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GEOSSÍTIOS: Cenários da Geodiversidade do Estado da Bahia

Authors:
ESTADO DA BAHIA
SECRETARIA DE DESENVOLVIMENTO ECONÔMICO
COMPANHIA BAIANA DE PESQUISA MINERAL – CBPM
GEOSSÍTIOS:
Cenários da geodiversidade da Bahia
Augusto J. Pedreira de Silva (in memoriam)
Ricardo Galeno Fraga de Araújo Pereira
Dante Severo Guidice
Salvador – Bahia – 2015
S586 Silva, Augusto J. Pedreira da.
Geossítios: cenários da geodiversidade da Bahia / Augusto J.
Pedreira da Silva, Ricardo Galeno Fraga de Araújo Pereira, Dante
Severo Giudice. – Salvador: CBPM: SICM, 2014.
88 p. : il. color. – (Série publicações especiais; 14).
ISBN 000-00-00000-00-0
1. Geossítio – Bahia (Ba). 2. Geodiversidade I. Augusto J.
Pedreira da Silva. II. Ricardo Galeno Fraga de Araújo Pereira
III. Dante Severo Giudice. IV. Companhia Baiana de Pesquisa
Mineral. V. Título. VI. Série.
CDD 551.098132
CDU 504.062(813.8)
GOVERNO DO ESTADO DA BAHIA
Rui Costa dos Santos
Governador
Secretaria de Desenvolvimento Econômico – SDE
Jorge Fontes Hereda
Secretário
Companhia Baiana de Pesquisa Mineral
Hari Alexandre Brust
Diretor Presidente
Rafael Avena Neto
Diretor Técnico
Vinícius Neves Almeida
Diretor Administrativo e Financeiro
Sociedade Brasileira de Geologia – SBG
Simone Cerqueira Pereira Cruz
Presidente da Sociedade Brasileira de Geologia
Núcleo da Bahia e Sergipe
Augusto J. Pedreira da Silva (in memoriam)
Diretor de Publicações
APRESENTAÇÃO
Em conjunto com a UNESCO e o Serviço Geológico do Brasil (CPRM), a Companhia Baiana de
Pesquisa Mineral (CBPM) edita a presente publicação sobre o Geoparque de Morro do Chapéu – Bahia
como uma separata daquelas propostas no Geoparques do Brasil.
A propósito, vale mencionar que, a partir da última década do século passado, a Divisão de Ciências da
Terra da UNESCO procurou estabelecer um programa internacional de proteção ao patrimônio geológico,
decorrente dos estudos relativos à geoconservação, os quais foram desenvolvidos anteriormente.
Neste sentido, o termo GEOPARQUE, que surgiu no movimento geoconservacionista da Europa, passou
a ser referência da iniciativa do Programa Geoparques da UNESCO em meados da década de 90, e simboliza
desde então, a sua ligação institucional com os atuais (ou futuros) geoparques.
Evoluindo, chega-se ao longo desse processo-tempo, à Rede Global de Geoparques Nacionais – RGGN,
criada em 2004 pela UNESCO, “em reconhecimento de que o conceito de geoparques, de grande sucesso na Europa,
deveria ser incentivado em escala mundial.
Por conseguinte, passou-se a compreender, para efeito prático, que um GEOPARQUE é uma estratégia de
desenvolvimento regional multidisciplinar, baseada em um pressuposto base: ocorrência de patrimônio geológico
de grande relevância. Consequentemente, são objetivos principais dos geoparques: a conservação do patrimônio
geológico; a educação da sociedade relativamente às geociências e ao meio ambiente; o desenvolvimento
econômico-social e sustentável; cooperação multicultural; investigação cientíca; interação ativa na Rede
Global de Geoparques.
Inspirado nessa experiência da UNESCO e visando a internalização desta iniciativa no País, o Serviço
Geológico do Brasil (CPRM) em muito boa hora, criou em 2006, o Projeto Geoparques, o qual “tem como
premissa básica a identicação, levantamento, descrição, diagnóstico e ampla divulgação de áreas com potencial para
futuros geoparques”.
Operacionalmente, o Serviço Geológico do Brasil (CPRM) tem prestado mais esta relevante atividade,
liderando o processo de seleção de possíveis geoparques no território do País, cujo primeiro levantamento
aponta para 28 áreas potenciais.
Dentre essas áreas potenciais selecionadas destaque-se o GEOPARQUE MORRO DO CHAPÉU
– Bahia, objeto desta publicação, o qual é categorizado principalmente como um geoparque estratigráco,
geomorfológico e histórico.
Nestas circunstâncias, a CBPM, ao tempo em que procura com esta publicação apoiar os esforços da
comunidade de Morro de Chapéu para viabilizar a implantação e a aliação do seu geoparque à Rede Global
de Geoparques Naturais (RGGN), quer associar-se à liderança do Serviço Geológico do Brasil (CPRM) na
mobilização em prol da política brasileira para implantação dos geoparques como uma alternativa válida de
desenvolvimento econômico-social sustentável.
Por tudo isso exposto, agradecemos ao Serviço Geológico do Brasil (CPRM) pelo apoio na viabilização
desta publicação, consubstanciada na integral reprodução dos capítulos aqui incorporados como uma separata
do Geoparques do Brasil – propostas (CPRM, 2012).
Hari Alexandre Brust
Presidente
PREFÁCIO
Muito se comentou durante o século XX sobre biodiversidade, sem levar em consideração a
geodiversidade, que acabou por ser relegada a um mero substrato físico para suporte dos elementos
do meio biótico. Todavia, os elementos do patrimônio abiótico da Terra são também integrantes
importantes do meio natural e guardam informações importantes sobre a evolução geológica do planeta,
devendo também ser objeto de conservação. Assim, só no nal do referido século a sociedade tomou consciência
dessa necessidade e essa vertente ganhou impulso.
A geodiversidade inclui, assim, a variedade de ambientes geológicos, fenômenos e processos que dão origem
às paisagens, rochas, minerais, fósseis, solos e outros depósitos superciais que são o suporte para a vida na
Terra. Em suma, a geodiversidade compreende todos os aspectos não vivos do planeta Terra, ou seja, a natureza
abiótica!
O Patrimônio Geológico é importante componente do Patrimônio Natural, e é denido como um georrecurso
não renovável, que, pelo seu valor cultural, estético, econômico, funcional, cientíco e educativo, deve ser
preservado para as gerações vindouras. Neste contexto, importa conhecer as ameaças a que está sujeito; denir
as ações que assegurem a sua proteção; implementar medidas de (geo)conservação e integrar ações políticas que
promovam, de forma integrada e sustentável, a valorização do Patrimônio Geológico e o seu usufruto por parte
da população. No Brasil e na Bahia, o Patrimônio Geológico encontra-se ainda pouco conhecido e muitas vezes
não é devidamente valorizado pelas políticas setoriais, designadamente do ordenamento do território.
A geologia está inserida na geodiversidade, e revela uma potencialidade que vai além do que vem sendo
trabalhado por muito tempo, focando-se apenas na extração de recursos naturais não renováveis, mas se inserindo
também no contexto de conservação da natureza, através da geoconservação, geoturismo e suas variáveis. A partir
desse novo paradigma, descortina-se a possibilidade de mostrar as belezas da geologia, traduzida muito bem nas
palavras do idealizador deste livro, o geólogo Augusto Pedreira, como GEOLOGIA MARAVILHOSA, que
foi a sua ideia inicial para o título desta publicação.
Entretanto, o idealizador não pôde dar prosseguimento ao seu trabalho, e a SBG/Base encampou a sua ideia,
resolvendo dar continuidade à obra, com integral apoio da CBPM – Companhia Baiana de Pesquisa Mineral.
Os colaboradores que estavam de alguma forma engajados no projeto decidiram se unir, e com o empenho do
geólogo Ricardo Galeno Fraga de Araújo Pereira, que assumiu o papel de editor e co-organizador, procuraram
nalizar o trabalho aqui apresentado.
A presente obra GEOSSÍTIOS: Cenários da Geodiversidade da Bahia, com sua escrita clara, uente e
marcada por forte coerência textual, pautada pelo rigor descritivo a que se propõe, brinda o público baiano e,
de modo mais amplo, os investigadores que lidam com a área de políticas públicas territoriais e do patrimônio
geológico, com uma obra destinada a ocupar lugar de destaque sobre tais assuntos. Trata-se de uma iniciativa
pioneira, que deverá servir de fomento a um inventário sistemático do patrimônio geológico do Estado.
Cono que tal obra possa suscitar aos leitores a esperança na possibilidade construtiva de alterações
substanciais capazes de transformar a relação com o território que ocupamos e os demais usos dos recursos
ambientais, em um processo reconstitutivo de Habitar a Terra, para empregar a feliz expressão de Foltz.
Dante Severo Giudice
Geólogo Sênior da CBPM
SUMÁRIO
APRESENTAÇÃO
PREFÁCIO
1 INTRODUÇÃO
2 RESUMO DA EVOLUÇÂO GEOLÓGICA DO ESTADO DA BAHIA
3 OS GEOSSÍTIOS
Geomorfológicos
Baixa do Chico-Rodelas
Buraco do Possidônio
Cachoeira do Ferro Doido
Cachoeira da Fumaça
Gruta dos Brejões
Inselberg das Tocas
Parque Municipal da Lagoa Azul
Pedra Furada-Banzaê
Serra do Geraldo
Sedimentares
Canyon do rio Sergi
Conglomerados diamantíferos do Serrano
Fazenda Arrecife
Fazenda Catavento do Achado
Morro do Pai Inácio e a estratigraa da formação Tombador
Serra Branca das Araras
Socovão do Tonã
Toca Velha
Mineralógicos e Petrológicos
Granito Rosa de Calcita Laranja
Kimberlitos diamantíferos Braúna
Komatiítos com spinifex da Serra do Eixo
Sarina do Rio Vermelho – Salvador
Morro do Afonso (Associação Sienítica Lamprofírica Ultrapotássica)
Pillow lavas Maria Preta
Tectônicos
Duplex compressional
Falha de Santo Onofre
História da Mineração
Bairro Luís Santos
Vila do Ventura
4 REFERÊNCIAS
INTRODUÇÃO
Os 103 elementos representados na tabela
periódica combinam-se entre si, de modo a gerar
cerca de 3.000 espécies minerais (BRANCO, 1982).
Estas por sua vez interagem em diversas proporções,
pressões e temperaturas, formando rochas ígneas,
sedimentares e metamórcas. Adicionem-se a isto
as deformações tectônicas, os processos erosivos e
deposicionais, o registro fossilífero, o intemperismo e
demais processos envolvidos na pedogênese e se terá a
geodiversidade de um determinado território.
De acordo com Gray (2011), a geodiversidade
compreende a base física do planeta: seus minerais,
rochas, solos, topograas e processos físicos. Este autor
designou mais de uma vintena de serviços prestados
à sociedade pela geodiversidade do planeta, dentre
os quais, podemos destacar que sem a diversidade
de altitude, topograa, solos, hidrologia, litologia,
etc., haveria pouca biodiversidade, isto é, animais e
vegetais.
Porém, a geodiversidade é mais do que apenas
um substrato para a biodiversidade: ela também
dá origem às camadas sedimentares porosas que
armazenam água, petróleo, gás e provêm uma
oportunidade para o armazenamento do carbono;
nós enterramos grande parte dos nossos rejeitos
no interior da Terra; construímos as nossas cidades
com pedra, tijolos, aço, concreto, vidro e betume,
todos derivados dos elementos abióticos da natureza;
nossos recursos energéticos – carvão, petróleo, gás,
urânio, energias geotérmica, hidroelétrica, das ondas e
eólica, são também derivados da natureza abiótica. O
conhecimento acerca da história geológica do nosso
País e da própria evolução da vida na Terra, deriva do
estudo dos registros impressos no substrato rochoso
do nosso planeta.
Este conhecimento da geodiversidade provém dos
estudos relativos ao patrimônio geológico de diversas
regiões, representado em seus aoramentos de rochas,
fósseis, solos, geoformas, etc., que podem constituir
um geossítio, quando são bem delimitados e dotados
de algum valor ou aspecto de exceção.
Geossítios, portanto, são locais representativos do
patrimônio geológico de um território e compõem a
base da sua geodiversidade.
Um geossítio pode ser denido como a “ocorrência
de um ou mais elementos da geodiversidade, bem
delimitada geogracamente, com valor singular
do ponto de vista cientíco, pedagógico, cultural e
turístico” (PEREIRA et al., 2008). Para o estabe-
lecimento de um geossítio, este deve ter seus limites
geográcos denidos e, de preferência, ser quanticado
por um dos diversos métodos disponíveis (p. ex.
BRILHA, 2005; PEREIRA, 2010). Os geossítios
reunidos nesta publicação estão classicados em
quatro categorias, que foram estabelecidas a partir
das categorias propostas no SIGEP e são listadas e
descritas a seguir:
Geomorfológicos – consistem na categoria com
maior número de geossítios e incluem locais com forte
apelo ao público em geral, em função do seu aspecto
estético. Tratam-se de geoformas, ou conjunto de
geoformas, que exemplicam a dinâmica recente do
planeta Terra.
Sedimentares – compreendem geossítios que
ilustram fenômenos e processos sedimentares.
Mineralógicos e Petrológicos – reúnem geossítios
com ocorrências minerais raras ou com rochas ígneas
ou metamórcas com características notáveis e
peculiares.
História da Mineração – consistem em geossítios
representativos do histórico da atividade mineira,
onde se pode observar a ação humana na extração de
recursos minerais, seus impactos sobre o meio natural,
bem como o seu legado cultural.
RESUMO DA EVOLUÇÃO GEOLÓGICA DO
ESTADO DA BAHIA
As guras a seguir (1 e 2) mostram as colunas
estratigrácas do estado da Bahia, tanto do Pré-
Cambriano como do Fanerozoico e complementam
o esboço geológico constante da Figura 3.
12
GEOSSÍTIOS
Figura 1
Carta estratigráca do Pré-Cambriano na Bahia, até a
idade mais antiga já determinada
A geologia do estado da Bahia é marcada por
uma grande diversidade de rochas e estruturas
geológicas que se distribuem ao longo das colunas
estratigrácas mostradas nas Figuras 1 e 2, com
ênfase especial para o Pré-Cambriano, em cujos
terrenos ocorre a maioria dos geossítios. Deve-se
notar que as colunas estratigrácas apresentadas se
referem ao esboço geológico (Figura 3) e possuem
idades conáveis até o nível de período. As rochas
aorantes no estado da Bahia compreendem as
seguintes Províncias Crustais e as suas Coberturas
Plataformais (Figura 3).
Províncias Crustais Pré-cambrianas
ARQUEANO A PALEOPROTEROZOICO
As rochas arqueanas e paleoproterozoicas com idade
superior a 1.600 Ga. (bilhões de anos; Figura 1), ocu-
pam a maior parte do território baiano: a leste, nas
CBPM
13
Figura 2
Carta estratigráca do Fanerozoico no estado da Bahia.
Observação: não são conhecidas rochas de idade triássica
no estado.
regiões norte e centro-sul e em um pequeno enclave
na região de Correntina, a oeste. Elas consistem em
terrenos granito-greenstone distribuídos em quatro
blocos: Gavião-Lençóis (BRITONEVES, 2011),
situado a oeste das cidades de Vitória da Conquista
e Jacobina e regiões a sul e norte do estado; bloco
Jequié, delimitado pelas cidades de Itaberaba, Jequié
e Vitória da Conquista; bloco Serrinha situado entre
a bacia de Tucano e o Orógeno/bloco Itabuna-
Salvador-Curaçá, balizado por estas três cidades.
A crosta granítica/granodiorítica/migmatítica do
bloco Gavião-Lençóis é interpretada como produto
da fusão parcial da crosta continental antiga. Os
greenstone belts de Contendas-Mirante, Umburanas,
Guajeru e Mundo Novo contidos nesse bloco, são
compostos por rochas vulcânicas cálcio-alcalinas e
ultramácas, litos e grauvacas.
O bloco Jequié é composto de migmatitos com
enclaves de rochas supracrustais e intrusões graníticas
e granodioríticas. As rochas do bloco Jequié foram
14
GEOSSÍTIOS
Figura 3
Esboço geológico do estado da Bahia (A. J. PEDREIRA, 2012).
CBPM
15
intensamente deformadas e, durante uma colisão
paleoproterozoica, foram re-equilibradas na fácies
granulito (BARBOSA & SABATÉ, 2003). O em-
basamento dos greenstone belts do rio Itapicuru e
rio Capim, ambos proterozoicos, é constituído
pelos terrenos do bloco Serrinha, que consiste em
ortognaisses graníticos-granodioríticos e tonalíticos.
O bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, consiste em
tonalitos/trondhjemitos, interpretados como resultado
de fusão da crosta oceânica. Ele também inclui corpos
de charnockitos e faixas de rochas metassedimentares,
além de rochas básicas de fundo oceânico e/ou bacias
retroarco (BARBOSA & SABA, 2003). Todas
essas rochas, durante o Paleoproterozoico, foram
reequilibradas na fácies granulito. Os ambientes
predominantes durante a construção do bloco
Itabuna-Salvador-Curaçá foram arcos de ilhas,
bacias retroarco e zonas de subducção (BARBOSA
&SABA, 2003).
Analisando as evidências disponíveis (estruturais,
metamórcas e radiométricas), Barbosa & Sabaté
(2003) sugeriram a colisão desses blocos durante
o Paleoproterozoico, resultando na formação do
orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. Este orógeno
constituiu uma importante cadeia de montanhas,
cujas raízes atualmente estão expostas entre as cidades
de Itabuna e Curaçá (Figura 3).
Ainda no Paleoproterozoico depositaram-se as
bacias de Jacobina e Contendas-Mirante. A serra de
Jacobina, cuja estratigraa foi estabelecida por Leo
et al., (1964) e, posteriormente, revisada por diversos
autores, é interpretada como um rifte intracontinental
(MASCARENHAS et al., 1998). A sequência metas-
sedimentar de Contendas-Mirante foi interpretada
como uma estrutura do tipo greenstone belt.
A sequência da serra de Jacobina está situada
entre o setor Salvador-Curaçá do orógeno e o bloco
Gavião-Lençóis; a sequência Contendas-Mirante
está preservada entre os blocos Jequié e Gavião-
Lençóis, em uma faixa móvel orosiriana (Brito-Neves,
2011). A preservação de ambas as sequências, deu-se
em um contexto da colisão completa e incompleta
entre os blocos tectônicos (Pedreira& Marinho, 1981;
Pedreira, 1991).
O geossítio Inselberg das Tocas está situado na
transição entre as rochas arqueanas-proterozoicas.
MESOPROTEROZOICO
Ao nal do Paleoproterozoico, a trafogênese
estateriana (1800 - 1600 Ma) abriu uma série de riftes
de direção sul-norte, desde a região de Belo Horizonte
(MG), até a norte do rio São Francisco. Na fase
inicial da sedimentação, ainda no Paleoproterozoico,
esses riftes foram preenchidos por rochas vulcânicas.
No Mesoproterozoico a sedimentação se processou
em pelo menos quatro episódios de formação de
bacia (GUIMARÃES et al., 2008; LOUREIRO
et al., 2009). Uma vez abortado o rifteamento, a
sedimentação se expandiu formando uma bacia do
tipo rifte-sag.
Essas rochas foram reunidas no Supergrupo
Espinhaço, aorando em dois domínios: Espinhaço
Setentrional e Chapada Diamantina, esta dividida
nos setores ocidental e oriental. As rochas vulcânicas
apresentam evidências tanto de derrames como de
vulcanismo explosivo, constantes de brechas e bombas.
As rochas sedimentares do Supergrupo Espinhaço
representam sistemas deposicionais continentais,
transicionais e marinhos, que se alternam ao longo
da coluna estratigráca. O geossítio do Serrano
representa um aoramento de conglomerados de
leques aluviais – depósitos continentais – da formação
Tombador, componente do Supergrupo Espinhaço.
NEOPROTEROZOICO
O Neoproterozoico é representado no estado da Bahia
principalmente por carbonatos que ocorrem a oeste e
sudeste do rio São Francisco, e nas sub-bacias de Irecê,
Campinas, Ituaçu, Una-Utinga e Rio Pardo. Nos dois
primeiros casos, aoram litologias pertencentes ao
grupo Bambuí, enquanto nos demais casos aora o
seu equivalente, grupo Una; com execução do da bacia
do Rio Pardo, cujas litologias pertencem ao grupo
homônimo (GUIMARÃES et al., 2011).
O grupo Una compreende duas formações:
Bebedouro, basal, e Salitre, superior. A formação
Bebedouro consiste em diamictitos, arenitos e
pelitos diversos. Os diamictitos contêm clastos de
granito, gnaisse, pegmatito, xisto, lito, rochas básicas
e ultrabásicas; sua matriz consiste em grauvaca e
arcóseo (GUIMARÃES et al., 2011).
16
GEOSSÍTIOS
Os carbonatos, tanto nas sub-bacias (Irecê,
Campinas, Ituaçu e Una-Utinga) como na bacia do São
Francisco apresentam-se em cinco níveis distintos, da
base para o topo: dolomito vermelho (sobre a formação
Bebedouro), calcário laminado, dolomito, marga e
calcário oolítico negro (GUIMARÃES et al., 2011).
Quanto à deformação dessas sequências, existem duas
correntes: a primeira considera a existência de um ciclo
tectônico datado em torno de 1.200 Ma (Espinhaço),
que deformou as rochas sedimentares do Supergrupo
Espinhaço; esta deformação é amplamente exposta na
Chapada Diamantina (BRITO NEVES et al., 2012).
Os carbonatos depositaram-se nas depressões formadas
por este evento, tendo sido deformados durante o
Ciclo Brasiliano (1.000 - 630 Ma). A segunda corrente
considera que ambas as fases de deformação ocorreram
durante o Ciclo Brasiliano (1.000 - 630 Ma).
Este evento Brasiliano deformou as bacias
sedimentares que circundavam o denominado Cráton
do São Francisco, do qual o estado da Bahia ocupa
um amplo setor, dando origem às faixas (fold and
thrust belts) Araçuaí, no sul do estado; Brasília, no
seu limite oeste e aos Forel and Fold and rust Belts
da borda norte do cráton. Estes compreendem os
domínios Rio Preto, Riacho do Pontal e Sergipano,
este último avançando pelo território baiano no seu
setor nordeste.
Existem diversos geossítios associados às rochas
neoproterozoicas: as fazendas Arrecife e Catavento
nas sub-bacias de Campinas e Irecê e o geossítio
do Parque Municipal da Lagoa Azul, instalado nas
rochas neoproterozoicas do grupo Bambuí, dentro
contexto da bacia do São Francisco.
Cobertura Plataformal
PALEOZOICO
As rochas paleozoicas mais antigas da Bahia, seriam
cambro-ordovicianas das formações Salobro, Palmares
e Juá; a primeira aora na bacia do Rio Pardo (sul da
Bahia) e as demais sobre a Faixa Sergipana, a leste da
bacia de Tucano, na divisa com o estado de Sergipe.
A primeira consiste em metarcóseos, metagrauvacas
e conglomerados polimíticos e monomíticos (clastos
de carbonato); nas duas últimas predominam
conglomerados polimíticos (SOUZA et al., 2003;
BRITO NEVES, 1998).
Durante a transição siluro-devoniana deposi-
taram-se os arenitos, folhelhos e conglomerados
da formação Tacaratu, que aoram na borda
leste da bacia de Tucano e, a norte do estado, os
conglomerados, arenitos e argilitos do grupo Serra
Grande, na base da bacia do Parnaíba. Na região de
Santa Brígida aoram sobre a formação Tacaratu,
as formações Curituba (Carbonífero) e Santa
Brígida (Permiano). O sistema deposicional uvial
entrelaçado da formação Tacaratu é substituído pelo
ambiente glacial da formação Curituba, que dá vez
à deposição da formação Santa Brígida, depositada
em um ambiente desértico, caracterizado por arenitos
com estraticação cruzada, às vezes de grande porte,
folhelhos/argilitos vermelhos (redbeds) e sabkhas
(MENEZES FILHO et al., 1988).
Depressão Afro-Brasileira
A correlação entre rochas das formações Tacaratu,
Curituba e Santa Brígida com as da bacia do
Parnaíba, respectivamente grupo Serra Grande,
formações Longá-Poti e Piauí-Pedra de Fogo, sugere
a ligação pretérita entre elas. Esta bacia, de caráter
semelhante à bacia do Parnaíba, foi denominada
de Depressão Afro-Brasileira e denida por Netto
(1978). Na Bahia, as rochas dessa bacia têm idades
entre o Siluriano e o Jurássico.
MESOZOICO
O Mesozoico compreende os períodos Triássico,
Jurássico e Cretáceo. No estado da Bahia não são
reconhecidas rochas triássicas; e, na bacia do Recôncavo,
foi determinada a passagem discordante do Permiano
para o Jurássico (AGUIAR & MATO, 1990).
Há cerca de 200 milhões de anos iniciou-
se a fragmentação da Pangea; o Brasil e a África
começaram a separar-se, ao longo de uma fratura
de direção atual N-S, onde se implantaram as bacia
Recôncavo-Tucano e Potiguar (NOGUEIRA, 2012).
CBPM
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Bacias Terrestres
As bacias do Recôncavo e Tucano (Cretáceo)
implantaram-se dentro da fratura supramencionada,
depositando-se sobre as rochas sedimentares de idade
jurássica, que pertencem à denominada fase pré-
rifte; nesta fase, as rochas das formações Aigidos
(Permiano), Aliança e Sergi ( Jurássico) se depositaram
em ambiente continental; o geossítio Canyon do Rio
Sergi instalou-se sobre rochas desta última formação.
Na fase sin-rifte as bacias foram preenchidas por dois
sistemas progradacionais: o primeiro de norte para sul,
úvio deltaico, passando para folhelhos prodeltaicos
e turbiditos; o segundo, de leste para oeste, consiste
de conglomerados provenientes do bloco elevado
do embasamento a leste do rifte, gradando para
turbiditos mediais e distais (PEDREIRA, 2010).
A fase pós-rifte começou em meados do Cretáceo,
com a deposição dos conglomerados e arenitos da
formação Marizal, sobre as rochas depositadas na fase
sin-rifte.
Os geossítios Pedra Furada de Banzaê e Serra do
Geraldo estão implantados sobre rochas da formação
Marizal.
A bacia do Urucuia, também de idade cretácea, está
situada a oeste do estado (Figura 1). Trata-se de uma
bacia intracratônica, depositada sobre as bacias do São
Francisco (grupo Bambuí) e Espinhaço Setentrional
(grupo Rio Preto) A bacia do Urucuia compreende
um conglomerado basal com clastos de calcário e
sílex, lamitos e folhelhos da formação Geribá (Grupo
Areado), e o grupo Urucuia (formações Posse e Serra
das Araras) ambas de fácies eólica (BARBOSA et al,
2011).
Bacias da Margem Continental
As bacias da margem continental do estado da Bahia
são: Jacuípe, Camamu, Almada, Jequitinhonha,
Cumuruxatiba e Mucuri; a bacia de Jacuípe limita-
se com a Bahia/Sergipe/Alagoas, e a de Mucuri,
com o Espírito Santo. Dessas bacias, apenas as
bacias de Camamu e Almada estão representadas na
Figura 1. Em todas as bacias da margem continental
estão representadas as três fases da sua evolução (pré-,
sin-, transicional e pós-rifte) (MOHRIAK, 2003).
CENOZOICO
O Cenozoico começou 65 milhões de anos antes
do presente (Figura 2). Rochas desta idade ocorrem
em todo o estado, porém existem três concentrações
principais: nas partes central e noroeste; na região de
Vitória da Conquista e na Chapada Diamantina. Essas
concentrações são caracterizadas por lateritas e estão
relacionadas a um soerguimento regional (JAPSEN
et al., 2012). Na região costeira do sul do Estado, os
depósitos cenozoicos constituem principalmente o
grupo Barreiras.
Outros importantes depósitos cenozoicos são as
dunas inativas do médio vale do rio São Francisco
(BARRETO et al., 2002).
Síntese
A partir da evolução geológico-tectônica do estado
da Bahia resumida nos itens anteriores, pode-se
depreender a variedade de litologias produzidas
ao longo do tempo geológico: gnaisses, granitos,
migmatitos, rochas vulcânicas, arenitos, siltitos,
folhelhos e argilitos, carbonatos (calcários e
dolomitos), metamorsados ou não, além de
concentrações anômalas de minerais como calcita e
outros. Juntamente com as deformações estruturais
impostas a essas rochas ao longo de sua gênese, e os
processos geomorfológicos ocorridos no Cenozoico,
modelaram-se muitas estruturas e associações
litológicas, esculpindo os aspectos atrativos que
valorizam muitos dos geossítios considerados nesta
obra.
18
GEOSSÍTIOS
OS GEOSSÍTIOS
Na Figura 4 apresenta-se a localização dos
geossítios aqui descritos, que foram reunidos
como geomorfológicos, sedimentares, mineralógicos
e petrológicos, tectônicos e história da mineração.
Esta classicação consiste em uma simplicação
das categorias sugeridas pela Comissão Brasileira
de Sítios Geológicos e Paleobiológicos – SIGEP, de
maneira que algumas das categorias propostas pela
referida comissão foram agrupadas em uma única
categoria.
Considerando que o presente trabalho consiste
em uma primeiro esforço de coletânea de geossítios
no estado da Bahia, optou-se pela simplicação das
categorias do SIGEP, que deverá ser revista e ampliada
em trabalhos futuros, focados na inventariação
sistemática do patrimônio geológico baiano.
A denição das categorias temáticas da geologia
da Bahia, agrupando os eventos e unidades de
destaque na história evolutiva deste território,
consiste em um esforço necessário para a elaboração
de um inventário sistemático da sua geodiversidade,
que deverá subsidiar a implementação de políticas
públicas para a conservação do patrimônio geológico
baiano. Na presente publicação foram selecionados
geossítios representativos de diferentes cenários da
geologia da Bahia através de uma metodologia ad hoc
(WIMBLEDON et al.,1999).
O termo geossítio refere-se a um local onde,
por razões naturais ou antrópicas, estão expostos
elementos notáveis da geodiversidade do território
onde o mesmo está inserido. Destacam-se aqui as
denições de três autores para este termo, que são
unânimes ao apontar a importância da conservação
desses locais, face ao legado de informações que
abrigam sobre a história da Terra:
• Wimbledon(1999)dizque“umgeossítiopode
ser qualquer localidade, área, ou território,
onde é possível denir um interesse geológico-
geomorfológico para a sua conservação”;
• Gray(2004)deneotermocomo“elementosde
geodiversidade, delimitados geogracamente,
e que, pela sua peculiaridade ou raridade,
apresentam valor cientíco, pedagógico, cultural,
estético, econômico, ou outro”;
• Molina e Mercado (2003), consideram como
geossítios “porções espacialmente delimitadas
da geosfera, com um signicado geológico,
geomorfológico ou geoecológico especial, que
devem ser conservados para as futuras gerações”.
A valorização, divulgação e visitação dos geossítios
consistem em mecanismos importantes de difusão do
conhecimento geocientíco, que podem resultar em
retorno nanceiro para os locais onde os mesmo estão
inseridos através do geoturismo, alavancando um
conjunto de serviços de suporte para esta atividade.
O presente trabalho consiste em uma iniciativa
pioneira da Companhia Baiana de Pesquisa Mineral
– CBPM, no levantamento e divulgação de cenários
relevantes da geodiversidade da Bahia, servindo como
um primeiro passo para a criação de políticas para a
valorização e conservação do patrimônio geológico
do estado.
CBPM
19
Figura 4
Mapa de localização dos geossítios no estado da Bahia.
GEOMORFOLÓGICOS
GEOMORFOLÓGICOS
GEOSSÍTIOS
22
BAIXA DO CHICO  RODELAS
Bernardo Tavares Freitas
O
nome Baixa do Chico refere-se a um dos mais
proeminentes cânions escavados no interior do
Raso da Catarina, e também ao povoado remanescente
da etnia indígena Pankararé que ali vive. Atualmente
há 13 famílias instaladas na Baixa, vivendo a maior
parte dos Pankararés no povoado de Brejo do Burgo.
O acesso à Baixa do Chico só pode ser realizado
com veículo 4x4 ou motocicleta. A partir de Paulo
Afonso, a melhor opção é ir em direção ao povoado do
Juá e então seguir para a Baixa, onde se pode acessar
o cânion por sua entrada sudoeste. O caminho não
é simples. No entanto, em Paulo Afonso, há a sede
da FUNAI, onde podem ser obtidas informações e
autorização para a visita, além de diversas agências e
particulares que levam turistas até a Baixa do Chico,
que se insere no Raso da Catarina.
O Raso da Catarina é um planalto sustentado por
rochas sedimentares cretáceas, depositadas há 145
e 100 milhões de anos, entre os vales dos rios São
Francisco, a norte, e Vaza Barris, a sul, inseridos no
contexto geológico da Bacia de Tucano.
O cânion da Baixa do Chico tem aproximadamente
10 km de comprimento e faz parte de um grande
sistema de drenagem, atualmente seco, que é auente
do rio São Francisco. Foi esculpido em arenitos uviais
da formação Marizal. O geossítio aqui descrito foi
denido no segmento do Letreiro, dentro do cânion,
onde se pode ter uma visão geral deste vale encaixado.
Assim, a paisagem da Baixa do Chico registra
a história de um grande sistema uvial cretáceo,
responsável pela deposição dos arenitos que
constituem os ancos do cânion e a história mais
recente, de um tempo relativamente mais úmido que
o atual, quando as cabeceiras de auentes perenes do
rio São Francisco avançaram para dentro do Raso
da Catarina, escavando as formações antigas, dando
origem aos cânions e vales ali entalhados.
No interior do cânion, além das notáveis
geoformas, podem também ser contempladas diversas
feições da geologia uvial da formação Marizal, como
os depósitos de barras e dunas subaquáticas que estão
preservados nos paredões, platôs, pilares, pináculos e
mesetas areníticas que jazem por ali. Soma-se a isso
o ambiente da caatinga, onde se destacam diversas
espécies arbóreas, cactáceas e bromeliáceas, além de
aves, pequenos répteis e mamíferos.
Os moradores locais dividem o cânion em cinco
trechos que, de sudoeste para nordeste, são o Letreiro,
que vai do Saco da Maria Preta até o Dedo de Deus,
o Gato, o Urubu-Rei, a Igreja do Anjo e a Baixa
Fechada. Na Baixa do Chico, os Pankararés contam
do uso do bioma local na medicina tradicional e
também na sobrevivência naquele ambiente hostil,
quase desértico, além de histórias do tempo do
cangaço e da passagem de Lampião e seu bando por
aqueles recantos.
Detalhe de pináculo em formação pela erosão preferencial
de planos de fraturas.
GEOMORFOLÓGICOS
23
Vistas panorâmicas do Cânion da Baixa do Chico. De cima para baixo a Baixa Fechada (visada para E-SE), o Gato
(visada para SW) e o Letreiro (visada para NE).
GEOSSÍTIOS
24
O BURACO DO POSSIDÔNIO
 MORRO DO CHAPÉU
Antônio J. Dourado Rocha
Mylène Berbert-Born
Ivanara Pereira L. Santos
José Amaral Santos
Morro do Chapéu é um município situado no
estado da Bahia, no setor norte da Chapada
Diamantina, cujo território engloba rochas arqueanas
que formam o embasamento de sequências deposi-
cionais meso e neoproterozoicas, relativas aos
grupos Chapada Diamantina (formações Tombador,
Caboclo e Morro do Chapéu) e Una (formações
Salitre e Bebedouro).
No domínio das rochas calcárias presentes na
região há uma extensa área cárstica localizada na
parte sul do município, associada à dissolução de uma
unidade carbonática com mais de 50 m de espessura,
subjacente a pacotes de siltitos, na base da formação
Caboclo.
Trata-se de um carste encoberto onde as
dolinas, em diversos estágios evolutivos e categorias
morfogenéticas, são as feições mais comuns em
superfície, via de regra estabelecidas nos siltitos e
associadas à cavernas formadas em profundidade. A
frequência, ampla distribuição geográca e grandes
dimensões dessas dolinas sugerem que a dissolução
dos carbonatos se deu em escala regional e em um
aquífero semiconnado. A Gruta do Cristal é um
bom exemplo de caverna resultante de dissolução
em zona saturada, com controle estrutural, repre-
sentada por uma densa rede, com mais de 4,5 km de
desenvolvimento de galerias retilíneas, conformando
um padrão labiríntico, cuja formação foi condicionada
por conjuntos de fraturas verticais. Com base em dados
de nível d´água obtido em poços tubulares ativos,
estima-se que o nível hidrostático local encontra-
se atualmente entre 50 e 100 m abaixo do intervalo
altimétrico em que as cavernas se concentram,
situando-se em torno da cota 950 m.
Dentre as feições mais emblemáticas deste carste
subjacente está o Buraco do Possidônio, uma dolina
de colapso, que ca situada a 17 km a SW da sede
de Morro do Chapéu. O geossítio consiste em
uma gigantesca depressão cilíndrica, instalada nos
siltitos da formação Caboclo, que foi formada pelo
abatimento de um amplo vazio subterrâneo. Tal
dolina alcança cerca de 120 m de diâmetro e 30 m
de profundidade. A pilha de blocos e sedimentos
resultante do desmoronamento bloqueou o acesso
ao endocarste (meio subterrâneo), diferentemente do
que ocorre nas dolinas da Velha Duda e Barrocão, as
quais, a partir do tálus íngreme resultante do colapso
e injeção de sedimentos nos horizontes subterrâneos,
adentra-se às amplas cavernas que lhes deram origem.
As feições de colapso e subsidência presentes na
região sul do município de Morro do Chapéu retratam
o desenvolvimento e a modelagem de um relevo
tipicamente cárstico; um processo geomorfológico
condicionado à litologia, à organização estratigráca
e estrutural e à dinâmica climática e hidrológica
regional, desenvolvido essencialmente em locais
dotados de rochas solúveis.
Terrenos desta natureza constituem um exemplo
onde a geologia é determinante para a gestão
territorial, uma vez que a condição dessas dolinas e
cavernas acarreta limitações para a realização de obras
de infraestrutura na região, como implantação de
represas, abertura de poços subterrâneos, construção
de estradas, tudo enm que gere sobrecarga, alteração
hídrica e modicação do perl da cobertura.
Estudos de maior detalhe, em especial ensaios
geofísicos voltados à avaliação de riscos geotécnicos
em terrenos cársticos, envolvendo gravimetria
terrestre, combinada com eletrorresistividade, são
indicados para avaliar a situação/extensão, organiz ação
e magnitude da carsticação em profundidade nestas
regiões.
GEOMORFOLÓGICOS
25
26
GEOSSÍTIOS
CACHOEIRA DO FERRO DOIDO
 MORRO DO CHAPÉU
Dante Severo Giudice
Ricardo Galeno Fraga de Araújo Pereira
Antônio J. Dourado Rocha
A
Cachoeira do Ferro Doido está situada 18 km
a leste da sede municipal de Morro do Chapéu,
cerca de 500 m a norte da BA-052, na área da
Unidade de Conservação do Monumento Natural
da Cachoeira do Ferro Doido, criado pelo governo
estadual no ano de 1988.
A cachoeira possui cerca de 80 m de altura e
constitui um dos principais atrativos geoturísticos
do município de Morro do Chapéu. No período
chuvoso, pode-se encontrar esta cachoeira com
quatro quedas d’água. As quedas formam uma
espécie de escada, caindo depois em um canyon, por
onde segue até encontrar o rio Jacuípe. No entanto,
não existe qualquer medida de controle de acesso ou
infraestrutura de apoio ao visitante.
Segundo Pereira (2010), a cachoeira apresenta
relevância turística, didática e cientíca, uma vez que,
para além de ser um importante ponto turístico, o local
também está incluído nos roteiros de excursões do
Centro Integrado de Estudos Geológicos do Serviço
Geológico do Brasil (CIEG - CPRM), sendo objeto
de visitas e estudos por equipes da CPRM, Petrobras
e diversas universidades brasileiras.
O geossítio está instalado em rochas da formação
Morro do Chapéu. A observação do perl rochoso
presente na cachoeira permite a identicação de três
intervalos estratigrácos:
a) a unidade da base é constituída por inter-
calações de argilito com calcarenito peloidal
muito impuro, com estraticação plano-paralela
e ondulada, com manchas amareladas de
descoramento e de óxido de ferro, que efervescem
no HCl a frio. Estas rochas, que aoram com
espessura de 3 m, constituem o topo da formação
Caboclo;
b) a unidade intermediária é constituída por
conglomerados, cuja existência é comprovada pela
presença de blocos no leito do rio, com dimensões
métricas, da base da formação Morro do Chapéu,
fonte dos diamantes que foram objeto de garimpos
neste local.
c) a unidade do topo, que também integra a
formação Morro do Chapéu, constitui uma área
de aoramento, com cerca de 6 ha, de arenito
sigmoidal, de cor rosa, com cimento de sílica.
As camadas possuem atitude horizontal, com
estraticações cruzadas de médio porte, que
podem ser vistas em planta e também em três
dimensões. É frequente o caráter erosivo entre
estraticações cruzadas acanaladas, marcado por
alinhamentos bem denidos.
A origem da cachoeira parece estar condicionada
por um conjunto de fraturas subverticais, que são
observadas ao longo do caminho entre a BA-052 e o
mirante da cachoeira, bem como na trilha de acesso
à sua base.
GEOMORFOLÓGICOS
27
28
GEOSSÍTIOS
CACHOEIRA DA FUMAÇA, CAETÉAÇU 
PALMEIRAS
Ricardo Galeno Fraga de Araújo Pereira
Com cerca de 400 m de queda livre, a Cachoeira da
Fumaça é a maior cachoeira do Brasil e a segunda
maior da América do Sul, constituindo um dos
pontos mais monumentais da Chapada Diamantina.
Na maior parte do ano, a água não consegue atingir a
base da queda d´água, em função dos ventos que são
canalizados no interior do vale e acabam borrifando
a água de volta para cima, na forma de gotículas,
formando uma espécie de “fumaça”. Este fenômeno
acabou por dar origem ao nome do local.
Este geossítio está situado no município de
Palmeiras, próximo do distrito de Caeté-Açu
(Capão), de onde parte uma trilha com cerca de
6 km de extensão que dá acesso à parte superior da
cachoeira e onde se tem uma visão panorâmica da
região. Existem outros acessos que levam até a base
da cachoeira ou até a serra situada à sua frente.
O local está instalado nas rochas mesoproterozoicas
da formação Tombador. Logo no início do percurso
da trilha de acesso, é possível observar o contato de
rochas areno-argilosas da formação Guiné (grupo
Paraguaçu), com arenitos branco-rosados da formação
Tombador (grupo Chapada Diamantina). No topo da
serra, ocorre uma zona onde os arenitos da formação
Tombador estão intensamente dobrados e fraturados.
As dobras são do tipo abertas, com dimensões decimé-
tricas a métricas, e as fraturas apresentam mergulho
subvertical.
Do alto da cachoeira observa-se, nos paredões
rochosos do vale, um conjunto de fraturas esvaziadas,
formando fendas. Algumas destas fendas estão
preenchidas com densa vegetação. Esse conjunto
de feições sugere que a cachoeira foi formada pelo
esvaziamento dessas fraturas pela água meteórica
que se inltrou nas descontinuidades do arenito
Tombador, carreando parte do material de alteração
da rocha. Os vazios gerados no interior do maciço
rochoso colapsaram, culminando com a abertura do
vale escarpado.
Ressalta-se que o local está próximo da zona de
contato das rochas do grupo Chapada Diamantina,
com as rochas do grupo Una. Este contato é
marcado por um contraste de relevo, onde as rochas
siliciclásticas da formação Tombador sustentam
uma serra com altitudes de até 1.200 m, enquanto
as rochas do grupo Una ocorrem em um extenso
planalto carbonático, com relevo cárstico suavemente
ondulado, com altitudes de até 400 m.
Esse contraste de relevo resultou na instalação
de um gradiente hidráulico que favoreceu a remoção
do material de alteração das rochas da formação
Tombador, ao longo de zonas mais fraturadas,
próximas ao contato.
A Cachoeira da Fumaça está inserida na área do
Parque Nacional da Chapada Diamantina, sendo um
dos seus pontos de maior visitação. Trata-se de uma
geoforma notável, passível de uma candidatura à lista
do Patrimônio Mundial da Unesco.
GEOMORFOLÓGICOS
29
GEOSSÍTIOS
30
provavelmente revelarão os maiores volumes de
condutos e salões da América do Sul. Estudos
geomorfológicos e de cunho paleoclimático que
se encontram em andamento na Gruta de Brejões,
poderão ajudar a elucidar a evolução do relevo da
Chapada Diamantina, bem como as condições
climáticas nas quais esta evolução se deu. Todavia, os
registros paleontológicos e arqueológicos lá existentes
ainda carecem de estudos sistemáticos e publicações
cientícas.
Este conjunto de fatores cientícos, históricos e
culturais torna o geossítio passível de uma candidatura
à lista do Patrimônio Mundial da Unesco, conforme
proposta de Pereira (2010).
GRUTA DOS BREJÕES 
MORRO DO CHAPÉU
Ricardo Galeno Fraga de Araújo Pereira
Fernando Verassani Laureano
A
Gruta dos Brejões está situada na área limítrofe
dos municípios de Morro do Chapéu, João
Dourado e São Gabriel e apresenta um dos maiores
pórticos de cavernas do Brasil com 106 m de altura.
A caverna, que tem cerca de 7.750 m de
desenvolvimento horizontal já mapeados (AULER et
al., 2001), encontra-se inserida na Área de Proteção
Ambiental – APA – Gruta dos Brejões/Vereda
de Romão Gramacho, que ca localizada em área
remota, de difícil acesso e ainda não está totalmente
implementada. O geossítio foi estabelecido na boca
principal da caverna, onde se tem uma visão da
monumentalidade do local.
A visitação na caverna deve ser feita mediante
acompanhamento de guias da Associação Comunitária
do Povoado de Gruta dos Brejões. Entretanto, não
existe ainda um controle sistemático desta exigência,
como também não existem medidas de controle do
número visitantes ao local. De maneira informal, o
presidente desta Associação Comunitária estima
que existe um uxo irregular de grupos pequenos de
visitantes, com uma frequência média de dois a três
grupos por semana. Todavia, no mês de agosto, por
ocasião dos festejos de Nossa Senhora dos Milagres,
a caverna recebe um elevado número de visitantes que
participam de missa celebrada no seu interior.
A caverna foi entalhada pela ação erosiva das águas
do rio Jacaré nas rochas carbonáticas da formação
Salitre, estando inserida na bacia carbonática de
Irecê. A sua entrada ca situada em um vale cárstico,
formado pelo abatimento de um conduto subterrâneo
de grandes dimensões, que foi desenvolvido com forte
controle litológico. No seu interior já foram encontrados
diversos fósseis de megafauna pleistocênica e, na
sua parte externa, encontra-se um grande número
de painéis com pinturas rupestres, desenhados nos
paredões de calcário.
Trata-se de um sistema cárstico monumental,
cujos levantamentos topográcos futuros muito
GEOMORFOLÓGICOS
31
GEOSSÍTIOS
32
Inselberg DAS TOCAS
 ITATIM, BAHIA, BRASIL
Geraldo Marcelo Pereira Lima
Luiz César Corrêa Gomes
O
Inselberg das Tocas está localizado no município
de Itatim, porção centro-oriental da Bahia, que
possui uma das maiores concentrações e variedades
de inselbergs do mundo (LIMA et al., 2009). Estas
geoformas foram esculpidas na transição de duas
importantes unidades geomorfológicas: o Planalto
de Maracás (topo) e a Superfície Sertaneja (base).
O geossítio representa um imponente inselberg, do
tipo castelo, com aproximadamente 110 m de altura
e altitude de 430 m, que se destaca pelo contraste
da superfície plana ao seu redor, típica da paisagem
semiárida da Depressão Sertaneja, e pelas expressivas
cavidades (tafoni) na sua face norte. Essas cavidades
são resultantes do processo de esfoliação esferoidal,
cuja morfologia obedece às foliações magmáticas
primárias e fraturas horizontais.
A história de denudação do Inselberg das Tocas
foi iniciada no Permiano (295 Ma), na qual foram
denudados cerca de 3 a 5,6 km de rocha desde essa
época até o presente. O processo de denudação se
dá com três episódios bem marcados, quais sejam:
Carbonífero-Jurássico Superior, Jurássico Superior-
Cretáceo Inferior e Cenozoico, que se alternaram
com períodos de estabilidade térmica. A partir do
Mioceno, o processo de denudação se intensica na
região, ocorrendo exumação das rochas metamórcas
que constituem o inselberg propriamente dito, com
taxas mínimas e máximas variando, respectivamente,
entre 20 - 50 m.My-1 (LIMA et al., 2012).
Do ponto de vista geológico o Inselberg das Tocas
é constituído de monzogranito (SANTIAGO, 2010)
leucocrático, enriquecido com cerca de 30% em
quartzo, em comparação à superfície regionalmente
aplainada (Depressão Sertaneja), de composição
enderbítica.
A região do Inselberg das Tocas está situada na
zona de transição de dois importantes blocos crustais:
o Jequié (BJ) e o Itabuna-Salvador-Curaçá (BISC),
ambos de idades arqueano-paleoproterozoicas. O
geossítio está localizado na inexão N110o-120o
de um grande sigmoide regional, com orientação
NS, gerado em um evento tectônico de cinemática
sinistral. No local observa-se uma estruturação
geológica polifásica, típica de um paleo-orógeno, cuja
história evolutiva é marcada pela presença sequencial
de foliações suborizontais, parcialmente transpostas
por foliações subverticais, que representam o principal
trend de alinhamento atual dos inselbergs locais.
Posteriormente, sistemas conjugados de zonas de
cisalhamento dúcteis a dúctil-rúpteis foram gerados,
marcando o limite temporal das fases tectônicas
orogênicas compressivas e, nalmente, são produzidas
foliações de baixo ângulo, com cinemática normal,
indicando um colapso extensional no paleo-orógeno.
Além do Inselberg das Tocas, outros imponentes
aoramentos podem ser encontrados na área do
município de Itatim. Estas geoformas são do
tipo bornhardt, castlekoppies e tors, em um cenário
cinematográco, que já foi utilizado na locação
de lmes do Cinema Novo, dirigidos pelo baiano
Glauber Rocha.
33
GEOMORFOLÓGICOS
GEOSSÍTIOS
34
LAGOA AZUL  SÃO DESIDÉRIO
Ricardo Galeno Fraga de Araújo Pereira
Heros Augusto Santos Lobo
A
Lagoa Azul está inserida no Parque Municipal
Natural da Lagoa Azul, criado pela Prefeitura
Municipal de São Desidério em janeiro de 2005,
com o objetivo de preservar os ecossistemas de
carste e hidrocarste da Lagoa Azul e Gruta do
Catão. O parque conta com mirantes, trilhas e visitas
guiadas, permitindo ao visitante a apreciação das
geoformas geradas pelo colapso das amplas cavidades
subterrâneas, entalhadas na rocha carbonática pelo
rio João Rodrigues. Entre a nascente e a última
ressurgência conhecida para este rio, no local
denominado de Poço Surubim, alinham-se cavernas,
abismos e dolinas de abatimento, que ilustram a
transição de um regime de drenagem uvial para um
carste poligonal e fazem parte de um sistema cárstico.
O sistema cárstico formado pelo rio João Rodrigues
ca situado no oeste baiano, foi desenvolvido sobre
rochas carbonáticas com idade neoproterozoica,
do Grupo Bambuí, e abriga fenômenos geológicos
raros no mundo, como a ressurgência do João Baio,
onde se observa a variação intermitente do uxo de
água, em intervalos regulares, com cinco minutos
de duração, de modo que o nível d´água oscila em
torno de 0,50 m na vertical. Este fenômeno e mais
um conjunto de geoformas cársticas monumentais,
representadas por amplas cavidades subterrâneas,
sumidouros e ressurgências, conferem um elevado
valor cientíco, didático e turístico ao sistema como
um todo, que está, em parte, protegido com a criação
do Parque Municipal da Lagoa Azul.
Todo o sistema apresenta uma extensão linear de
cerca de 40 km, que é ramicado em um conjunto de
condutos amplos, ornamentados com espeleotemas
singulares, através do qual ocorre uma captura uvial
de águas da bacia do rio Tamanduá, que são desviadas
para a bacia do rio São Desidério. Ambas as bacias
convergem para o rio Grande, que consiste em um
importante auente da margem esquerda do rio São
Francisco e está situado na borda oriental do planalto
central do Brasil. A recarga hídrica do sistema se
dá, em parte, através da água meteórica que percola
os arenitos de idade mesozoica do grupo Urucuia
(CAMPOS & DARDENNE, 1997), ou se precipita
diretamente sobre os terrenos cársticos.
O processo de abertura dos condutos foi
condicionado pela interseção de um conjunto de
fraturas subverticiais com o plano de acamamento
dos calcários, que se apresentam suborizontais, ou
com ondulações suaves, podendo também apresentar
zonas com maior perturbação tectônica, manifestadas
através de dobramentos, cavalgamentos e acamamento
subverticalizado.
O geossítio da Lagoa Azul foi formado pelo colapso
do teto das amplas cavidades subterrâneas, entalhadas
pelo rio João Rodrigues. Com o represamento do rio,
formou-se o espelho d´água que hoje se observa no
local.
A vegetação na região apresenta uma transição
entre a caatinga e o cerrado, com predominância deste
último nas porções mais elevadas, acima dos 600 m
de altitude, onde aoram as rochas sedimentares
do grupo Urucuia. Nas zonas mais deprimidas,
onde aoram os calcários e as geoformas cársticas,
predominam espécimes da caatinga.
Na região ocorrem também um conjunto de
pinturas rupestres e sítios arqueológicos associados
a abrigos e grutas, ilustrativos da ocupação pré-
histórica, que agregam valor arqueológico ao
patrimônio geológico da área.
35
GEOMORFOLÓGICOS
GEOSSÍTIOS
36
A PEDRA FURADA  BANZAÊ
Carolina Reis
O
relevo esculpido na formação Marizal, represen-
tado por platôs, mesas, mesetas, pilares, pináculos
e a formação de arcos, são geoformas bastante
expressivas na região entre Banzaê e São João da
Fortaleza. O ponto turístico e cartão postal mais
conhecido da região é a Pedra Furada, que ca
localizada a 4 km a noroeste da sede municipal de
Banzaê.
As rochas sedimentares que sustentam a Pedra
Furada pertencem à formação Marizal (SANTOS et
al., 2009). Estas rochas foram depositadas há cerca de
100 milhões de anos, em um ambiente de clima árido,
onde ocorriam dunas, juntamente com um sistema
de drenagem amplamente ramicado, que formava
lagos. Essa formação geológica representa a fase nal
de preenchimento da bacia sedimentar Recôncavo-
Tucano-Jatobá, formada no processo de fragmentação
do supercontinente Pangea e, consequente, abertura
do oceano Atlântico Sul.
A Pedra Furada é o resultado dos distintos
comportamentos ao desgaste associado às fraturas
existentes nas rochas uviais e eólicas. As fraturas
denem os paredões e as variadas quantidades de
sedimentos, mais nos ou mais grossos, determinam
diferentes resistências às ações do vento, chuva e
à erosão. A maior quantidade de argila presente na
rocha aumenta a predisposição dela em “desmanchar-
se” e assim a cavidade se desenvolve onde tem material
mais no, pela remoção diferencial dos componentes
da rocha.
Nas proximidades do povoado São João da
Fortaleza ocorrem geomorfossítios de destaque,
representados por diversos platôs, mesas, mesetas,
pilares, pináculos e arcos, compondo extensos painéis
com apelo cênico peculiar, devido à erosão diferencial
também associada às fraturas da formação Marizal.
Na região entre a cidade de Banzaê e os povoados de
Betânia e São João da Fortaleza observa-se um relevo
especialmente moldado e com os topos arredondados.
Estas geoformas são resultantes da associação de dois
tipos de rocha: a) dois pacotes espessos de areias
imaturas depositados por rios e dunas eólicas que por
ali passaram; b) uma camada formada por sedimentos
mais nos que foram depositados em ambiente
lacustre, onde predominam silte e argila, e que ca
intercalada aos pacotes arenosos supramencionados.
Ocupando uma cota especíca, em torno de
500 m de altitude, com cerca de 8 m de espessura
e grande continuidade lateral, essa camada formada
por sedimentos nos é mais suscetível à erosão em
relação às camadas arenosas. Sendo assim, o vento e
a chuva desenham o topo das mesas e mesetas deste
local. Esses pacotes de rochas compostas de material
no também podem conter fósseis de peixes, conchas
entre outros.
Diversas lendas e registros históricos são frequentes
nessa região e achados arqueológicos indicam
a sua ocupação desde os tempos pré-históricos.
Documentos do século XVI comprovam a ocupação
indígena na área e outros documentos históricos
atestam a passagem de Lampião e seu bando por esse
território, além de Antônio Conselheiro que, com seu
movimento religioso, liderou um movimento popular
que culminou com a Guerra de Canudos. Esse
conjunto de fatos históricos agregam um elevado
valor histórico-cultural ao geossítio.
GEOMORFOLÓGICOS
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GEOSSÍTIOS
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SERRA DO GERALDO  NOVO TRIUNFO
Carolina Reis
Caroline Couto Santos
No contexto das bacias do Tucano Central e
Norte, o relevo da formação Marizal é marcado
pela grande ocorrência de geoformas peculiares que
contempla, dentre outras coisas, a formação de arcos.
Na localidade de Geraldo, a vista da Serra do Geraldo
dá as boas vindas para quem chega à cidade de
Novo Triunfo. O acesso ao local se dá pela BR-396,
entrando para oeste no entroncamento de Antas na
BR-110. O geossítio aqui descrito está localizado no
nal da trilha que parte da BR-396, de onde se pode
subir a Serra do Geraldo e ter uma vista privilegiada.
A formação Marizal, cuja origem remonta a
100 milhões de anos atrás, representa a fase nal
de preenchimento da bacia sedimentar Recôncavo-
Tucano-Jatobá, formada no processo de fragmentação
do supercontinente Pangea e abertura do oceano
Atlântico Sul. A Pedra Furada foi esculpida nessas
rochas que foram depositadas em um ambiente de
clima árido, onde dunas de areia, trabalhadas pelo
vento, se associavam com um sistema de drenagem
amplamente ramicado, que transportava seixos,
cascalhos e areias, trazidos dos terrenos mais antigos,
localizados a norte, e associados a um conjunto de
lagos.
A erosão diferencial dessas rochas sedimentares,
associada à presença de fraturas, são os elementos que
moldam a Serra do Geraldo. As fraturas favorecem a
entrada de água contribuindo com o intemperismo
ao longo de seus planos e determinam o formato da
geoforma. Diferentes quantidades de sedimentos
mais nos ou mais grossos determinam resistências
distintas às ações dos agentes intempéricos, de modo
que há uma maior predisposição de desmonte da
rocha nos locais onde ocorre maior quantidade de
material mais no.
Nos arredores de Novo Triunfo o relevo mostra-
se bastante desenhado. O Serrote do Bode (ou Serro
do Berro), por exemplo, localizado no povoado
de Ouricuri, tem sua forma determinada a partir
das fraturas que recortam os arenitos. De cima
dessa pequena serra, pode-se observar os distintos
comportamentos das diferentes rochas da formação
Marizal à erosão e como são moldadas pelas fraturas
nelas presentes.
Assim como Ouricuri e Casinhas, outras loca-
lidades próximas de Novo Triunfo, além de possuírem
belas paisagens, são comunidades quilombolas
remanescentes e representam a resistência cultural
dos afrodescendentes da região.
A região de Novo Triunfo, que antigamente era
um povoado chamado de Guloso, é rica em lendas
e registros históricos que remontam aos tempos do
cangaço. Evidências arqueológicas evidenciam sua
ocupação desde os tempos pré-históricos, conferindo
uma relevância histórica ao local que é ainda muito
pouco difundida no estado, elevando o seu potencial
geoturístico.
GEOMORFOLÓGICOS
39
SEDIMENTARES
SEDIMENTARES
GEOSSÍTIOS
42
CÂNION DO RIO SERGI  SANTO AMARO
Augusto J. Pedreira da Silva
O
cânion do rio Sergi está situado a cerca de sete
quilômetros a noroeste da cidade de Santo
Amaro-Bahia e o geossítio aqui descrito consiste no
local de melhor visibilidade do cânion. Este rio é um
auente da margem direita do rio Subaé, que passa
na referida cidade. O presente texto acrescenta novos
dados ao trabalho de Pedreira (2002), conforme novas
informações obtidas em Ribeiro & Borghi (2003).
Os arenitos encontrados no cânion foram descritos,
na década de 1940, com o nome de Arenito Sergi,
e constituem o principal reservatório de petróleo do
Recôncavo Baiano, o que confere uma relevância
cientíca ao geossítio. O modelo deposicional, até
então adotado para a formação Sergi, a interpretava
como um sistema deposicional que evoluía de um
ambiente uvial entrelaçado para um ambiente eólico,
devido ao aumento da aridez ao longo do tempo,
quando campos de dunas teriam se desenvolvido nos
canais e barras uviais, devido ao carregamento, pelo
vento, dos grãos de areia soltos.
Ribeiro & Borghi (2003) interpretaram a facio-
logia da formação Sergi no cânion, através do
fotomosaico de uma escarpa com altura superior a
30 m. A análise da arquitetura deposicional identicou
cinco elementos, sendo três deles associados a um
ambiente úvio-lacustre e que corresponde a canais
uviais preenchidos por sedimentos nos e grossos,
e planície de inundação ou preenchimento de canal
abandonado; além de outros dois elementos que
correspondem a um ambiente eólico, representado
por depósitos de interdunas, campos de dunas, ou
ainda dunas depositadas em canais abandonados.
Também foi possível identicar quatro superfícies de
stokes (super superfícies) resultantes da oscilação do
nível freático no interior da formação.
Baseados nesta interpretação e no estudo de
outros aoramentos da formação Sergi, Ribeiro &
Borghi (2003) propuseram um modelo integrando os
dois sistemas deposicionais:
a) úvio-eólico de granulação na: dunas, lençóis
de areia e uedes (rios efêmeros) e;
b) uvial entrelaçado de granulação grossa e
alta energia: canais largos e rasos, barras de
granulação grossa, planícies de inundação e canais
abandonados; este modelo também compreende
antigos lagos efêmeros e playalakes.
Essas evidências e a presença da superfície de stokes
sugerem que a deposição da formação Sergi foi,
consideravelmente, inuenciada pela presença de
água.
SEDIMENTARES
43
GEOSSÍTIOS
44
OS CONGLOMERADOS DIAMANTÍFEROS
DO SERRANO NA CHAPADA DIAMANTINA
 LENÇÓIS
Rodrigo Valle Cezar
O
geossítio consiste em um trecho do rio Lençóis
onde existem diversos caldeirões (marmitas) de
águas negro-avermelhadas, que são muito utilizados
para o banho, e representa um dos pontos mais
visitados da cidade de Lençóis.
O nome Serrano vem da época em que os
garimpeiros, vindos de Minas Gerais e conhecidos
como “serranios”, garimpavam em seus caldeirões e
em suas grunas, de onde tiraram grandes quantidades
de diamantes. Em 1986, foi criado o Parque
Municipal da Muritiba, com o objetivo de proteger a
área recreativa do rio Lençóis e a captação de água da
cidade (FUNCH, 2007).
As rochas presentes no geossítio pertencem à
formação Tombador, que é constituída por pacotes
de conglomerados, arenitos e pelitos, resultantes de
150 milhões de anos de sedimentação uvial e eólica
(SILVA FILHO, 2010).
O local é cortado por fraturas e falhas, fenômeno
que pode ser bem visualizado nos seixos partidos
dos conglomerados. Em meio às marmitas, a rocha
predominante é o conglomerado polimítico, composto
por grãos e seixos de diversas cores e tamanhos, que
estão imersos em uma matriz de arenito róseo e podem
ser, essencialmente, de dois tipos, quais sejam: seixos de
arenitos róseos-intraclastos com formas subangulosas
a angulosas; e seixos de quartzitos extraclastos com
formas arredondadas e subarredondadas denotando
maior transporte ao local de deposição. De maneira
subordinada, aoram também no leito rochoso do rio,
camadas métricas de arenitos rosados.
Esses conglomerados foram formados durante
o Mesoproterozoico, tendo sido depositados há 1,4
bilhão de anos atrás (SILVA FILHO, 2010), e nele
estão armazenados os diamantes que, depois de se
desprenderem dessa rocha, foram transportados pelos
rios e acumulados nos aluviões dos rios atuais da
Chapada Diamantina, de onde foram historicamente
explotados nos tempos áureos do garimpo.
A área de deposição pretérita das rochas
encontradas hoje no Serrano era formada por uma
planície aluvial, com extensos campos de dunas,
cortadas por rios entrelaçados. Tais conglomerados
foram depositados em ambientes de leques aluviais,
localizados na borda da bacia sedimentar onde foram
acumulados os sedimentos que formaram as rochas
hoje encontradas na região da Chapada Diamantina.
A exposição das rochas no Serrano foi resultado
da remoção do material de alteração pelo rio Lençóis,
formando aoramentos polidos no leito rochoso
deste rio, e que são dotados de grande apelo estético.
Os caldeirões formaram-se devido ao desgaste
mecânico da rocha pela água, que ca girando em
seu interior, sendo acentuado pela abrasão dos seixos
e demais sedimentos que se acumulam no fundo
e acompanham este movimento. Existem ainda
diversos túneis e sumidouros (grunas) por onde o rio
corre subterraneamente (PEREIRA, 2010).
SEDIMENTARES
45
GEOSSÍTIOS
46
Teepes DA FAZENDA CATAVENTO DO
ACHADO  IRECÊ
Cícero da Paixão Pereira
O
geossítio Fazenda Catavento está localizado a
cerca de 1 km a leste do povoado de Achado,
município de Irecê. O acesso até o local se dá através
de estrada não pavimentada, a partir do referido
povoado, que ca situado às margens da BA-052.
As rochas sedimentares expostas neste local são
carbonatos pertencentes à unidade informal Nova
América (BONFIM et al., 1985) da formação Salitre,
constituída por camadas de laminitos microbiais ou
microbiolitos, fortemente dobrados, com eixo de
dobramento na direção, aproximadamente, E-W,
e com estruturas de tepees, empilhadas ciclicamente
com aspecto bastante característico.
O termo tepee foi criado por Adams & Frenzel em
1950 para descrever estruturas semelhantes a um tipo
de tenda de índios americanos e que são comuns na
retaguarda das barreiras recifais do grupo Carlsbad,
de idade permiana, nas montanhas Guadalupe, no
Novo México, próximo da divisa com o Texas, nos
Estados Unidos.
Essas estruturas de tepees são encontradas em
sequências carbonáticas de diferentes idades, em
plataformas carbonáticas. Feições análogas estão
sendo formadas, atualmente, em zonas de inter-maré
a supra-maré, em ambientes recentes como no Golfo
Pérsico.
Embora a origem dos tepees esteja relacionada
ao fraturamento supercial, por ressecamento dos
sedimentos carbonáticos, existem também outros
tipos de mecanismos para a formação dessas estruturas
que podem ocorrer em diferentes escalas de tamanho,
desde escalas centimétricas, como é o caso dos tepees
da Fazenda Catavento, até escalas métricas, como se
observa no grupo Carsbad, no Novo México. Além
das diferentes escalas de tamanho, essas estruturas
apresentam grande complexidade em termos de
deformação.
Dependendo de sua morfologia, os tepees
podem ser classicados como: embrionários,
estruturas pouco desenvolvidas e pouco deformadas;
maduros, estruturas bem desenvolvidas e de fácil
reconhecimento, independente de seu tamanho; e
senis, aqueles cuja estrutura característica se encontra
bastante comprometida e quase irreconhecível.
No geossítio Catavento do Achado, predominam
os teepes do tipo maduro, mas ocorrem também, de
maneira subordinada, os tipos embrionários e senis.
Ciclicamente, sobreposta e sotoposta aos níveis
dos tepees, ocorrem níveis centimétricos de lama
carbonática, com cor cinza escura, sem feições
de ressecamento e com a base de cada nível se
amoldando à superfície das estruturas dos tepees e seu
topo, geralmente plano.
SEDIMENTARES
47
GEOSSÍTIOS
48
FAZENDA ARRECIFE  VÁRZEA NOVA
Narendra K. Srivastava
Antonio J. Dourado Rocha
A
Fazenda Arrecife consiste em um geossítio onde
ocorrem aoramentos de estromatólitos, com
relevância nacional, e está situado no município de
Várzea Nova, na Chapada Diamantina, no estado da
Bahia.
A partir de Morro do Chapéu (BA), o acesso
é efetuado pela BA-426 passando pela cidade de
Várzea Nova (58,2 km) e para oeste por estrada não-
pavimentada (18,2 km).
Neste local, em uma área com cerca de 5 km2,
existem belas exposições de biohermas, associados
a tempestades, que podem ser vistos em corte e em
planta, formados por estromatólitos colunares, que
ocorrem na formação Salitre, do grupo Una, com
idade neoproterozoica.
Estas ocorrências foram inicialmente descritas por
Cassedanne, em 1964, quando realizava pesquisas
sobre mineralizações de chumbo e zinco. O referido
autor descreveu as biohermas de Collenia, sugerindo
idade do Pré-Cambriano Superior ou Cambriano. Em
1990, Srivastava estudou os estromatólitos da região,
abrangendo a formação Caboclo (Mesoproterozoico)
e Salitre (Neoproterozoico), investigando a taxono-
mia, bioestratigraa e paleoambientes. Em 2002,
Srivastava & Rocha publicaram, no livro 1o do
SIGEP, a descrição deste geossítio. Entretanto ainda
há carência de um trabalho sistemático e especíco
sobre esses estromatólitos.
Os estromatólitos são estruturas biossedimentares
formadas através de atividades microbianas, encon-
tradas em todos os continentes, principalmente em
rochas pré-cambrianas.
Na área da Fazenda Arrecife existem dois
tipos principais de estromatólitos carbonáticos,
pertencentes a dois grupos taxonômicos: no primeiro
caso, os estromatólitos são maiores e formam
biohermas dômicas a subesférica isoladas, próximas
uma das outras, com até 5 cm de diâmetro, associadas
a calcirruditos intraclásticos, depositados sob inuên-
cia de ondas de tempestades; no segundo caso, os
estromatólitos colunares são menores (altura de 6 cm
e diâmetro de 2 cm) e não formam biohermas ou
biostromas, mas são encontrados dispersos de maneira
esparsa, em biohermas dos estromatólitos maiores.
A Fazenda Arrecife possui uma das mais impres-
sionantes exposições de biohermas de estromatólitos
colunares, associados a tempestitos. Devido a sua
preservação, esses estromatólitos possuem grande
importância para vários estudos: a) identicação
de paleoambientes deposicionais; b) datações; c)
interpretações paleogeográcas; d) prospecção de
microfósseis.
A natureza e a beleza dos aoramentos, situados
em uma área pouco povoada e de fácil acesso, aliadas a
sua importância para a geologia e para a paleontologia
do Neoproterozoico, reforçam a necessidade de
adoção de medidas para a sua preservação.
SEDIMENTARES
49
GEOSSÍTIOS
50
MORRO DO PAI INÁCIO E A
ESTRATIGRAFIA DA FORMAÇÃO
TOMBADOR  PALMEIRAS
Marília Rodrigues Castro
Cláudio Riccomini
Joel Carneiro de Castro
O
Morro do Pai Inácio, considerado um dos
maiores ícones do Parque Nacional da Chapada
Diamantina, apresenta uma das melhores e mais
completas exposições da porção inferior da formação
Tombador, grupo Chapada Diamantina. Situa-se ao
norte da rodovia BR-242 (Km 231), fora dos limites do
Parque Nacional. O topo do morro está a 1.150 m acima
do nível do mar e apresenta um desnível de 250 m.
A formação Tombador, com espessura de quase 600
m, pode ser dividida em duas porções. A porção inferior
apresenta depósitos eólicos, uviais, estuarinos, praiais
e marinhos, enquanto na superior são encontrados
depósitos de leques aluviais, uviais, eólicos, praiais e
marinhos de ondas de tempestade, formados numa
época de tectonismo mais ativo (CASTRO, 2003).
No recorte do Morro do Pai Inácio visualizam-
se seis quebras litofaciológicas, representadas por
superfícies de descontinuidade e que representam
discordâncias limitantes de sequências. Em um
perl estratigráco levantado junto ao morro, com
aproximadamente 170 m, podem ser identicadas
cinco sequências, possivelmente de alta frequência,
que serão descritas a seguir.
Na base do perl observam-se arenitos nos a
muito nos com laminações horizontal e cruzada
ripple drift de frente deltaica, pertencentes à formação
Guiné, sobrepostos abruptamente por arenitos médios
a grossos com estraticação cruzada e siltitos (uvial
marinho), pertencentes à formação Tombador. O
limite discordante entre as duas unidades é formado
em resposta a um rebaixamento do nível do mar.
Sobreposto a este intervalo inicial, ocorre uma
superfície transgressiva sobre a qual se notam arenitos
intercalados com siltitos/ritimitos, de barras de maré
(associação estuarina), formados em resposta à subida
do nível do mar, e inseridos em tratos de sistemas
transgressivo e mar alto.
O limite inferior da segunda sequência ocorre na
base de arenitos médios/grossos sigmoidais, sobrepostos
a arenitos nos com inuência de ondas e siltitos,
inseridos em um trato de sistemas transgressivos.
Um espesso pacote de siltitos representa uma possível
inundação máxima. Sucede uma progradação de arenitos
com intercalações de siltitos marinhos dentro do trato
de sistemas de mar alto. As paleocorrentes estão para
oeste e apresentam direções variando de N220° a N300°.
A terceira e quarta sequências são semelhantes à
segunda, com arenitos sigmoidais intercalados com
siltitos e, subordinadamente, arenitos com estraticação
cruzada tabular, intercalados com ritimitos. Superfícies
de reativação podem ocorrer no topo dos os arenitos
sigmoidais, além de estruturas aser e drapes de argila.
A quinta sequência inicia-se com depósitos
essencialmente uviais, contendo algumas inter-
calações marinhas (trato de sistemas de mar baixo),
e sobrepostos por depósitos uviais e estuarinos
intercalados (trato de sistemas transgressivo). Nesse
intervalo é notável a abrangência de sedimentos nos
para o topo do morro, possivelmente ligados a uma
transgressão marinha.
Por m, um novo limite de sequências, que consiste
na sexta superfície, marca a passagem de depósitos
estuarinos/marinhos, para depósitos uviais e eólicos.
A sexta superfície é formada devido a um importante
rebaixamento do nível do mar, provavelmente de
ordem maior, diferente dos quatro últimos limites,
caracterizando o nal da sedimentação costeira
com inuência de marés e ondas e a passagem para
um ambiente mais continental. As paleocorrentes
dos arenitos eólicos indicam sentido para noroeste,
enquanto que os arenitos uviais apresentam
paleocorrentes para sudoeste.
Em síntese, a análise faciológica vertical do
Morro do Pai Inácio possibilitou a identicação
e interpretação de cinco sequências, demarcadas
por seis superfícies descontínuas e constituídas,
essencialmente, por sistemas costeiros ou transicio-
nais. O limite da primeira sequência (ou 1a superfície)
ocorre no contato entre as formações Guiné e
Tombador, marcando a passagem de sistemas
deltaico-marinho para uvial-marinho. O limite da
última sequência (ou 6a superfície) marca a passagem
de sistemas costeiros para sistemas uvial e eólico.
SEDIMENTARES
51
GEOSSÍTIOS
52
SERRA BRANCA DAS ARARAS E A
ESTRATIGRAFIA CRETÁCEA DA BACIA DO
TUCANO  JEREMOABO
Bernardo Tavares Freitas
A
Serra Branca das Araras é parte do conjunto
de aoramentos rochosos da cabeceira de
um grande vale que drena a escarpa meridional do
Raso da Catarina em direção ao vale do rio Vaza-
Barris. Sua diferenciação como “serra branca” se dá
pelo contraste com os demais conjuntos de serras,
no contexto das escarpas do Raso da Catarina e do
vale do rio Vaza-Barris, que é dominado por “serras
vermelhas”. O geossítio aqui descrito foi denido no
vale onde se acessa o arco da Serra Branca das Araras,
que é conhecido localmente como Portão.
No referido contexto, as “serras vermelhas” são,
a grosso modo, constituídas por depósitos uviais
e eólicos da formação São Sebastião, mais antiga,
depositada aproximadamente entre 145 e 120 milhões
de anos atrás. Já as “serras brancas” são dominadas por
depósitos uviais da formação Marizal, de idade mais
recente, tendo sido depositada entre 120 e 110 milhões
de anos atrás. Aparentemente, os depósitos uviais
dessas duas unidades podem ter sido transportados
e depositados pelo sistema uvial que uiu naquela
área, durante boa parte do período Cretáceo.
Na localidade da Serra Branca das Araras e
adjacências – além de notáveis paredões rochosos,
mesas, mesetas, pilares, pináculos e arcos –, é
possível observar o contato entre essas duas unidades
geológicas, caracterizado por um paleorrelevo
de grande amplitude. Isso signica que antes da
deposição da formação Marizal, os depósitos pré-
existentes da formação São Sebastião foram erodidos
até um nível em que se encontravam liticados, ou
seja, transformados em rocha pela cimentação natural
dos sedimentos.
Essa superfície erosiva irregular que caracteriza
o paleorrelevo é uma discordância geológica erosiva
e representa a passagem de milhões de anos entre
a deposição das duas formações, que podem ser
observadas naquelas imediações. Ali, a alteração dos
arenitos avermelhados da formação São Sebastião
formam os pedestais de mesas e mesetas de escarpas,
relativamente, mais recuadas e íngremes, que foram
esculpidas nos arenitos, conglomerados e lamitos da
formação Marizal.
A Serra Branca das Araras se insere no bioma
da caatinga e o local é ainda o lar de espécies raras
de pássaros como a arara-azul-de-lear, o papagaio-
da-cara-roxa e o urubu-rei. O local se insere na área
da Estação Ecológica (ESEC) Raso da Catarina, de
modo que o acesso ao local deve ser autorizado pelo
ICMBio de Paulo Afonso.
Há rotas alternativas de acesso através de
propriedades rurais no vale do rio Vaza-Barris,
a meio caminho entre as cidades de Canudos e
Jeremoabo. Neste último caso o acesso também deve
ser autorizado pelos proprietários de terra locais.
Ressalta-se que, por ser uma estação ecológica, a
visitação não é permitida, com exceção de atividades
de pesquisa e educação ambiental.
53
SEDIMENTARES
GEOSSÍTIOS
54
SOCOVÃO DO TONÃ E OS CARBONATOS
DO RASO DA CATARINA  MACURURÉ
Bernardo Tavares Freitas
No noroeste do Raso da Catarina há um platô
escarpado bem denido, na região de Macururé,
conhecido como Serra do Tonã. A Serra do Tonã é
um pequeno planalto com aproximadamente 25 km
de extensão no seu eixo norte-sul e 15 km no eixo
leste-oeste. Adjacente à Serra do Tonã, a sudeste,
ca o povoado de Salgado do Melão. Este povoado
pode ser acessado pela rodovia federal BR-423,
que liga Macururé a Paulo Afonso por trecho não
pavimentado.
A Serra do Tonã é sustentada por rochas
carbonáticas cretáceas que recobrem arenitos
uviais da formação Marizal. A ocorrência de
carbonatos cretáceos na bacia sedimentar do Tucano
é exclusiva da Serra do Tonã. Esses carbonatos são
predominantemente calcários laminados e calcretes,
que compõem camadas de espessura métrica. Os
calcários são interpretados como depósitos de lagos
dominados por atividade microbiana. Até o momento
não há registro de descoberta de fósseis de organismos
macroscópicos nessas rochas.
Os calcretes são interpretados como solos antigos,
produtos da alteração dos calcários e precipitação de
carbonato de cálcio no subsolo raso, sob clima seco. É
muito comum no calcrete a presença de fragmentos
angulosos de calcário de tamanhos variados. Os
carbonatos da Serra do Tonã foram referidos como
parte da formação Marizal, depois como formação
Tonã e, mais recentemente, como formação
Santana, que foi denida na Chapada do Araripe,
entre Pernambuco e o Ceará, sendo descrita como
carbonatos e pelitos fossilíferos daquela região.
A localidade conhecida como Socovão do Tonã,
próximo de Salgado do Melão, é um dos melhores
lugares para se observar o empilhamento dos arenitos
da formação Marizal sobrepostos pelos carbonatos da
Serra do Tonã.
O Socovão, onde foi denido o geossítio aqui
descrito, consiste em uma cachoeira instalada em um
rio intermitente com cerca de 10 m de altura. O leito
seco do rio é um lajedo que constitui bela exposição
em planta do calcrete da Serra do Tonã.
Além da serra, a paisagem do local é marcada
pela rusticidade da caatinga, característica do semi-
árido nordeste brasileiro e agregam importância à
necessidade de valorização e conservação do local.
SEDIMENTARES
55
GEOSSÍTIOS
56
TOCA VELHA: UM PALEOCAMPO DE
DUNAS EÓLICAS E ATUAL REPOUSO DAS
ARARASAZUISDELEAR  CANUDOS
Felipe Torres Figueiredo
Sete quilômetros ao sul do município de Canudos,
no nordeste do estado da Bahia, estão preservados
cânions sustentados por rochas cretáceas, que foram
depositadas entre 145 e 100 milhões de anos atrás. Sua
área de abrangência é de aproximadamente 100 km2
e o local está inserido dentro da Estação Biológica de
Canudos (EBC), gerenciada pela “ONG Biodiversitas”,
que conduz um programa para conservação in situ da
arara-azul-de-lear (Anodorynchus leari).
Os cânions constituem exuberantes cabeceiras de
drenagem, hoje intermitentes, mas que entalharam
a rocha num passado recente, formando vales
profundos e escarpas com paredões verticais de até
120 m de altura. A rocha encontrada no local consiste
em um arenito avermelhado, também conhecido
como “Arenito Cocorobó” em referência ao nome da
vila que deu lugar a cidade de Canudos. Hoje esses
depósitos estão incluídos na formação São Sebastião,
do grupo Massacará.
O geossítio aqui descrito consiste no local
conhecido pelos habitantes da região como “Toca
Velha das Araras” e representa um importante sítio
geológico, porém mais conhecido atualmente por
servir de abrigo para a arara-azul-de-lear e também
por preservar uma vegetação de caatinga, característica
do semiárido brasileiro, que se apresenta com vários
tipos de cactáceas.
Ao olhar de um visitante leigo, os paredões
rochosos apresentam riscos e desenhos encantadores,
porém um tanto indecifráveis. Já ao olhar do geólogo,
cada paredão traduz sua gênese antes da erosão que
delineou suas formas.
Para entender esse capítulo da história geológica
é preciso voltarmos ao período da separação do
supercontinente Pangea, e consequente formação
do Oceano Atlântico, quando houve uma tentativa
de rompimento da crosta continental, na região dos
atuais estados da Bahia e Sergipe, dando origem a
uma depressão sedimentar conhecida como bacia
sedimentar do Tucano, onde foram depositados esses
arenitos.
De acordo com estudos recentes, a gênese da
rocha ali presente está relacionada ao transporte e
deposição por processos eólicos. A principal evidência
disto é a interpretação das estruturas encontradas nos
paredões e em aoramentos no chão, onde podem
ser observados estratos cruzados de grande porte e
séries de estraticações plano-paralelas, que são o
produto da migração de dunas, pela ação dos ventos.
Deste modo, a área em questão representa um antigo
campo de dunas, semelhante àqueles que ocorrem
atualmente em diversas paisagens desérticas.
Considerando a sua inserção na EBC, pode-
se dizer que o geossítio se encontra protegido.
No entanto, pesquisas sistemáticas sobre a sua
formação são necessárias para a devida valorização
do patrimônio geológico local, contribuindo para
agregar valor ao patrimônio natural desta unidade de
conservação.
SEDIMENTARES
57
MINERALÓGICOS E
PETROLÓGICOS
MINERALÓGICOS E
PETROLÓGICOS
GEOSSÍTIOS
60
O “GRANITO ROSA DE CALCITA LARANJA
 SANTA LUZ
Débora Correia Rios
Ivanara Pereira L. Santos
Antônio J. Dourado Rocha
O
mercado de rochas ornamentais tem uma
nomenclatura própria, que divide os tipos de
rochas em três grupos: os “granitos”, os “mármores”,
e os “arenitos e as ardósias”. No geral, estas
denominações reetem os grupos de rochas: “ígneas”,
“metamórcas” e “sedimentares”. Contudo, grandes
discrepâncias podem surgir como chamar de granito
uma rocha quase que unicamente constituída por
calcita. O “granito rosa de calcita laranja” que aora
nos arredores da sede municipal de Santa Luz, no
nordeste do estado da Bahia, é um bom exemplo.
Rochas carbonáticas podem ter origem sedimentar
ou ígnea. Nos carbonatos de origem sedimentar a calcita
é geralmente o mineral mais abundante, ocorrendo
frequentemente com coloração esbranquiçada, em
rochas praticamente monominerálicas. Quando me-
tamorzadas estas rochas são transformadas em
mármores.
A ocorrência em Santa Luz é uma rocha constituída
quase unicamente por calcita, com cor laranja intenso
e exibindo faixas intercaladas na cor branca. A cor
intensa e incomum representa um forte atrativo para
o mercado ornamental, conferindo-lhe o caráter
de “tipo exportação”. O geossítio consiste em uma
pedreira com lavra a céu aberto, que utiliza a técnica
do o helicoidal no corte, a m de minimizar a perda
de material, que, devido ao caráter monominerálico e
a baixa dureza da calcita, tende a se fraturar e quebrar,
dicultando a extração dos blocos (RIOS et al.,
2005). Os resíduos da pedreira têm sido aproveitados
pela população local na confecção de pequenas peças
de artesanato mineral, como também para brita ou
para a ornamentação de jardins.
A rocha aora em uma área com ocorrência
de gnaisses e migmatitos do complexo Santa Luz,
nas proximidades do seu contato com as rochas
metavulcanossedimentares do greenstone belt do rio
Itapicuru (GBRI).
Rochas carbonáticas são descritas como perten-
centes à unidade sedimentar do GBRI e a tendência
geral é associar a calcita laranja a este grupo de
rochas. O relevo aplainado e a cobertura vegetal do
tipo caatinga, em conjunto com a fácil alteração da
calcita em superfície, que tende a perder a cor laranja
e gerar solos argilo-arenosos de pouca espessura que
recobrem os aoramentos, dicultam a identicação
das ocorrências. Em função disto, os contatos e
a relação com a geologia local são ainda pouco
investigados, sendo prematuro atribuir a esta rocha
uma origem sedimentar.
Ocorrências similares em outros locais do globo
têm sido relacionadas a depósitos carbonatíticos
(ígneos) que ocorrem associados à rochas sieníticas,
lamprofíricas e a importantes mineralizações de ouro,
diamantes e elementos do grupo da platina (PGEs).
A geologia regional no nordeste do estado da Bahia
é plenamente compatível com esta origem (RIOS et
al., 2009). Contudo, devido à cobertura de solo na
região, desconhece-se a amplitude desses depósitos
e a inexistência de estudos isotópicos impede a sua
caracterização como uma rocha ígnea. Veios de calcita
carbonatítica cortam as rochas sieníticas de Morro do
Afonso, localizadas a norte desta ocorrência.
Adicionalmente, os primeiros estudos petrológicos
e litogeoquímicos (RIOS, com. oral) sugerem a exis-
tência de ogopititos nos contatos da calcita laranja
com a rocha encaixante, reforçando a possibilidade de
tratar-se de um carbonatito.
Além do trabalho artesão in situ, os visitantes
podem apreciar a aplicação dessas rochas em
numerosas construções na cidade de Santa Luz. O
interesse principal deste sítio está no caráter exótico
e raro da sua mineralogia e petrologia, sendo possível
sua utilização para ns cientícos e pedagógicos.
MINERALÓGICOS E PETROLÓGICOS
61
GEOSSÍTIOS
62
KIMBERLITOS DIAMANTÍFEROS BRAÚNA
NORDESTINA
José Paulo Donatti-Filho
Os kimberlitos Braúna estão localizados na porção
nordeste do Cráton do São Francisco, estado
da Bahia, no município de Nordestina. O geossítio
aqui proposto consiste no pipe que vem sendo alvo
de extenso trabalho de exploração mineral, incluindo
o estudo de minerais indicadores em solo e geofísica
terrestre, conduzidos desde a década de 90 pelas
empresas De Beers Brasil Ltda., Majescor Resources
Inc., Vaaldiam Resources Ltd., e, atualmente, Lipari
Mineração Ltda. Nesse local foram escavadas trin-
cheiras e, mais recentemente, um shaft com 100 m
de profundidade. O conjunto de pesquisas realizadas
culminou no descobrimento do campo kimberlítico
Braúna, que é composto por três pipes e dezenove
diques alinhados na direção N30W, produto da
reativação de falhas paleoproterozoicas durante o
Neoproterozoico (DONATTIFILHO et al., 2012).
Os corpos kimberlíticos encontram-se intrudidos,
exclusivamente, no batólito granodiorítico Nordes-
tina, que possui idades entre 2.155 a 2.132 Ma
(DONATTIFILHO et al., 2013), sendo este uma
das ocorrências volumetricamente mais importantes
de granodioritos sintectônicos do domínio litológico
do greenstone belt paleoproterozoico do rio Itapicuru.
Testes de teor revelaram que tanto os pipes quanto
os diques são diamantíferos (DONATTIFILHO et
al., 2008).
A rocha foi denida inicialmente como sendo
um ogopita kimberlito macrocristalino, de fácies
hipoabissal, em zona de raiz complexa (PISANI et al.,
2001). A variação faciológica é ampla e heterogênea,
sendo composta, basicamente, por textura afanítica,
porrítica, segregacionária e brechada (DONATTI
FILHO et al., 2012). A mineralogia primária dos
kimberlitos é composta por olivina, ogopita, espinélio,
ilmenita, perovskita, apatita, bem como fases tardias,
representadas pela cristalização de serpentina e
carbonato. Ademais, xenocristais de olivina, Cr-diopsídio
e granada piropo também compõem a mineralogia da
rocha (DONATTIFILHO et al., 2012).
O campo kimberlítico Braúna possui idade
neoproterozoica de alojamento de 642 ± 6 Ma
(DONATTIFILHO et al., 2012), provavelmente re-
lacionada à fragmentação do supercontinente Rodínia
(DONATTIFILHO et al., 2011). Essa idade
fornece a evidência de uma manifestação kimberlítica
neoproterozoica no Brasil e, portanto, dene o
kimberlito Braúna como sendo representante da fonte
primária de diamantes mais antiga conhecida no Brasil,
conferindo uma relevância cientíca nacional ao local.
Os kimberlitos Braúna possuem anidade geo-
química com os orangeítos sul-africanos e com alguns
kimberlitos transicionais descritos no mundo (e. g.
Rússia, África do Sul e Venezuela). Esta relação,
somada às composições isotópicas enriquecidas
de Sr-Nd, sugerem para o kimberlito uma origem
no manto litosférico cratônico, heterogeneamente
metassomatizado, e com pouca inuência direta
da astenosfera (DONATTIFILHO et al., 2012).
Entretanto, uidos do manto convectivo mais profun-
do, ao longo de perturbações termais, podem ter pré-
condicionado a região de formação dessas rochas na
base do cráton, antes do magmatismo kimberlítico neo-
proterozoico ocorrer (DONATTIFILHO et al., 2012).
A coleta de xenocristais de zircão, herdados
pelo kimberlito das rochas encaixantes durante sua
ascensão, revelou que apenas rochas paleoproterozoicas
do greenstone belt do rio Itapicuru contribuíram com
material xenolítico, sem qualquer contribuição da cros-
ta arqueana (DONATTIFILHO et al., 2010, 2013).
MINERALÓGICOS E PETROLÓGICOS
63
GEOSSÍTIOS
64
SAFIRINAS DO RIO VERMELHO 
SALVADOR
Jailma Santos de Souza
A
sarina é um aluminosilicato de magnésio, da
classe dos inossilicatos. De ocorrência relativa-
mente rara, é encontrada em rochas ricas em alumínio
e pobres em sílica, submetidas a metamorsmo
regional ou de contato, mas sempre associada a altas
temperaturas.
Na praia da Paciência, situada no bairro do Rio
Vermelho, na cidade de Salvador, ocorre um geossítio,
de fácil acesso, onde ocorrem esses minerais. Nesse
local aora uma pequena parte do cinturão Salvador-
Esplanada e apresenta uma notável diversidade de
rochas ígneas, metamórcas e sedimentares.
Esse aoramento, em geral, apresenta uma
coloração cinza esverdeada e aspecto homogêneo, o
que torna difícil visualizar o contato entre as rochas
metamórcas, assim como suas estruturas. No
geossítio observam-se dois litotipos metamórcos,
um de composição tonalítica (plagioclásio, quartzo,
ortopiroxênio, clinopiroxênio e biotita) e o outro de
composição kinzigítica (feldspato potássico, quartzo,
granada clinopiroxênio, ortopiroxênio, cordierita,
sillimanita, plagioclásio, biotita vermelha, espinélio
e minerais opacos). Ambos foram submetidos a
condições da fácies granulito e foram deformadas por,
pelo menos, três fases deformacionais dúcteis.
As rochas ígneas são representadas por inter-
penetrações de magma basáltico em granítico e
vice-versa, caracterizando uma mistura mecânica
heterogênea do tipo minglin.
As rochas sedimentares são constituídas por: (a)
conglomerados com matriz arenosa/carbonática,
com seixos predominantemente de granulitos, bem
arredondados e pouco esféricos e, (b) arenito médio a
grosso, amarelos e fraturados.
A rocha portadora de sarina consiste em uma
lente métrica encravada nos granulitos tonalíticos e,
parcialmente, coberta pelo regolito (solo residual +
rocha alterada), geralmente de cor avermelhada. Sua
mineralogia contém mesopertita, quartzo, granada,
orto e clinopiroxênio, sarina, cordierita, sillimanita,
plagioclásio, biotita vermelha, além de espinélio
e cordierita formando simplectitos (estruturas de
descompressão). Nesta rocha, a sarina ocorre tanto
sob a forma de cristais isolados, como em simplectitos
com o ortopiroxênio e biotita vermelha.
Os estudos sobre as condições do metamorsmo
nas rochas de Salvador indicam que a granulitização
atingiu as condições de 7,5 - 9 kbar e 840 - 900ºC
e que o reequilíbrio metamórco dessas rochas,
na fácies granulito, ocorreu concomitantemente às
deformações dúcteis.
Ressalta-se que, após as pesquisas realizadas na
década de 60, somente em 2005 essas rochas voltaram
a ser alvo de estudos cientícos. Essa retomada deve-
se à importância da sarina na caracterização das
condições do metamorsmo (pressão e temperatura)
das rochas que aoram em Salvador, que contribuirá
para o entendimento dos processos geológicos
envolvidos na orogênese paleoproterozoica na
Bahia, conferindo assim uma relevância cientíca ao
geossítio.
Fotomicrograa mostrando simplectito de ortopiroxênio
e sarina
Localização da ocorrência de sarina (seta branca) e detalhe da mistura de magma (mingling).
Mapa esquemático do aoramento da praia da Paciência.
MINERALÓGICOS E PETROLÓGICOS
65
GEOSSÍTIOS
66
ASSOCIAÇÃO SIENÍTICOLAMPROFÍRICA
ULTRAPOTÁSSICA DE MORRO DO AFONSO
 NORDESTINA
Débora Correia Rios
Ivanara Pereira L. Santos
Herbet Conceição
Antônio J. Dourado Rocha
Grandes cristais têm se tornado uma das mais
importantes feições do patrimônio geológico
devido ao caráter geocientíco para reconstruções da
história da Terra, bem como pelo interesse pedagógico,
como parte importante para o desenvolvimento de
conceitos geológicos básicos, e ainda pelo seu caráter
único e exótico. Neste sentido, o plutão sienítico de
Morro do Afonso (PSMA), é uma ocorrência única,
extremamente didática, que favorece a apreciação
de magmas originados no manto terrestre, feições
cumuláticas, texturas de exsolução, zoneamento e
mistura magmática, tudo em um único aoramento,
permitindo classicá-lo como um geossítio.
O PSMA é um pequeno corpo elipsóide com cerca
de 12 km2, ligeiramente alongado no sentido N-S,
que possui grande variação litológica e textural, que
reete a complexa mistura, entre magma lamprofírico
e sienítico, que ocorreu na câmara magmática. Com
2,11 Ga (RIOS et al., 2007) o maciço possui estrutura
interna marcada por uma foliação de uxo magmático
e com altos mergulhos (> 60º) em direção ao centro.
Seu formato circular-elipsoidal e a ausência de feições
deformacionais de suas rochas limitam o nal da
atuação da orogênese transamazônica no Cráton do
São Francisco (CSF).
As transições litológico-texturais podem ser
gradacionais ou bruscas, sendo reconhecidas
quatro fácies petrográcas principais: (i) sienítica-
monzonítica leucocrática porrítica; (ii) sienítica-
monzonítica mesocrática porrítica; (iii) sienitos
ortocumuláticos; e um (iv) amplo cortejo loniano,
que inclui lampróros de anidade lamproítica, diques
carbonatíticos, e veios graníticos tardios (RIOS,
1997). A quantidade dos fenocristais de feldspato
varia gradualmente de 20% na fácies leucocrático, a
mais de 80% na fácies ortocumulático.
No geossítio proposto, localizado a 24,5 km da
sede municipal de Queimadas, sentido nordeste,
a rocha corresponde à fácies sienítica-monzonítica
leucocrática porrítica, que representa quase 80% das
rochas aorantes. A rocha é composta prioritariamente
(> 80%) por fenocristais centimétricos a decimétricos
de feldspato alcalino, ligados por uma matriz máca
melanocrática de natureza lamprofírica. Localmente,
podem ser observadas estruturas de uxo magmático,
marcadas pelo alinhamento dos pórros de feldspato
alcalino, acumulações centimétricas de minerais mácos,
localizadas entre estes pórros, e guras de emulsão,
sugestivas de um processo de mistura entre dois magmas
(mingling). Em contraste, onde lões lamprofíricos
se fazem presentes, os fenocristais são arrastados pelo
magma máco em condutos magmáticos, dispostos
segundo o alinhamento e direção deste uxo.
Os fenocristais que são compostos por ortoclásio
(1-5 cm; ocasionalmente 15 cm), localmente amazo-
nita, apresentam forte zoneamento composicional, com
múltiplas zonas limitadas por inclusões cristalinas; são
euédricos, pertíticos e geminados segundo as leis Carlsbad
e Manebach-Periclina. Possuem formas tabulares e
prismáticas e se desenvolvem sobre fragmentos de
cristais precoces, zonados, corroídos, também de
feldspato alcalino. Associada aos fragmentos de
cristais e às feições de corrosão, ocasionalmente
presentes, essa textura sugere transporte e evidencia
uma dinâmica complexa na câmara magmática,
envolvendo provavelmente a presença de convecções.
As feições apresentadas por esses cristais são descritas
na literatura como de grande signicado para o
patrimônio geológico (BROCX & SEMENIUK,
2010).
A matriz que liga estes pórros é de composição
lamprofírica ultrapotássica, mesocrática, apresentando
granulometria fanerítica na a média, com presença
de fenocristais milimétricos de clinopiroxênio zonado
e ogopita. Veios sieníticos-lamprofíricos hospedam
a mineralização de ouro no greenstone belt do rio
Itapicuru (GBRI).
A disposição dos grandes cristais, acima referidos,
seus tamanhos, formas, composições (ocorrências
de amazonita), zoneamentos, geminações, a clássica
associação sienito-lampróro-ouro, a presença dos
veios carbonatíticos, as feições de mistura de magmas,
67
classicam este importante geossítio como de
interesse cientíco e didático, com especial atenção
para o seu conteúdo petrológico. Existe um forte
apelo à sua geoconservação, em especial por ser um
geossítio de fácil acesso a grandes grupos e a rocha
estar ainda exposta in situ.
A beleza e a singularidade das rochas do
PSMA resultam em sua explotação como pedra
ornamental, sendo comercializado com diferentes
nomes, recentemente como “Granito Café Royal”.
O atributo royal reete a realeza e singularidade de
suas rochas e reiteram a necessidade de ações focadas
na sua conservação.
MINERALÓGICOS E PETROLÓGICOS
GEOSSÍTIOS
68
AS ALMOFADAS DE MARIA PRETA
 SANTA LUZ
Débora Correia Rios
Ivanara Pereira L. Santos
Antônio J. Dourado Rocha
Derrames basálticos em ambientes subaquáticos
resultam em uma textura peculiar conhecida
como pillow lavas, ou lavas em almofadas,
desenvolvidas quando o magma de alta temperatura
entra em choque térmico com as águas oceânicas. As
almofadas são caracterizadas por sua distribuição em
sequências estreitas e descontínuas, com tamanhos
centimétricos, mas que podem alcançar diâmetros
métricos.
No sertão do estado da Bahia, no município de
Santa Luz, existe um aoramento típico dessa textura
situado na região de Maria Preta. As almofadas
ocorrem de forma restrita e limitada ao longo das
margens do rio do Peixe, com acesso relativamente
fácil. Estas almofadas representam a parte superior
de uma crosta oceânica e sua formação é melhor
compreendida a partir da observação de vulcões
ativos.
De acordo com Kishida (1980), essas rochas
correspondem à unidade metavulcânica máca basal
da sequência vulcanossedimentar do greenstone belt do
rio Itapicuru (GBRI).
Silva (1984) caracteriza estas pillows como um
basalto toleiítico do tipo E-MORB com cerca
de 2,2 Ga. As almofadas possuem diâmetro de
aproximadamente 15 cm a 2 m, apresentando feições
de resfriamento brusco, como margens afaníticas e
fraturas radiais. O material inter-pillow é composto
por basalto afanítico, tendo sofrido espilitização pelo
evento metamórco de fundo oceânico.
O geossítio é objeto de interesse cientíco e
pedagógico, principalmente nas áreas da geoquímica,
petrologia e tectônica, sendo testemunho do vulca-
nismo paleoproterozoico, um dos poucos exemplos
bem preservados no estado da Bahia.
A quanticação deste geossítio, realizada através
do aplicativo Geossit, elaborado pela CPRM, revelou
que o mesmo possui relevância internacional. Essa
classicação leva em consideração os seguintes fatos:
i) esse aoramento é o único exemplo conhecido
de pillow lavas no GBRI; ii) grau de conhecimento
cientíco; e iii) estado de conservação.
Apesar de sua importância, beleza e singularidade,
este geossítio não possui proteção e desde a sua
descoberta sofre intensa intervenção antrópica para
ns cientícos. A necessidade de proteção se faz
urgente, devido à vulnerabilidade real, proporcionada
pela sua limitada extensão e pelas condições favoráveis
de observação, mesmo sendo rochas de fragilidade
razoável.
Se o “sertão vai virar mar”, como propõe o dito
popular, não sabemos ainda, mas a presença dessas
estruturas testemunha que, com certeza, o “mar virou
sertão” nessa região da Bahia.
MINERALÓGICOS E PETROLÓGICOS
69
Visão geral do aoramento em almofadas às margens do rio do Peixe. (Foto cedida gentilmente por Burgos, C.M.G.)
Detalhe da textura das pillow da Fazenda Rêbolo. (Foto cedida gentilmente por Silva, M.G.)
sill ultramáco; (ii) komatiíto maciço serpentinizado
ou talco-serpentina-tremolitizado, com pseudomorfos
de cúmulos de olivina contendo, às vezes, intercalações
de níveis de granulação mais na, com espessuras
centimétricas, presumidas de serem margens resfriadas
de topo e base dos derrames; (iii) leitos de vários
derrames de komatiíto intercalados, serpentinizados ou
serpentina-tremolitizados, geralmente com duas fácies
texturais bem denidas, sendo uma delas com textura
spinifex laminar, tipo plano-paralela e triangular com
lâminas de tamanhos variados, desde alguns milímetros
até mais do que vinte centímetros e a outra fácie apresenta
textura grosseira, com aparente textura fragmentar, ou
mesmo constituindo brechas de uxo e auto-clastitos
de zonas de topo de derrames; e (iv) komatiítos nos,
tipo margens resfriadas, intensamente deformados,
serpentina-clorita-tremolitizados ou cloritizados e
xisticados.
Figuras A e B - Seção geológica e coluna estratigráca
idealizada da Serra do Eixo.
GEOSSÍTIOS
70
KOMATIÍTOS COM SPINIFEX DA SERRA DO
EIXO  BRUMADO/TANHAÇU
José Carlos Cunha
A
Serra do Eixo é um importante acidente
geográco situado no limite dos municípios de
Brumado e Tanhaçu, na porção centro-sudoeste do
estado da Bahia.
Com cerca de 7 km de extensão, a Serra do Eixo
delineia o contorno sul e sudoeste do greenstone
belt Umburanas, um testemunho de sequências
vulcanossedimentares arqueanas, com idades variando
entre 2,7 a 3,15 Ga (CUNHA & FRÓES, 1994),
afetadas por intensas deformações e metamorsmo
com intensidade variando da fácies xisto-verde a
fácies anbolito e intrudidas por granitos arqueanos e
paleoproterozoicos.
Nos ancos da extensão sul da Serra do Eixo
estão situadas as principais ocorrências dos derrames
de komatiítos do greenstone belt Umburanas (GBU)
(CUNHA et al., 1994). O geossítio aqui descrito está
situado na porção central desses ancos, onde foram
observadas as melhores exposições desses derrames,
com texturas spinifex e estruturas de almofadas bem
preservadas.
A Serra do Eixo é uma zona periclinal na porção
sul do GBU, em arranjo sinformal e com orientação
E-W. Os derrames de komatiíto aoram em ambos
os ancos da serra, formando faixas com largura
entre 300 e 600 m, limitados e atravessados, nos
níveis mais inferiores, por lâminas bastante cisalhadas
dos maciços graníticos Umburanas e Serra do
Eixo. No topo, ao longo da cumeada desta serra, os
derrames são limitados pela sequência de quartzitos,
metaconglomerados e metacherts recristalizados, da
unidade inferior do GBU.
As observações realizadas sobre os aoramentos da
faixa de komatiítos da Serra do Eixo apontaram que,
em uma progressão da base para o topo, tentativamente
reconstituída, observa-se a seguinte sucessão: (i)
serpentinito (peridotito/dunito) e metagabro associados,
com vestígios de textura cumulática, caracterizando uma
fácies de diferenciação e acumulação basal de um derrame
komatiítico, ou uma fase intrusiva diferenciada de um
Foto 1 - Vista de sul para norte da Serra do Eixo em imagem de satélite.
Fotos 2 (A-B-C-D) - Imagens de exposições de komatiítos com textura spinifex e com almofadas.
MINERALÓGICOS E PETROLÓGICOS
71
TECTÔNICOS
TECTÔNICOS
GEOSSÍTIOS
74
DUPLEX COMPRESSIONAL  SALVADOR
Simone Cerqueira Pereira Cruz
Luiz César Corrêa Gomes
Duplexes compressionais são estruturas geológicas
associadas com a edicação de cadeias de
montanhas que, dentre outros contextos geológicos,
podem estar relacionadas com colisões entre placas
tectônicas continentais, ou seja, com a formação de
orógenos. A cidade de Salvador, bem como toda a
porção leste do estado da Bahia, foi edicada sobre
um arcabouço geológico que guarda registros da
existência de um orógeno de idade em torno de 2,2 -
2,05 Ga (BARBOSA et al., 2012). Este orógeno, que
pode ser subdividido em dois compartimentos,
denominados de Itabuna-Salvador-Curaçá (CISC)
e Salvador-Esplanada (CSE), apresentam elementos
geológicos que sugerem uma forte semelhança com
exemplos recentes, tais como a cadeia de montanhas
dos Himalaias, que se encontra hoje em plena
atividade tectônica.
Para a formação desses orógenos pelo menos
quatro placas tectônicas com núcleos arqueanos
estiveram envolvidas nas colisões continentais,
denominadas por Barbosa & Sabaté (2002) como:
Serrinha, Gavião, Itabuna-Salvador-Curaçá e Jequié.
Nesse orógeno, as deformações iniciais são marcadas
pela formação de estruturas compressionais, dentre
elas, os duplexes. Na cidade de Salvador, o principal
aoramento que registra essa estrutura consiste em
um geossítio que está localizado na Vila Bandão,
cujo acesso, por terra, se dá pelo Largo da Vitória.
Por mar também é possível ter acesso ao local, seja
saindo do Porto da Barra, ou da Gamboa, no bairro
Comércio. Os registros estruturais desse aoramento
sugerem que, não só as quatro placas já reconhecidas
por Barbosa & Sabaté (2002) estiveram envolvidas
na estruturação dos CISC e CSE, mas uma quinta
placa colidiu com as demais. Com a separação
entre o Brasil e a África essa placa está, atualmente,
localizada na África, mas, em torno de 2,2 - 2,05 Ga,
ela colidiu com a placa Serrinha, no sentido sul para
norte. A mineralogia encontrada no aoramento, e
associada com a formação do duplex, sugere condições
de formação com temperaturas acima de 750ºC e
pressões acima de 7 kbar, nesse caso compatível com
profundidades maiores do que 21 km.
Um aspecto relevante do geossítio da Vila Brandão
é a presença de estruturas geológicas que vêm se
somar às muitas outras já relatadas na literatura
nacional e internacional e que sugerem a existência
de correlações geológicas importantes entre Brasil e
África. Os duplexes, envolvendo os litotipos dos CISC
e CSE, mostram a continuidade desses orógenos
em direção ao continente africano. Desta forma, tal
como também sugerido por Feybesse (1996), o Brasil
e África estiveram, e estão, unidos não só por raízes
culturais, mas também em cenário geológico que
remonta os tempos de 2,2 - 2,05 Ga atrás.
Além da bela exposição do duplex no geossítio
da Vila Brandão é possível encontrar um rico acervo
de estruturas deformacionais que servem como
elementos didáticos e de curiosidade para demonstrar
como “nasce” uma cadeia de montanha em um
orógeno. Além disso, o exuberante aoramento está
diante de um dos mais belos cartões postais da cidade
de Salvador, que é a vista para o pôr do sol na Baía de
Todos os Santos e para a região do Recôncavo Baiano.
TECTÔNICOS
75
GEOSSÍTIOS
76
A FALHA DE SANTO ONOFRE NA MINA
ESCURIAL  IBOTIRAMA
Herman S. Cathalá Loureiro
Reginaldo Alves dos Santos
A
falha de Santo Onofre é a estrutura mais
proeminente ao longo da serra do Espinhaço
Setentrional no estado da Bahia. Essa designação foi
mantida para atender a vários trabalhos anteriores
que assim a denominaram e a classicaram como
falha inversa, de vergência para oeste, limitando a
leste os metassedimentos do grupo Santo Onofre,
de idade meso a neoproterozoica, das rochas do
embasamento gnáissico-migmático arqueano a oeste.
Entretanto, cartograa geológica na escala 1:100.000
realizada pela CPRM (2008), deniu a falha como
uma zona de cisalhamento transcorrente, na direção
NWW-SSE, dúctil-rúptil, com atitude subvertical
e indicadores cinemáticos denindo movimento
transcorrente oblíquo-sinistral.
A importância metalogenética da falha de Santo
Onofre está no potencial de circulação e concentração
de uidos mineralizantes, nas proximidades das
zonas de cisalhamento, provocando transformações
relevantes nas litologias cortadas por esta estrutura,
a exemplo do que ocorre em diversos locais, como
na região de Ibotirama, onde metapelitos brechados
são cimentados por minério de manganês; ou no
aproveitamento da pedreira de rochas ornamentais
hornfélsicas, da formação Pajeú; e também na
variação dos teores da mina de dolomito da
Mineração Dolomito Indústria e Comércio de
Calcário Ltda.
A mina de dolomito é conhecida como Jazida de
Escurial, que ca situada no município de Ibotirama e
está em atividade desde 1992. A lavra é desenvolvida
em uma lente de metacarbonato da formação Serra
da Garapa, do grupo Santo Onofre, com cerca de
5 km de comprimento, aproximadamente, por 200 m
de largura. A rocha tem cor bege a cinza e possui
foliação N-S e mergulho subvertical.
A lente de dolomito possui uma faixa milonitizada,
com cerca de 10 m de largura, que modicou o teor
da rocha para um dolomito silicoso, utilizado na
produção de brita. A brechiação desse material na
mina facilita seu desmonte.
Sondagens verticais realizadas até 50 m de pro-
fundidade, comprovam a continuidade da lente até
essa profundidade, cujos teores aproximados são da
ordem de 18,2% de MgO e 28,59% de CaO.
A lavra é feita em bancadas e o material é
transportado para a usina de beneciamento, situada
nas proximidades de Ibotirama. A produção da
mina é comercializada, principalmente, na região de
Barreiras-BA e no sul do Piauí, onde o dolomito é
empregado, principalmente, como corretivo de solo e
como ller na construção de estrada asfaltada.
A mina de dolomito de Escurial, por conter
informações cinemáticas e também por representar um
ponto onde a falha coincide com a zona do lineamento
Espinhaço, constitui um importante geossítio. A área da
mina é cortada longitudinalmente pela falha, alterando
a concentração do minério, que passa a apresentar uma
composição de dolomito silicoso, com menor teor de
Mg, que não possui interesse comercial como corretivo
de solo. Este fato permitiu a preservação de um
domínio da mina que constitui um geossítio dotado de
grande relevância didática e cientíca.
TECTÔNICOS
77
HISTÓRIA DA
MINERAÇÃO
HISTÓRIA DA
MINERAÇÃO
GEOSSÍTIOS
80
BAIRRO LUÍS SANTOS, XIQUE XIQUE DE
IGATU  ANDARAÍ
Ricardo Galeno Fraga de Araújo Pereira
Trata-se de um antigo bairro da vila de Xique
Xique de Igatu, distrito do município de Andaraí,
que nos tempos áureos do garimpo representava um
dos locais mais povoados da região. Estima-se que a
vila de Igatu chegou a abrigar, no nal do século XIX,
uma população de mais de 7.000 pessoas (Centro
Cultural Chic Chic, 2009), das quais grande parte
residia no Bairro Luís Santos.
Com a escassez do diamante na região e a saída
da população, o bairro foi abandonado e passou a
ser minerado. Atualmente, o geossítio concentra
um conjunto de ruínas de casas construídas com os
arenitos rosados da formação Tombador. Desse local,
é possível avistar o leito assoreado do rio Coisa Boa,
no planalto situado no sopé da serra do Sincorá,
instalado sobre a bacia geológica Una-Utinga.
Este cenário ilustra uma paisagem cultural, onde
é possível observar a interação do homem com o
meio natural, extraindo recursos da geodiversidade
e “moldando o relevo” conforme a sua necessidade,
constituindo um ícone da paisagem tecnogênica na
Chapada Diamantina, representativo da história da
mineração no estado da Bahia. O assoreamento do
rio Coisa Boa, resultante da atividade pretérita de
garimpo, registra os resultados dessa interação cerca
de 200 anos depois.
Esses fatos conferem uma importância histórica ao
local, que somada à sua relevância turística e didática,
fazem do Bairro Luís Santos um local de destaque na
paisagem da Chapada Diamantina.
Com o objetivo de proteger este geossítio, a
Prefeitura de Andaraí criou o Parque Urbano de
Preservação Histórico Ambiental e de Lazer de
Igatu. Está prevista a construção de um centro de
visitantes, a instalação e aparelhamento de percursos
para pedestres, a exposição de artefatos do garimpo e
a valorização das ruínas garimpeiras.
Através de um conjunto de trilhas ali presente é
possível percorrer o leito rochoso do rio Coisa Boa,
ou ter acesso a outros bairros abandonados em meio
a serra. Ao longo do rio ocorrem boas exposições do
conglomerado polimítico da formação Tombador,
que abriga os diamantes, mais tarde transportados
pelas drenagens e formando os depósitos aluvionares
recentes, em função da alteração intempérica destas
rochas.
O Bairro Luís Santos é um local onde os tempos
histórico e geológico se entrelaçam e a paisagem
resultante serve como um ícone da necessidade de uso
responsável dos elementos da geodiversidade.
81
HISTÓRIA DA MINERAÇÃO
GEOSSÍTIOS
82
A VILA DO VENTURA  MORRO DO
CHAPÉU
Antonio J. Dourado Rocha
No período entre 1841 e 1932, o garimpo de
diamante teve grande inuência socioeconômica
no município de Morro do Chapéu. Os principais
locais de garimpagem foram a sede municipal, a serra
do Martim Afonso e, destacadamente, os arredores
da vila do Ventura, que é hoje um ícone dos tempos
áureos dessa atividade na região e abriga o geossítio
aqui descrito. A produção era, principalmente, de
carbonado, que, por sua dureza, era utilizado em
diferentes países para a fabricação de ferramentas de
cortes e coroas para sondas de perfuratriz de rochas.
Os garimpos eram trabalhados nos aluviões
dos rios e em barrancos nos morros, sendo que no
Ventura existia um grande número de túneis, alguns
ainda passíveis de visitação e servindo de exemplo dos
métodos empregados no passado.
Qualquer pessoa podia ser o fornecedor de um
garimpeiro. Quando o garimpeiro encontrava um
diamante, o ganho era dividido. Era o sistema meia-
praça, em que o dono da terra tinha direito a 10% da
produção. Também existia o sistema meia-praça de
caldeirão, em que o garimpeiro não recebia dinheiro
algum, somente gêneros alimentícios.
A hierarquia social dessa atividade compreendia,
além do garimpeiro, as guras do faisc ador (comprador
de diamante ou carbonado, que dispunha de recursos
limitados e eventuais) e do capangueiro (comprador
regular de diamante ou carbonado e revendedor para
grandes rmas).
O jornal Correio do Sertão, fundado em Morro
do Chapéu em 1917, realizou, em diferentes
oportunidades, uma abordagem critica sobre a questão
do garimpo, conforme pode ser acompanhado nas
três notas transcritas a seguir:
Edição de 03.07.1921 – A edicação (vila do
Ventura) compõe-se de umas 500 e tantas casas, em
sua maioria de ordinária construção, existindo porém
alguns prédios de estilo moderno, formando seis ruas e
duas praças. O comércio é ativo e as feiras se realizam
aos sábados, na praça Dias Coelho. Possui agência
dos Correios, duas escolas, estadual e municipal,
Associação dos Empregados no Comércio, com uma
boa biblioteca, clube de futebol, teatro e capela, com
invocação de N. S. da Conceição. Em tempos também
já teve uma sociedade philarmônica. O distrito já
chegou a dar 10 contos de renda municipal, sendo
que hoje está reduzido à metade, assim como está o
seu desenvolvimento. Tem uma população de 5.600
habitantes, dos quais 1.600 na sede do distrito.
Edição de 07.04.1929 – Tipos às vezes capazes
de enfrentar qualquer empresa, vão para os garimpos
a pelejarem, durante meses e anos nessa triste vida,
perdendo o tempo e a mocidade, que deveriam ser
melhor aproveitados. Os fornecedores por sua vez se
queixam do grande prejuízo pelo capital fundeado.
O garimpo em nosso município, pode se trabalhar
uma semana por outra, quando por acaso estiverem
desocupados dos afazeres prossionais, e não como
faz muita gente, que se ocupa eternamente nessa
enganadora vida.
Edição de 30.08.1931 – Os grandes negociantes
estão desvalorizando o carbonado, ora é porque é uma
pedra chata, ou porque não tem boa densidade, ou
porque é grande demais. Os estrangeiros dão maior
valor aos carbonados de 4 a 7 grãos. Os capangueiros
estão com muito capital empregado e em diculdades.
Um carbonado de 15 grãos, que alcançava 300$ o
grão, atualmente só alcança 100$ o grão.
No ano de 1932, a descoberta de um substituto
industrial para o carbonado e uma grande seca
decretam a decadência da vila do Ventura. O
patrimônio arquitetônico ali presente hoje em dia,
juntamente com a rede de túneis encontrados nos
arredores da vila, ilustram o apogeu e o declínio
do garimpo naquela região, constituindo assim um
geossítio importante para a história da mineração no
estado, retratando as interferências tecnogênicas do
homem sobre a paisagem natural.
HISTÓRIA DA MINERAÇÃO
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GEOSSÍTIOS
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WIMBLEDON, W. A. P. L’identicazione e la selezione
dei siti geologici, prioritá per la geoconservazione. In:
POLI, G. (Ed.). Geositi: testemoni del tempo. Bologna:
Regio Emilia-Romagna, 1999. p. 52-53.
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O território brasileiro possui uma ampla variedade de paisagens naturais, de beleza cênica singular, além de inestimável valor ecológico e imaterial. Em meio a tantos cenários pródigos, os inselberge são monumentos naturais que se destacam pela imponência ao rasgar o chão em direção ao céu. Estes monumentos retratam uma classe especial de montanha cuja configuração paisagística é marcada pela brutal proeminência opográfica e pelo total isolamento por uma planície ao seu redor. As rochas que os compõem são símbolos da resistência física e química do planeta testada pelas intempéries do clima ao longo de milhões e milhões de anos. São exclusivamente de origem plutônica, metamorfisada ou não, sendo encontradas atualmente em egiões intertropicais da América do Sul e da África, com exceção apenas da Austrália. Todas são regidas pelo domínio climático de aridez e semi-aridez.
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The stratigraphic relationships between the Chapada Diamantina and Bambui (or Una) groups were practically established with the papers of J. C. Branner, a century before. Sometimes that proposed lithostratigraphy was questioned, but we do know now that these arguments were based up incomplete or inadvertent field observations. At the sheet of Mirangaba, central-northern part of Bahia, both the angular and erosional unconformity between the above-mentioned groups are exposed of a conspicuous way, according to their three dimensions, what deserves the special mention here consigned. The quartzites and conglomerates of the Chapada Diamantina group are cropping out as folded and re-fold rock units (general strike ENE-WSW) and they present features of intense superposed erosional processes. Two paleosurfaces were formed and are being exhibited, with complementary features of erosional scarpments, as well as amphitheatres, suppression of some lithostratigraphic units, testimonies-hills (quartzitic islands), etc. The lower pediplan then formed (today with summits >; 500 m) was completely covered by the limestones (Salitre Fm.), where calcilutites are predominating, presenting many algalic edifications. We are not able to affirm that the proterozoic limestone progradation have covered the higher pediplan (today with summits ca. 1,000 m), but there are some testimonies-hills of limestone presenting tops up to 600 m, clearly above the present and predominating surface (Neogene, Velhas Surface), so reiterating that an intense erosional dissecation has occurred (Cenozoic in age) of the limestones. These limestones present monotonous subhorizontal structural attitudes, with the presence of some open folding (ondulations) when they are near of the contacts with the subjacent quartzites. Quite often these limestones were submitted to local ruptural displacements. The polyphasic deformation of the subjacent Chapada Diamantina group is being hypothetically attributed to the Brazilian cycle (as foreland domain of the Riacho do Pontal fold system), but this proposed condition needs to be better constrained, as well as the northern limit of the Sao Francisco Craton (to the north) demands to be reviewed. The basal diamictites of the Bambui Group (Bebedouro Fm.) is only locally cropping out, at the southern and at the northwestern part of the area. The time interval between the deformation of the quartzites and the beginning of the limestones deposition was necessarily very long, some millions of years, and this is an obligatory target for future researches.
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Distinctive peritidal tepee antiform structures, buckled margins of saucer-like megapolygons are common in marine vadose fenestral and pisolitic limestones and/or dolomites of carbonate platform sequences and occur in intertidal and supratidal carbonates ranging in age from Silurian to Holocene. These megapolygons commonly form and are sometimes truncated before the deposition of the next sedimentary layer. The megapolygons result from the expansion of surface sediments by as much as 15%. The expansion is caused by the following continuously repeated sequence of processes: (1) Desiccation and thermal contraction causing small fractures; (2) phases of wetting causing enlargement of fractures; (3) phases of crystallization of calcium carbonate and other minerals causing the enlargement, fill and cementation of the fractures. Precipitation is from brines and meteoric waters; (4) hydration of minerals, thermal expansion, breaking waves and faulting may add to this disruption. The development of the tepee fabric can be traced from an initially cemented subaerial fenestral crust, exhibiting expansion and compressional structures, to a completely disrupted and brecciated sediment riddled by a labyrinth of fractures and solution cavities. These spaces are filled by numerous phases of internal marine and fresh-water cement and sediment, the latter containing penecontemporaneous or younger marine faunas. Peritidal tepees are useful tools for geologic reconstruction and provide evidence of subaerial exposure; a tropical to subtropical climate; and back-beach or back-barrier deposition. Proper identification of tepees is of economic importance, because they provide good early porosity and permeability for petroleum entrapment and a site for mineralization. Aesthetically, tepee rocks are a fine kaleidoscopic decorative stone.