base e topo) e marinhos (unidade intermediária). A espessura máxima atribuída a esta formação é de 1200 m e a média é cerca de 200 m (SILVA et al., 2005b).
A Formação Batatal consiste, predominantemente, de filitos com menor quantidade em metachert, formação ferrífera dolomítica, filitos carbonosos e dolomitos. O contato com a Formação Moeda é, de modo geral, abrupto, mas localmente pode apresentar-se gradacional. A sua espessura varia de poucos metros a até cerca de 250 m. O contato com a Formação Cauê sobreposta é gradacional e varia de um a dois metros (DORR, 1969).
A unidade intermediária do Supergrupo Minas é representada pelo Grupo Itabira que compreende duas formações: a Formação Cauê, inferior, e a Formação Gandarela, superior. A Formação Cauê é composta de itabirito, itabirito dolomítico, itabirito anfibolítico, com lentes de meta-margas, xistos e filito. O termo itabirito foi definido por Dorr e Barbosa (1963) como “uma formação ferrífera fácies óxido, laminada e metamorfisada, onde as bandas de chert ou de jaspe original foram recristalizados em quartzo granular e o ferro em hematita, magnetita ou martita”. As análises dos variogramas de ETR (elementos terras raras) juntamente com os teores de Cu, Co e Ni, feitas por Raposo (1996), sugerem que a deposição dos itabiritos ocorreu em águas a mais de 100 m de profundidade, a partir da interação de fluidos hidrotermais de piso marinho com água do mar, podendo ter ocorrido também alguma contribuição de ferro de origem continental. Spier et al. (2006) demonstraram que os padrões de enriquecimento em elementos terras raras pesados (HEER) para os itabiritos são compatíveis com águas oceânicas modernas, mas com contribuição hidrotermal. As assinaturas de HEER são interpretadas por este autor como indicativo, para os itabiritos dolomíticos, de deposição em águas rasas com contribuição de sedimentos continentais e para os itabiritos silicosos, de precipitação em águas profundas.
A espessura da Formação Cauê é bastante variável, sendo estimados por Dorr (1969) valores entre 200 e 400 m para porções pouco deformadas que pode elevar-se para muito mais de 1000 m em áreas mais intensamente deformadas.
Raposo (1996) destaca que, na Mina de Águas Claras, situada a sul de Belo Horizonte, (e também como verificado nas Minas de Mutuca, Tamanduá e Capão Xavier, na mesma região) a transição da Formação Batatal para a Formação Cauê é marcada pela ocorrência de rochas carbonáticas. Os carbonatos dessa transição são descritos pelo autor como ankerita ou dolomita ferrosa. O limite superior da transição, em Águas Claras, é caracterizado por um banco de dolomito avermelhado onde o mineral principal é a dolomita quase pura.
Itabiritos dolomíticos, como assinalado por Dorr (1969), ocorrem particularmente na porção superior da sucessão evidenciando contato transicional com a unidade superior, a Formação Gandarela. Dorr (1969) ressalta que o produto do intemperismo dos itabiritos dolomíticos resulta em rochas mais hidratadas que aquelas provenientes do itabirito comum e são caracterizadas por material argiloso ocre com conteúdo expressivo em magnetita, proveniente da rocha original. A presença de anfibólio substituído por limonita, nesse material intempérico, é considerada por este autor como forte evidência da origem a partir de itabiritos dolomíticos.
Em mapeamento realizado por Alkmim et al. (1996b), na região da junção do Sinclinal Moeda com o Homoclinal Serra do Curral, as rochas ocres foram incluídas na Formação Cauê e diferenciadas dos itabiritos e hematitas.
A Formação Gandarela consiste, essencialmente, de meta-margas, filito dolomítico, dolomito ferruginoso, itabirito dolomítico, itabirito e filito. Texturas primárias tais como oólitos, oncólitos, esteiras algais e estromatólitos são descritos por Souza (1987). Análises por ICP e absorção atômica das rochas carbonáticas realizadas por Souza (1987) demonstraram teores de manganês variáveis de 0,13 a 3,91% que, apesar de relativamente baixos, poderiam ser concentrados no processo de intemperismo resultando nos depósitos de Mn, comumente encontrados nessa formação.
A Formação Gandarela possui uma espessura média da ordem de 200 m, sendo que o contato com a Formação Cercadinho do Grupo Piracicaba sobrejacente é discordante erosivo. Datação realizada por Babinsky et al. (1993) revelou uma idade de deposição de 2,42 Ga, o que conduziu os autores à interpretação de que a Formação Cauê sotoposta depositou-se a cerca de 2,52 Ga.
A dificuldade em separar a Formação Cauê da Formação Gandarela é descrita por Dorr (1969), em especial quando o contato se faz entre itabirito e itabirito dolomítico. Raposo (1996) aponta que a interdigitação faciológica dos dolomitos da Formação Gandarela com os itabiritos da Formação Cauê parece relacionar-se a oscilações batimétricas, ou a locais onde a plataforma era mais larga e com altos na sua zona distal em relação à costa. Os estromatólitos (SOUZA e MULLER, 1984 e BERTOLINO e PIRES, 1995, apud RAPOSO, 1996) são citados como um indicativo da deposição em águas rasas.
A unidade superior do Supergrupo Minas é representada pelo Grupo Piracicaba que abrange as formações Cercadinho (quartzitos ferruginosos e filitos), Fecho do Funil, (filitos cinza e lentes de mármore dolomítico), Taboões (quartzitos) e Barreiro (filitos carbonosos e marganesíferos). Correspondem, em conjunto, a uma espessa pilha de sedimentos clásticos, variando de conglomerados a filitos com raros sedimentos químicos (dolomitos e itabiritos). De acordo com o modelo elaborado por Raposo (1996), a transição do Grupo Itabira para o Grupo Piracicaba teria ocorrido por uma passagem do ambiente plataformal para um ambiente de talude continental. A deposição dos carbonatos da Fm. Fecho do Funil é interpretada como resultante de variações de profundidade na zona de transição entre a plataforma distal e o topo do talude continental, ou poderiam ter sido depositados em águas profundas.
Noce (1995) sugere que o término da deposição desse grupo deve anteceder à intrusão do Batólito de Alto Maranhão (2124 +/- 2 Ma) que marca uma nova etapa de instabilidade tectônica da bacia Minas.
O Grupo Sabará consiste de clorita e biotita-xistos, metagrauvacas, quartzitos, quartzitos feldspáticos, formações ferríferas, itabiritos e metaconglomerados, que repousam em discordância sobre as diferentes formações do Grupo Piracicaba. As rochas são interpretadas (DORR, 1969 e RENGER et al., 1994) como turbiditos, tufos, vulcanoclásticas e diamictitos. Dorr (1969) estima que a espessura máxima aparente desta unidade, na seção tipo, ultrapasse 3.000 m. Estudos geocronológicos realizados por Noce (1995) revelaram idade máxima de 2,1 Ga para a sua deposição, indicando ser este Grupo significativamente mais novo que as unidades do Supergrupo Minas.
O Grupo Itacolomi, repousa em discordância angular sobre as unidades sobrejacentes, engloba um pacote de quartzitos de granulação grossa com lentes de filito e conglomerado. Datações (MACHADO et al. 1996) indicam idade máxima de 2,0 Ga para esta unidade, semelhante à obtida para o Grupo Sabará.
Diques máficos seccionam todas as unidades descritas anteriormente e, de acordo com Silva (1992), são resultantes de quatro evento geradores: abertura da bacia Espinhaço (1,7-1,5 Ga); estágios iniciais do ciclo Panafricano/Brasiliano (906 Ma); estágios finais do ciclo Brasiliano (655 Ma); e fragmentação do Supercontinente Gondwana (120 Ma).