B descrição Detalhada da Geologia Regional



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B.3. Descrição Detalhada da Geologia Regional



B.3.1. Evolução Geológica
A área dos estudos localiza-se no Estado de Rondônia, região que faz parte do Cráton Amazônico, juntamente com porção dos Estados do Mato Grosso e Amazonas e território boliviano. Esse cráton forma a base da parte norte da América do Sul e cobre uma área de cerca de 430.000km2, que compreende unidades litológicas e sistemas estruturais envolvidos em uma história geodinâmica relativamente estável desde 1.0 Ga atrás. Divide-se em dois escudos de idade pré-cambriana: o Guaporé e o da Guiana, que são separados pelas bacias paleozóicas do Solimões e Amazônica.
Durante as últimas três décadas, com o objetivo de compreender a longa evolução das rochas da Região Amazônica, foram elaboradas concepções que tiveram início com AMARAL, apud CPRM (1999), o qual subdividiu a Plataforma Amazônica em três províncias: oriental, central e ocidental, de acordo com as características litológicas, estruturais e geocronológicas.
Em 1984, o mesmo autor, utilizando a megacompartimentação definida por ALMEIDA, propôs a subdivisão das províncias Rio Branco e Tapajós. Nesta última, situa-se a área dos estudos, especificamente na subprovíncia do rio Madeira.
Na segunda concepção, baseada nos dados geocronológicos, apresentada por CORDANI, CORDANI & BRITO NEVES, TEIXEIRA e TASSINARI, apud CPRM (1999), foi assumida a existência de um núcleo Arqueano alongado na direção NW-SE (Província Amazônia Central), seguido de retrabalhamento e acresção crustal nos cinturões móveis.
Assim, foram denominadas as províncias: Maroni-Itacaiúnas, desenvolvida no Ciclo Transamazônico e mais três de direção geral NW-SE, formadas em progressão para sudoeste: Rio Negro-Juruena, Rondoniano-San Inácio e Sunsas.
A terceira concepção, proposta por HASUI, foi baseada em um modelo de evolução do Cráton Amazônico, principalmente corroborado pela geologia estrutural e geofísica. Eles consideraram a evolução do cráton como um todo, através da formação diácrona de blocos continentais ou paleoplacas por colisão durante o Arqueano e o Paleoproterozóico, o que resultou na aglutinação de um megacontinente. De acordo com esses autores, nessa região ocorreram três eventos de tectônica extensional, aos quais estão relacionados a estruturação, o embaciamento e o magmatismo, com formas fortemente controladas pelas estruturas pretéritas no decorrer do Mesozóico/Neoproterozóico, Paleozóico e Mesozóico/Paleógeno.
Outro modelo geotectônico foi desenvolvido em torno da possível união paleogeográica entre a Amazônia e a Laurentia, envolvendo o Cinturão Móvel Sunsas e o Cinturão Móvel Grenville. Esse modelo se baseia no empurrão ocorrido em parte do Cráton Amazônico em direção ao Cráton Superior do Canadá, durante o principal evento de colisão grenvilliano que se seguiu ao fechamento do oceano preexistente. SADOWISKI & BETTENCOURT, apud CPRM (1999), definiram que tal evento compreenderia as etapas:

  • 1,5-1,4Ga – soerguimento seguido de fragmentação e injeção de magmas graníticos, evoluindo até o estágio de formação de crosta oceânica;




  • 1,4-1,3Ga – início do processo de subducção;




  • 1,3-1,2Ga – progressão da subducção e deformação das rochas do Grupo Sunsas e Aguapeí, seguida de formação do Arco Magmático Sunsas;




  • formação do Cinturão Grenville, com colisão expressa por duas fases de dobramentos e zonas de cisalhamento transcorrentes.”

Constata-se que a porção da Amazônia oriental, embora delineada em nível de conhecimento, possui uma carga maior de informações do que o lado ocidental. Após as duas últimas décadas, alguns avanços significativos se apresentam para melhor definição litoestrutural, litestratigráfica e tectonoestrutural, inclusive do Cenozóico. Para dar suporte aos modelos geotectônicos aplicados ao segmento SW do Cráton Amazônico e à sua história evolutiva pré-cambriana, são considerados alguns marcadores ígneos e sedimentares baseados em dados isotópicos. Segundo a CPRM (1999), são eles:




  • “a suíte intrusiva Serra da Providência (1,60-1,55Ga) relaciona-se aos estágios finais da evolução do cinturão móvel de idade Rio Negro/Juruena;




  • as suítes intrusivas Santo Antônio, Teotônio e Alto Candeias – 1,4 a 1,35Ga podem estar relacionadas com rifteamentos e extensão crustal principal que precedeu a abertura oceânica que marca o início do Ciclo Orogênico Rondoniano/San Inácio. Essa extensão foi também acompanhada pela deposição das coberturas vulcano-sedimentares da Suíte Metamórfica Colorado;




  • a suíte intrusiva São Lourenço/Caripunas (1,3-1,25Ga) pode ser relacionada ao período distensional do final do Ciclo Rondoniano/San Inácio ou pode estar associada às fases distensionais iniciais do Ciclo Sunsas;




  • o início do Ciclo Orogênico Sunsas caracterizou-se por uma importante distensão crustal que precedeu a abertura do oceano grenvilliano, seguido por um episódio magmático com assinatura geoquímica compatível com os granitóides intraplaca do Fanerozóico e dos granitos tipo A (1,3 a 1,25Ga). As suítes graníticas estão ligadas diretamente a importantes sistemas transpressivos e transtrativos, em condições dúcteis nos domínios Nova Brasilância e Roosevelt e rúpteis nos domínios Central de Rondônia e Ariquemes-Porto Velho. Essas estruturas são uma resposta à fase colisional do final do Ciclo Sunsas ao longo do seu front, que corresponde, principalmente, à região sul/sudeste do Estado de Rondônia. As fases distensivas finais, quase cratônicas, relacionadas a este ciclo são representadas pelas coberturas sedimentares do tipo Palmeiral e Prosperança.”

Desse modo, somando-se aos novos dados dos levantamentos de campo realizados nos últimos anos, admite-se que os estágios iniciais da história geológica do pré-cambriano do SW do Cráton Amazônico reportam a 1,8Ga, caracterizado por processos de aglutinação de massas crustais continentais, com o fechamento de oceanos e ambientes deposicionais conexos. CPRM (1999).


Passou a incidir na região, no intervalo de 1,45 a 1,25Ga, o regime direcional, associado à orogênese Rondônia/San Inácio, que responde pela propagação dos sistemas transcorrentes sinistrais, ao longo dos quais se desenvolveram dúplex transpressivos simétricos e assimétricos fortemente controlados pelas formas dos corpos graníticos e charnockíticos.
No intervalo de 1,2 a 1,1Ga, aceita-se a atuação do regime extensional responsável pelas grandes estruturas que condicionaram a deposição das seqüências sedimentares de condições marinhas, primeiramente, e, posteriormente, de condições continentais e pela geração de produtos ígneos da suíte básica/ultrabásica. Com base na natureza e distribuição das seqüências sedimentares, é sugerida a existência de uma bacia nessa época, cujos limites não estão definidos.
A última fase de movimentação do Proterozóico, entre 1,1 e 0,95Ga, está relacionada a um regime possivelmente associado à Orogenia Sunsas, com um binário sinistral em torno da direção E-W, implicando componente transpressiva de direção aproximada SW-NE.
Segundo COSTA e HASUI apud CPRM (1999), a Região Amazônica foi afetada por outro importante evento extensional, no Paleozóico, o que resultou no desenvolvimento das bacias dos rios Solimões, Amazonas, Parnaíba, Alto Xingu e Parecis.
Os processos que culminaram na abertura do oceano Atlântico e separação dos continentes sul-americano e africano perfazem a evolução mesozóica da região. Foram gerados, através desses processos, desnivelamentos de blocos, com surgimento de altos e depressões, sedimentação e magmatismo (ALMEIDA apud CPRM 1999). Os indícios dessa reativação tectônica, relacionada à abertura do oceano Atlântico, estão presentes pela superposição de falhas e fraturas de orientação WNW e NE e por magmatismo juro-cretáceo, seguidos por uma sedimentação com características continentais fluvial e eólica.
A compreensão do arcabouço neotectônico da Região Amazônica é de fundamental importância para o entendimento dos aspectos evolutivos relacionados à gênese das coberturas cenozóicas. Os movimentos neotectônicos só se desenvolveram após o período de estabilidade do Oligoceno (Figura 2.1-9 – Quadro Geral da Neotectônica no Estado de Rondônia e Adjacências - SCANDOLARA, 1998), propiciando o desenvolvimento de estruturas diversas que afetaram as rochas pré-cambrianas, paleozóicas e mesozóicas, conseqüentemente controlando a sedimentação e influenciando no desenvolvimento dos sistemas de relevo e drenagem atuais.
Na região do Estado de Rondônia e adjacências, são caracterizadas áreas transpressivas e transtensivas, causadas por dois eventos de movimentação — o primeiro, do Mioceno/Plioceno, e o segundo, do Pleistoceno Superior/Recente, com o resgate, em determinadas áreas de linhas de fraquezas, especificamente susceptíveis a reativações.
A atividade neotectônica para o período Mioceno/Plioceno desenvolveu-se sob a atuação de um campo tensional decorrente possivelmente da interação colisional entre as placas de Nazca e Sul-Americana, com imposição de um vetor compressional NE-SW. Como conseqüência desse quadro tectônico, foram gerados abatimentos de blocos nas regiões norte/nordeste e sul/sudoeste do Estado de Rondônia, com a ocorrência de depocentros (Planície do Guaporé) e regiões peneplanizadas.
Outra nova fase de estabilidade, relativamente curta, domina o período entre o Plioceno Superior e o Médio, com o desenvolvimento de uma superfície de laterização.
A retomada da atividade neotectônica no Pleistoceno Recente desenrolou um modelo admitindo a atuação de um vetor compressivo NW/SE, responsável pelo estabelecimento de um binário transcorrente dextral com direção geral E-W (gerado pela rotação da plataforma Sul-Americana para oeste), lineamentos transtensivos dextrais NE-SW, falhas normais de direção em torno de SW-SE e falhas inversas NE-SW. É marcante, nessa última fase, o abatimento expressivo de várias regiões, tal como o baixo Madeira, com anomalias significativas na morfologia e morfometria das redes de drenagem que constituem os sistemas deposicionais fluviais desses domínios.
A geologia da região de Porto Velho–Abunã, consta de documento emitido pelo DNPM/ CPRM/1990, do “Programa de Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil”, que incluem a “GEOLOGIA E RECURSOS MINERAIS DO ESTADO DE RONDÔNIA – CPRM, 1999”.
O mapa geológico apresentado em escala 1:250.000, desenho RG-1810-106-098, foi elaborado a partir do mapa geológico 1:1.000.000, do mapa geológico 1: 250.000 do Projeto Noroeste de Rondônia - Relatório Final - Geologia da Região Porto Velho-Abunâ, interpretações de imagens de satélite e fotografias aéreas mais recentes, implantadas na base da restituição aerofotogramétrica, executada pela AEROMAPA, outubro/2001, elaborada em escala original de 1:10.000.

B.3.2. Geomorfologia
B.3.2.1. Introdução
Apresenta-se uma análise preliminar das feições geomorfológicas da área de Influência Indireta do AHE Jirau, no rio Madeira. Em paralelo a esta identificação de unidades geomorfológicas, traçam-se comentários breves e gerais sobre o comportamento geotécnico das unidades descritas e sua resposta a implantação do empreendimento.
A seção do rio Madeira compreendida entre a cachoeira do Jirau e a localidade de Abunã está inserida no Megalineamento Itacoatiara (Igreja & Catique, 1997; Bemerguy et al., 2002) e enquadra-se na Unidade Morfoestrutural Alto Estrutural Guajará Mirim – Porto Velho (Quadros et al., 1996; Souza Filho et al., 2002). O alto estrutural representa uma porção do embasamento soerguida por tectônica durante o Cenozóico, sendo que o rio Madeira, neste trecho, encontra-se num vale encaixado, marcado por corredeiras e exíguas planícies de inundação, numa nítida condição de ajuste ao nível de base regional.
Este produto utiliza basicamente as informações contidas nos trabalhos do ZSEE-RO e ZEE – Brasil – Bolívia, os quais aplicaram dois sistemas diferentes de classificação e mapeamento geomorfológico: o sistema ITC (Van Zuidam, 1985) e a metodologia empregada no projeto Zoneamento do Estado do Mato Grosso, elaborado por Latrubesse et al. (1998).

B.3.2.2. Domínios geomorfológicos


A compartimentação regional realizada pelo Projeto Zoneamento Ecológico-Econômico da Região Fronteiriça Brasil – Bolívia possibilitou a identificação de cinco grandes ambientes geomorfológicos, descritos como:


  • Domínio de uma Superfície Regional de Aplanamento: possui grande distribuição espacial, formando áreas de arrasamento em rochas antigas, cobertas,parcialmente, pelas Coberturas Sedimentares Indiferenciadas tercio-quaternárias. Foram agrupadas em três níveis distintos tomando como critério as respectivas altitudes;




  • Domínio de regiões serranas emolduradas por rochas sedimentares antigas na forma de superfícies tabulares: formadas por rochas sedimentares dispostas horizontal a subhorizontalmente, com uma frente abrupta, exibindo um intenso processo de erosão;




  • Domínio de áreas de denudação em rochas sedimentares terciárias: unidade identificada na porção extremo-ocidental do estado, desde a margem esquerda do rio Madeira dirigindo-se para o vizinho Estado do Acre, tratando-se de uma área de dissecação sobre rochas sedimentares, predominantemente associadas a Formação Solimões e de granulometria fina;




  • Domínio de colinas e morros associados à presença de rochas resistentes à erosão e que se destacam sobre as superfícies regionais de aplanamento, podendo ter ou não controle estrutural. Representam relevos residuais, derivados de rochas do embasamento cristalino;




  • Sistema fluvial do rio Madeira: exibe uma grande complexidade geomorfológica, com planícies aluviais, terraços, áreas alagadas, lagos, leques inativos, áreas de escoamento impedido, entre outras.

B.3.2.3. Unidades Geomorfológicas


As unidades geomorfológicas apresentadas neste produto contemplam duas grandes categorias consideradas como de degradação e de agradação, podendo no entanto cada unidade descrita apresentar os dois processos, sendo classificada, porém, em função do predomínio de uma delas nos sistemas das geoformas agradacionais ou denudativas.
Unidades Agradacionais ou Deposicionais
O estudo das formas de relevo derivadas de processos agradacionais foram sub-divididas em três grupos, com as características descritas a seguir.


  • Depressões / Lagos

Apresentam duas unidades denominadas “Lagos (A.1.2)” que correspondem a corpos d’água localizados preferencialmente as margens de drenagens, notadamente o rio Madeira e “Áreas Alagadas (A.1.4)”, as quais permanecem inundadas continuamente, sem produzir volumes significativos de matéria orgânica;





  • Terraços Fluviais

As unidades descritas correspondem a “Terraços altos Não Dissecados (A.211)” e “Terraços Altos com Dissecação Baixa (A.212)”, tratando-se das áreas estabelecidas nas faixas fluviais formadas por antigos depósitos, tendo como critérios de diferenciação o grau de dissecação, a posição altimétrica e a presença de leitos abandonados e pântanos;




  • Planícies Aluviais

Correspondem as planícies aluviais ao longo dos rios em função da amplitude dos processos deposicionais, dividindo-se em áreas derivadas de “Rios Principais (A. 31)” e Rios Secundários (A.32)”.


Unidades Denudacionais
Foram identificadas as seguintes unidades denudacionais:


  • Footslopes, com dissecação média (D.1.2), associadas ao sopé de relevos acentuados, notadamente na borda norte da Serra dos Pacaás Novos;




  • Superfícies de Aplanamento, desenvolvidas sobra rochas do embasamento cristalino e recobertas parcialmente por coberturas sedimentares indiferenciadas, constituindo áreas arrasadas e horizontalizadas. Foram individualizadas sete unidades, todas com altitudes entre 200 e 300 metros (Nível II), diferindo pelo grau de dissecação e presença de formas de relevo residuais como inselberges e tors. Foram denominadas de:




    • D.2.2.1.0: relevo plano e evidencias de superfícies ou couraças ferruginosas;

    • D.2.2.1.1: dissecação baixa e nenhum ou esporádicos inselberges e tors;

    • D.2.2.1.2: dissecação baixa e muitos tors;

    • D.2.2.2.1: dissecação média e nenhum ou esporádicos inselberges e tors;

    • D.2.2.2.2: dissecação média e muitos tors;

    • D.2.2.2.3: dissecação média e grande quantidade de inselberges;

    • D.2.2.3.1: dissecação alta e nenhum ou esporádicos inselberges e tors;




  • Agrupamento Denso de Colinas e Inselberges Médios e Altos: representam relevos residuais, formados por rochas resistentes a erosão, podendo ocorrer sobre diferentes tipos de rochas do embasamento cristalino, sem qualquer controle estrutural (D.3.2);




  • Unidades de Areais Brancos e Escoamento Impedido (E), caracterizadas por amplas áreas arenosas, como resultado do intemperismo químico sobre rochas arenosas;




  • Superfícies Tabulares: caracterizam-se por possuir controle estrutural, incidindo sobre rochas sedimentares, onde espacializam-se duas unidades diferenciadas por possuírem uma baixa dissecação (S.1.1.1) ou uma dissecação baixa a média (S.1.1.2);




  • Cuestas com baixa dissecação (S.4.1.1).

B.3.2.4. Considerações Geotécnicas


A bacia contribuinte ao rio Madeira junto à seção Jirau – Abunã é relativamente pouco expressiva, destacando-se pela margem direita as bacias dos rios Mutum-Paraná e Cotia. Na margem esquerda, observam-se apenas pequenos tributários tais como o rio São Lourenço e o igarapé São Simão. Destaca-se, nesse contexto, de que o divisor Madeira-Purus encontra-se muito próximo à margem esquerda do rio Madeira. Esta assimetria entre as bacias e o padrão retilíneo do canal do rio Madeira (em contraste com o padrão meândrico de alta sinuosidade do rio Purus) sugere um controle neotectônico regional (Quadros et al., 1996).

A sedimentação quaternária é restrita, tanto nesta seção do rio Madeira, quanto em seus tributários devido ao seu posicionamento no Alto Estrutural, exceção feita à Bacia de Abunã, entre as localidades de Mutum-Paraná e Abunã, que apresenta uma espraiada superfície aluvionar.


A configuração regional do relevo, a despeito do processo de epirogênese experimentado pelo Alto Estrutural Guajará Mirim – Porto Velho, é caracterizada por extensas superfícies aplainadas e formas de relevo suaves e de baixa amplitude de relevo.
Em terrenos constituídos por rochas do Complexo Jamari, predominam solos podzólicos vermelho-amarelos álicos, conforme denominação atribuída pelo Radambrasil (Amaral Filho et al., 1978), possivelmente correlacionáveis aos argissolos Vermelho-Amarelos (Embrapa). Caracteriza-se por solos espessos, argilosos, bem estruturados e com expressiva variação textural entre os horizontes A e Bt. Este ambiente, recoberto pela Floresta Tropical Aberta (Barros-Silva et al., 1978) e ainda muito pouco alterado pela intervenção humana, notabiliza-se por sua estabilidade morfodinâmica frente aos processos erosivo-deposicionais e a movimentos de massa. A fraca declividade das vertentes das colinas associada à descontinuidade hidráulica existente no contato dos horizontes A e B dos Argissolos podem desencadear algumas ocorrências erosivas, mas de pouco significado enquanto estes terrenos mantiverem-se florestados.
A bacia do baixo rio Mutum-Paraná, por sua vez, caracteriza-se por um relevo tabular, muito pouco dissecado, onde predominam latossolos vermelho-amarelos álicos (Amaral Filho et al., 1978) ou latossolos Vermelho-Amarelos (Embrapa). Caracteriza-se por solos muito espessos, argilosos, bem drenados e estruturados. Este ambiente, recoberto pela Floresta Tropical Aberta (Barros-Silva et al., 1978) e muito pouco alterado pela intervenção humana, exceto ao longo da BR-364, entre Porto Velho e Rio Branco, estes áreas ressaltam uma notável estabilidade morfodinâmica frente aos processos erosivo-deposicionais e a movimentos de massa. A morfologia quase plana dos baixos platôs associada a solos e mantos de intemperismo muito espessos e bem drenados indicam uma vulnerabilidade muito baixa com relação aos processos erosivo-deposicionais em terrenos florestados.
A bacia do alto rio Mutum-Paraná caracteriza-se por um relevo colinoso pouco dissecado, não drenando as vertentes escarpadas da Serra dos Pacaás Novos, diferindo, portanto, das bacias dos rios Jaci-Paraná e Candeias, cujas nascentes situam-se na referida serra. Desta forma, a quantidade de sedimentos por ela transportada é bastante inferior em relação às duas bacias supracitadas. Apesar disso, o maior volume de sedimentos transportados pelo rio Madeira aporta de seu tributário Beni, cujas nascentes situam-se na distante Cordilheira dos Andes.
A Bacia Sedimentar do Abunã, localizada junto à calha do rio Madeira, caracteriza-se por um relevo plano, resultante de processos de acumulação de sedimentos fluviais ao longo do Quaternário, assumindo a configuração de uma extensa planície aluvionar do rio Madeira, que contrasta com o extenso vale encaixado que se desenvolve à jusante, ao longo do Alto Estrutural. Nestes terrenos predominam lateritas hidromórficas álicas e plintossolos (Amaral Filho et al., 1978). Caracteriza-se por solos concrecionários, com nível freático elevado e drenagem imperfeita.
Devido a condições peculiares de relevo, solos e drenagem, esta paisagem é recoberta por Cerrados-Parque (Umirizal) ou em áreas de tensão ecológica entre Cerrado e Floresta Tropical Aberta (Barros-Silva et al., 1978). Os terrenos planos das planícies aluviais da Bacia do Abunã apresentam grande estabilidade frente aos processos erosivo-deposicionais. Contudo, é possível verificar uma maior incidência de desbarrancamentos às margens dos rios, em relação ao rio Madeira à jusante da localidade de Mutum-Paraná devido ao fato de que, na Bacia do Abunã, as margens constituídas por sedimentos inconsolidados estariam mais vulneráveis à erosão fluvial.
Por fim, na margem esquerda do rio Madeira, entre as localidades de Abunã e Mutum-Paraná, em meio aos terrenos aplainados dos baixos platôs similares aos da margem direita, sobressaem-se pequenas serras alinhadas em cristas e pontões (inselbergs) com cotas entre 100 e 300 metros acima da superfície aplainada regional. Predominam nesta área os metassedimentos da Formação São Lourenço e os Granitos Rondonianos (Lopes Leal et al, 1978). Destacam-se, neste contexto, a Serra dos Três Irmãos (365m), a Serra do Candomblé e a Serra dos Caripuninhas. Freqüentemente, estes pequenos alinhamentos serranos encontram-se fragmentados em agrupamentos de morros dissecados, decorrente de um longo período de ação de processos denudacionais que desmantelaram esses terrenos mais elevados na Amazônia.
Nestes terrenos acidentados foram identificados solos podzólicos vermelho-amarelos álicos (argissolos vermelho-amarelos) e solos litólicos distróficos (Neossolos Litólicos) (Amaral Filho et al., 1978). Provavelmente, a ocorrência dos Neossolos Litólicos está correlacionada com os relevos serranos com vertentes mais íngremes e afloramentos de rocha. Estes solos se caracterizam por serem rasos e apresentarem alta vulnerabilidade à erosão.
Este ambiente está recoberto pela Floresta Tropical Aberta nas áreas mais rebaixadas e por Floresta Tropical Densa nas serras e morrarias (Barros-Silva et al., 1978). Estas feições de relevo acidentado, recobertas por Neossolos Litólicos apresentam, localmente, uma significativa vulnerabilidade aos processos de erosão e movimentos de massa (destacando-se movimentos translacionais rasos, no contato solo-rocha e queda de blocos). De qualquer forma, estes eventos são esporádicos e devem contribuir muito pouco para o incremento da descarga de sedimentos no rio Madeira, particularmente por estarem relativamente bem preservados quanto a sua cobertura vegetal nativa. A ocorrência de mineração de cassiterita (estanho) na bacia do rio São Lourenço, por sua vez, pode contribuir significativamente com um aporte de sedimentos no rio Madeira caso não haja técnicas de controle de erosão nas áreas mineradas.
O rio Madeira possui um potencial erosivo expressivo, associado a variação sazonal do nível fluviométrico, onde se destaca o fenômeno das “Terras Caídas”, observado principalmente na estação de seca, com a queda de largas extensões de barrancas de sedimentos tercio-quaternários. Acredita-se que, com a estabilização de um nível fluviométrico para o rio Madeira após a implantação das barragens, ocorra uma diminuição desses processos erosivos, desde que seja igualmente contemplado um repovoamento da vegetação ao longo das margens do referido rio.
Considera-se igualmente que, a permanente inundação da margens do citado rio, em cotas pré-estabelecidas, irá provocar a elevação do nível freático, estendendo-se em subsuperfície conforme a permeabilidade do substrato, ocasionando a instabilidade de trechos da rodovia federal BR-364, notadamente no trecho Mutum-Paraná a Abunã, pela presença da feição geomorfológica Planície do Abunã.
metassedimentos da Formação São Lourenço, que poderiam sofrer uma ação erosiva intensa pela presença de flancos acentuados, contudo permanecem praticamente intactos quanto a cobertura vegetal nativa, o que restringe a atuação dos processos erosivos. Recomenda-se, portanto, preservar esta vegetação nativa.


B.3.3. Estratigrafia
A Coluna Litoestratigráfica Précambriana foi estabelecida com base nos trabalhos de Torres et al. (1975), Souza et al.(1975), Isotta et al. (1978), Leal et al. (1978) e Adamy & Romanini (1990). A Estratigrafia adotada para as bacias sedimentares segue as sugestões contidas nos trabalhos de Siqueira (1989), Bahia et al. (1996) e Bahia & Pedreira (1998) e o quadro Cronoestratigráfico relativo às coberturas Cenozóicas baseou-se na proposta de Souza Filho et al . (1997), devidadamente atualizada a partir dos trabalhos mais recentes da região de Porto Velho-Abunã, em desenvolvimento por FURNAS/CPRM.
A coluna litoestratigráfica proposta para a área que se estende de Porto Velho a Abunâ na área de interveniência do Projeto Madeira, consta dos seguintes grandes conjuntos litológicos:


  • Unidade inferior, de idade Estateriana, compreendendo o embasamento cristalino representado pelo Complexo Jamari, uma seqüência supracrustal Formação Mutum-Paraná e a suíte metamórfica Quatro Cachoeiras;




  • Unidades Proterozóicas inferiores, representadas pela Suíte intrusiva Serra da Providência, o corpo Granito Serra da Muralha e a Suíte metamórfica Rio Crespo;




  • Granitóides anorogênicos que incluem as Suítes Intrusivas Santo Antônio, Teotônio e Suítes Intrusivas Alto Candeias e São Lourenço-Caripunas, esta caracterizada pela presença considerável de granitos e riolitos porfiríticos;




  • A Formação Nova Floresta com associação de rochas máfico-ultramáficas;




  • A Formação Palmeiral, de idade Neoproterozóico, que incluem conglomerados e arenitos de plataforma continental;




  • Suíte intrusiva Rondônia (Younger Granitos Rondonianos);




  • Formação Solimões, do Paleoceno-Neoceno;




  • Coberturas Cenozóicas, Sedimentares Indiferenciadas, Detrito-laterítica




  • A Formação Jaciparaná representadas lateritos imaturos concrecionarios, lateritos imaturos mosqueados, terraços, pediplanos de areias, siltes e argilas;




  • Sedimentos aluvionares indiscriminados, aluvionares argilosos e aluvionares arenosos.



Embasamento Cristalino – Complexo Jamari
Os primeiros trabalhos geológicos em escala regional foram conduzidos por Lobato et al. (1966), que reuniram as rochas mais antigas, de natureza metamórfica, representadas por gnaisses, migmatitos e anfibolitos, no chamado Pré-Cambriano C-D.Souza et al. (1975), retomam os trabalhos na década de 70 e agrupam as mesmas litologias acima citadas, juntamente com granitos anatéticos, charnockitos e granulitos, no chamado Complexo Basal, designação que seria também adotada por Lima et al. (1976), porém sem incluir as rochas de mais alto grau de metamorfismo. Posteriormente Leal et al. (1978), ao mapearem a Folha Porto Velho, estenderam o termo Complexo Xingu aplicável na Amazônia Oriental.
Isotta et al. (1978), reestudando as rochas do chamado “embasamento regional”, concluem ser inapropriado o uso do termo “Complexo Xingu” para designar a associação de rochas antigas que constituem o arcabouço regional e propõem a denominação de Complexo Jamari, compatível com metamorfismo de grau médio a alto, constituída por gnaisses, migmatitos, granitos, anfibolitos e granulitos, com representação significativa ao longo do rio homônimo.
O Complexo Jamari é representado, principalmente, por rochas ortoderivadas de composição granítica, granodiorítica, tonalítica e diorítica, metamorfizadas em condições de P/T condizentes com a fácies anfibolito, cujas tramas mostram larga faixa de variação granulométrica e uma considerável variabilidade nas taxas de deformação, materializada por diferentes intensidades de anisotropia estrutural. A estrutura planar mais conspícua é representada por um bandamento gnáissico, de natureza compressiva, representante de uma história deformacional complexa, relacionada a episódios de caráter contracional ainda pouco conhecidos.
Foram identificadas, de forma subordinada, rochas de composição básica, deformadas e recristalizadas em condições de metamorfismo regional progressivo, sob a forma de xenólitos ou enclaves de formas e dimensões variadas, apresentando-se em diferentes graus de assimilação com relação às “encaixantes” granitóides e tonalitóides. Igualmente, com caráter muito restrito, observam-se pequenas exposições de rochas de paraderivação (biotita gnaisses e biotita-granada gnaisses), notadamente na região próxima ao limite entre o Domínio Ariquemes-PortoVelho e Central de Rondônia, associadas tectonicamente aos gnaisses tonalíticos e metaultramáficas de fácies anfibolito.
Os dados geocronológicos para as rochas do Complexo Jamari indicam para os ortognaisses tonalíticos, quartzo-dioríticos e enderbíticos, idades U-Pb de 1750 ± 24 Ma, 1761 ± 3 Ma (MSWD=0.43) e 1730 ±22 Ma, respectivamente (Payolla, 2002, Santos, 2002).

Formação Mutum-Paraná
Lobato et al. (1966 ) denominaram de Formação Mutum-Paraná os quartzitos e filitos que ocorrem na região de São Lourenço, Limeira Mutum-Paraná e Abunã, sobretudo na margem esquerda do rio Madeira.
Os litotipos dominantes da Formação Mutum-Paraná são quartzitos, quartzo arenitos, siltitos, filitos, ardósias, argilitos, arenitos arcosianos, metachert, metatufos a cinza, respectivamente intercalados, bem como seus respectivos correspondentes gerados por metamorfismo de contato devido à ação térmica induzida pela intrusão dos “Younger Granites de Rondônia”. As relações de contato entre essa unidade e o seu embasamento estão marcadas por discordâncias erosivas e por zonas de cisalhamento dúcteis e dúcteis-rúpteis de grande expressão; as zonas de contato com os Younger Granites de Rondônia são marcadas pela ocorrência de rochas cornubianíticas e rochas cataclásticas.
O metamorfismo de baixo grau, fácies xisto-verde inferior, não tem caráter generalizado e manifesta-se de forma a transformar completamente as rochas vulcano-sedimentares quando associado às grandes estruturas de cisalhamento dúcteis, promovendo a quase verticalização dos estratos.

Suíte Metamórfica Quatro Cachoeiras
As rochas desta suíte são representadas por uma associação de paragnaisses que possuem uma continuidade de exposições a leste do maciço Santa Clara (a NE de Ariquemes) e ao longo do rio Quatro Cachoeiras, entre Ariquemes e Jarú, além de outras lentes descontínuas dispersas a oeste da serra da Providência. Outros litotipos também fazem parte da unidade tais como horblenda-biotita ortognaisses granodioríticos e mica-xistos. Os primeiros, afloram próximos de Mutum-Paraná como morros isolados emersos em uma área peneplanizada.
A associação de paragnaisses é dominada por migmatitos metapelíticos bandados, constituídos por bandas cinza ou preta de 1 a 10 mm de sillimanita, granada, biotita, cordierita, ilmenita e melanossoma de ortopiroxênio, alternadas com bandas irregulares de 5 a 50 mm de plagioclásio, quartzo, K-feldspato, ortopiroxênio e granada, que constituem o leucossoma. Raros gnaisses calcissilicáticos também fazem parte da associação de paragnaisses. A cristalização metamórfica e anatexia aconteceu sob condições de fácies anfibolito superior-granulito.
Zircões detriticos dos migmatitos metapelíticos forneceram idades que variaram no intervalo de 1673 a 1808 Ma (Payolla et al., 2002). Portanto, esses dados indicam a idade das rochas fonte sendo que a idade de 1673 pode ser considerada com a idade máxima da sedimentação da unidade.

Suíte Intrusiva Serra da Providência
A Suíte Serra da Providência, embora não ocorra na área de abrangência do Projeto Madeira, ocupa uma importante porção na parte centro-leste de Rondônia, identificada com um expressivo conjunto de corpos granitóides, sendo o batólito Serra da Providência e vários stocks que se estendem inclusive aos estados do Mato Grosso e Amazonas. Está sendo mencionada em decorrência de citações de correlação com as Suítes Santo Antônio, Teotônio e outras.
Os granitos e rochas associadas são intrusivos no Complexo Jamari, embora sejam raras as evidências diretas de relações de contato, como xenólitos da encaixante nos granitos.
As idades geocronológicas dos granitos apresentam amplo espectro, desde 1606 ± 24 Ma, 1573 ± 15 Ma 1566 ± 5 Ma e 1554 ± 47 Ma.

Granito Serra da Muralha
O Granito Serra da Muralha, que edifica a serra homônima, distribui-se na margem esquerda do rio Madeira estendendo-se desde o igarapé São Simão, à norte, até o igarapé dos Ferreira, à sul. Ocorre na forma de um expressivo batólito com alongamento maior na direção NE-SW.
As rochas representativas da unidade correspondem essencialmente de monzogranitos e sienogranitos com variável grau de deformação, onde ocorrem desde tipos isotrópicos até granitos com trama milonítica a augen-gnaisses. Enclaves máficos são relativamente freqüentes nos granitos, apresentando forma amebóide e de pequena dimensão.
Mineralogicamente, os granitos apresentam as fases majoritárias representadas por feldspato alcalino, quartzo e plagioclásio, tendo a hornblenda e biotita como os varietais mais comuns. Os minerais acessórios mais comuns estão representados por fluorita, apatita, allanita e zircão.
Dados geocronológicos desta unidade são ausentes. Entretanto, face a sua similaridade petrotectônica e mineralógica com os granitos da Suíte Intrusiva Serra da Providência, sugere-se geração contemporânea aos granitos acima citados (entre 1.60 a 1.54 Ga).

Suíte Metamórfica Rio Crespo
Os gnaisses graníticos finos e granulitos charnockíticos associados que ocorrem na porção centro-oriental de Rondônia, foram agrupados por Payolla et al., (2001), na Suíte Intrusiva Rio Crespo. Rizzotto et al., 2004, adequaram a denominação para os mesmos tipos litológicos em Suíte Metamórfica Rio Crespo estendendo seus limites a oeste até o médio curso do rio Jaci-Paraná.
Os gnaisses graníticos apresentam coloração rosa a cinza-esverdeada, granulação fina a média, com bandamento gnáissico alternado entre bandas de quartzo + plagioclásio + feldspato alcalino e bandas escuras de hornblenda + granada + magnetita + titanita. A ocorrência de xenólitos de metacharnockito (1560 Ma) e de granulitos de 1730 Ma, indicam o caráter intrusivo desta unidade nas rochas do “embasamento”. Anfibolitos em forma de lentes dobradas e estriccionadas fazem parte da suíte, sugerindo, por vezes, hibridismo entre eles e os gnaisses graníticos.
Os dados geoquímicos indicam tratar-se de rochas metaluminosas a levemente peraluminosas, com feições similares aos granitos tipo A e intra-placas.
Os dados geocronológicos conseguidos para rochas desta unidade, através do método U-Pb, indicam idades de 1424±10 Ma para o granulito charnockítico e 1433±11 Ma para o gnaisse granítico (Payolla et al., 2001).

Suíte Intrusiva Santo Antônio
Vários corpos granitóides rapakivíticos, a princípio correlacionados ao granito tipo Serra da Providência, foram individualizados, recebendo denominação própria, a exemplo do granito Santo Antônio, situado entre os rios Madeira e das Garças, às proximidades de Porto Velho, apresentando forma irregularmente ovalada, com superfície de cerca de 45 km².
São corpos intrusivos no cristalino sob forma de batólitos/stocks. O posicionamento estratigráfico foi definido mais em função de determinação geocronológica do que por relação de campo, exceção feita ao contato intrusivo observado com rochas do Complexo Jamarí.
Payolla (1994 ), em mapeamento da pedreira REMA, situada na porção nordeste nas proximidades da cidade de Porto Velho, identificou duas unidades graníticas com evidências de interação com magmas básicos constituídas por:


  1. biotita monzogranito de granulação grossa, equigranular a localmente porfirítico e sienogranito com esparsas texturas rapakivi e anti-rapakivi;




  1. biotita monzogranito equigranular de granulação média,

Outros litotípos fazem parte do batólito, mas com dimensões reduzidas, como hornblenda-biotita-quartzo monzonnito, diques pegmatíticos e aplíticos, rochas híbridas e raros diques de diabásio sin-plutônicos.


As rochas graníticas exibem contatos nitidamente intrusivos com as suas encaixantes, caracterizados pela presença no seu interior, de xenólitos de rochas do embasamento, tais como ortognáisses, quartzo-dioríticos e rochas calcossilicatadas. Relações de contato entre os granitos de granulação grossa e os de granulação média podem ser observados nos afloramentos na região da cachoeira de Santo Antônio.
Os dados isotopicos U/Pb em zircão forneceram uma idade de 1.406Ma mais ou menos 32Ma para a amostra do biotita monzogranito grosseiro ( Bettencourt et al. 1997 )

Suíte Intrusiva Teotônio
A Suíte Intrusiva Teotônio inclui rochas granitóides e sienitóides, de natureza hipersolvus, tendo sido dividida em três tipos na seguinte ordem de predominância: Alcalifeldspato granito, maciço de granulação grossa; Alcalifeldspato granito, bandado de granulação média; e Alcalifeldspato-quartzo sienito/sienogranito, de granulação média a grossa;
Os Alcalifeldspato granito, bandados são cortados por corpos tabulares de alcalifeldspatos sienitos de granulação fina a média e também por diques sin-plutônicos de rochas intermediárias ( dioritos monzodioritos e monzonitos )
Os dados petrográficos da Suíte Intrusiva Teotônio sugerem um “ trend “ evolutivo similar ao defenido para as séries alcalinas metaluminosas saturadas em sílica ( série sódico-alcalina de Bowden et al., 1984 ).
O predomínio de rochas granitóides e sienitóides com caráter hipersolvus sugere cristalização em condições anidras e em altas temperaturas com posicionamento em níveis crustais rasos. Dados isotopicos U/Pb em zircão nas rochas graníticas forneceram idade de 1.387Ma mais ou menos 16Ma ( Tosdal et al., 1996 ).

Suíte Intrusiva Alto Candeias
As rochas graníticas da região do Alto Candeias, baseados em dados geocronológicos, foram denominadas de Suíte Intrusiva Alto Candeias, Bettencourt et al. (1997) . Grande número de corpos constituintes da suíte situam-se a norte do Maciço Alto Candeias, sendo um deles o Maciço Massangana, além de outros corpos menos expressivos.
O Maciço Alto Candeias exibe uma forma alongada de direção WNW- ESE, sendo que as suas verdadeiras dimensões são ainda desconhecidas. O contato com as encaixantes é marcado por uma zona de cisalhamento transcorrente dextral no seu limite norte, enquanto que a borda sul é recoberta pelas rochas básicas da Formação Nova Floresta e pelas rochas sedimentares da Formação Palmeiral (Graben dos Pacaás Novos). É composto predominantemente por granitos porfiríticos de granulação média a grossa, texturalmente piterlíticos e, em menor quantidade, eqüigranulares de granulação fina a média, aplitos e sienitos eqüigranulares de grão fino a médio. Os primeiros são com posicionalmente de finidos como hornblenda-biotita monzo-granitos, biotita monzogranitos e quartzo monzonitos e possuem cristais ovóides e tabulares centimétricos de feldspato alcalino pertítico, esporadicamente manteados por plagioclásio.
As rochas charnockíticas, anteriormente inseridas no Complexo Xingu, também fazem parte da suíte, com a principal ocorrência situada na borda SE do Maciço Alto Candeias, além de outros corpos de menor expressão na porção central do mesmo, os quais exibem contato transicional com os granitos.
Os dados isotópicos Rb/Sr em granitos porfiríticos e piterlíticos forneceram idades isocrônicas em torno de 1.358Ma, (Bettencourt et al., 1995). Os dados U-Pb (método convencional) em zircão nas mesmas amostras forneceram idade de 1346 ± 5 Ma e 1338 ± 4 Ma (Bettencourt et al. 1999). Dados U-Pb em SHRIMP de um biotita-hornblenda monzogranito resultou numa idade de 1339 ± 7 Ma (Santos et al. 2002).

Suíte Intrusiva São Lourenço-Caripunas
A primeira denominação formal foi proposta por Leal et al.(1978), os quais denominaram de Efusivas Ácidas do Caripunas as rochas vulcânicas situadas nas bacias dos Rios São Lourenço e Caripunas. Posteriormente, Bettencourt & Dall’Agnol (1987), denominaram de Granitos Rapakivi Jovens de Rondônia os plútons de São Lourenço e Igarapé Preto, citando diferentes fases intrusivas associadas aos granitos rapakivi (viborgitos e piterlitos). Adamy & Ro manini (1990), constataram a ocorrência de vulcânicas ácidas associadas sob a forma de diques. Recentemente, Bettencourt et al. (1995), denominaram a unidade de Complexo São Lourenço-Caripunas e incluiram nesta unidade outros stocks graníticos, como São Sebastião, Abunã e Igarapé Preto. Mais tarde estes autores incluem na unidade alguns corpos de quartzo-feldspato pórfiros e gabros e a denominam de Suíte Intrusiva São Lourenço-Caripunas.
Esta suíte aflora na margem esquerda do trecho nordeste do rio Madeira, na região da vila de Mutum-Paraná, onde as rochas encontram-se parcialmente encobertas por sedimentos dos terraços atuais do referido rio. O batólito principal, que possui dimensões de 60km x 20km, apresenta características petrotectônicas de posicionamento epizonal, mostrando evidências de ter sido gerado por vários pulsos de magma granítico de natureza rapakivítica, associados a rochas quart-zo-feldspáticas sub vulcânicas, diques pórfiros e rochas máficas.
Composicionalmente os sienogranitos são os tipos dominantes, representados por variedades piterlíticas e viborgíticas (estes ocorrem em pequena quantidade na região de Caripunas). Subordinadamente ocorrem os quartzo sienitos, monzogranitos e alcalifeldspato granitos.
As fácies mais evoluídas ocorrem em São Lourenço e são representadas por granitos hipersolvus do tipo biotita sienogranitos e biotita-alcalifeldspato granitos eqüigranulares. Nessa região as variedades porfiríticas são dominantes, com a presença esporádica de enclaves microgranulares de composição diorítica. Além dessas características, apresentam como mineralogia principal o ortoclásio micropertítico, hornblenda ferro-titanífera (hastingsita) e biotita. Possuem como acessórios o zircão, ilmenita, magnetita e titanita. Já os granitos de Caripunas apresentam caráter subsolvus e estão fortemente afetados por processos de alteração tardia a pós-magmática nas quais ocorrem associadas a mineralização de cassiterita.
Os granitos rapakivi são predominantemente metaluminosos a levemente peraluminosos, enquanto que os alcalifeldspato granitos são de natureza peralcalina.
Na área de implantação das obras do AHE JIRAU, o corpo tem extensão aflorante da ordem de 3,5 Km2, no leito e margens do rio Madeira, apresentando rochas subvulcânicas caracterizadas como Granitos (riolitos) pórfiros.

O corpo “riolítico” se estende por alguns kilômetros sobretudo na margem esquerda; ocorre nas elevações com blocos e raros afloramentos de rocha parcialmente recoberta por restos de conglomerados da Formação Palmeiral, e afloramentos bem defenidos nas drenagens mais profunda, com blocos de riolito e cascalho grosseiro no leito.

Os dados de isótópicos Rb/Sr forneceram uma idade de 1.268Ma mais ou menos 15Ma ( Tassinari, 1984 ). Análises de U/Pb convencionais determinaram para os litotipos idades em torno de 1.312Ma ( Bettencourt et al., 1997 ). ( Geologia e Recursos Minerais do Estado de Rondônia, CPRM, 1999).



Formação Nova Floresta
Trabalhos pioneiros como o de Souza et al .(1975), descrevem uma associação de rochas básicas no domínio da serra dos Pacaás Novos, e admitem seu posicionamento crono-estratigráfico como mais jovem do que outras unidades précambrianas na região. Leal et al . (1978) denominam de Formação Nova Floresta uma associação de rochas basálticas, em forma de sill, com pelo menos 120m de espessura, intercaladas com arenitos arcosianos. Torres et al . (1979) passaram a chamar de Magmatitos Básicos Nova Floresta a unidade omposta por rochas gabróides, basaltos e diabásios que ocorrem no sopé, baixa e média encosta da serra dos Pacaás Novos.
As principais exposições destes litótipos encontram-se nas cabeceiras do rio João Câmara e do igarapé Nova Floresta aflorando, geralmente, sob a forma de blocos.
Os basaltos são os litótipos mais representativos da unidade, estruturalmente maciços, às vezes exibindo disjunção colunar, granulação fina a afanítica, com freqüentes amígdalas preenchidas por epidoto e carbonato. Essas rochas bordejam continuamente a escarpa de arenitos tanto a norte quanto a sul da serra. Afloram desde as cabeceiras do igarapé Nova Floresta até as proximidades do rio Jaci-paraná, compreendendo uma área aproximada de 45km x 6km. Na área da bacia Hidrográfica do rio Madeira, afloram diques de diabásio que, preliminarmente, estão sendo inseridos na Formação Nova Floresta.
A granulação é média a grossa, e esporadicamente exibem cumulados de piroxênio e olivina e mostram-se entre-cortados, em direção aleatória, por vênulas centimétricas de epidoto, as quais fornecem uma coloração esverdeada à rocha. Trata-se de basaltos alcalinos, cujas datações radiométricas pelo método K/Ar forneceram idades que variam entre 967 mais ou menos 17 a 1.098 mais ou menos 17Ma. (Projeto RADAM BRASIL).

Formação Palmeiral
A cobertura sedimentar proterozóica do estado de Rondônia foi inicialmente estudada e definida na vila de Palmeiral, situada nas margens do rio Madeira, no km 159 da BR – 364, recebendo a denominação de Formação Palmeiral. Posteriormente esta terminologia foi estendida até as serras dos Pacaás Novos e Uopianes. Souza et al . (1975)
Esta unidade é constituída principalmente de ortoconglomerados e arenitos, cuja análise faciológica indicou terem sido depositados por um sistema fluvial entrelaçado (braided ), com seção tipo bem representada na serra dos Pacaás Novos. Com base na análise, principalmente de litossomas e estruturas sedimentares, foram definidas seis litofácies: ortoconglomerado maciço ou com estratificação incipiente (Gm); arenito com estratificação horizontal (Sh); arenito com estratificação cruzada acanalada (St); arenito com estratificação cruzada planar (Sp); arenito com estratificação cruzada sigmoidal (Sl) e arenito maciço (Sm). O código usado para designar estas fácies é modificado de Miall (1978, 1996).
Os ruditos da Formação Palmeiral são ortoconglomerados polimíticos, constituídos essencialmente por clastos de quartzo arenito, quartzo, sílex, quartzito e rochas vulcânicas ácidas, com tamanhos variando de 9 a 16cm.
Os arenitos da Formação Palmeiral são finos a médios, ocorrendo subordinadamente frações grossas. De acordo com os parâmetros da classificação de Folk (1974), este arenito pode ser classificado como um quartzo arenito.
A cobertura sedimentar do Meso/Neoproterozóico, representada pela Formação Palmeiral no estado de Rondônia, estende-se através do estado do Mato Grosso até o território boliviano. No estado de Rondônia, nas serras dos Pacaás Novos e Uopianes e na região de São Lourenço, é constituída de conglomerados e arenitos. Se estende no estado do Mato Grosso na serra de São Vicente, em território boliviano, os sedimentos de cobertura plataformal sustentam a serra Huanchaca (denominada de São Vicente no Brasil) e afloram amplamente no rio Santo Corazón, onde são designados de Grupo Sunsas (Litherland et al .,1986).
As associações faciológicas mostram que a sedimentação, durante o Meso-Neoproterozóico, na borda oeste do Cráton Amazônico, começou em ambiente fluvial braided / leque aluvial, mudou depois para condições marinhas e voltou, finalmente, para fluvial. De acordo com os dados faciológicos obtidos da Formação Palmeiral, a transgressão marinha não alcançou a serra dos Pacaás Novos. Entretanto, sedimentos marinhos poderiam estar ocultos na parte inferior, não aflorante, dessa formação. A correlação da Formação Palmeiral com pelo menos parte do Grupo Aguapeí é muito provável, sustentada pelos padrões faciológicos e de paleocorrentes.
A cerca de 2 Km a montante da cachoeira do Jirau, nas margens e ilhas do leito do rio Madeira ocorrem arenitos-conglomeráticos e conglomerados médio e grosseiro, sobre os corpo “Riolítico Jirau”.

Suíte Intrusiva Rondônia
Younger Granites de Rondônia, sobre esta denominação ( Kloosterman, 1968) incluiu vários complexos graníticos situados principalmente na porção centro-oriental do estado de Rondônia. Mais tarde, Tassinari (1984) incluiu todos granitos com idade de 997 mais ou menos 40Ma, na Suíte Rondoniana, e mais recente Bettencourt et al (1997), os datou na faixa de 998-991Ma.
Os dados geocronológicos indicam um magmatismo de curta duração, restrito às áreas de Ariquemes e Porto Velho, possivelmente relacionado à movimentação final das transcorrências N-S e NE-SW que limitam os complexos Jaru/Jamari.
Ocorrem como batólitos e stocks epizonais multifásicos, e apresentam forma subcircular variando de 2 a 25Km de diâmetro, natureza típica cratogênica, de característica subvulcânicas, intrusivos nas rochas do complexo Jamari.
Através da características petrográficas e químicas, as rochas graníticas foram separadas em dois tipos principais: o grupo dominante, apresenta feições subsolvus e subalcalinas, enquanto que o outro grupo, mais restrito, apresenta caráter hipersolvus e afinidade alcalina. Os primeiros constituídos de três fases: biotita monzogranito e sienogranito porfirítico ( a mais precoce ), biotita sienogranito e alcalifeldspato granito ( a fase intermediária) e a terceira, albita granito e quartzo-feldspato pórfiro.

Formações Cenozóicas:

Formação Solimões

A referida unidade constitui-se de depósitos dominantemente argilosos, em pacotes homogêneos e de estrutura maciça, com pequenas intercalações centimétricas de silte e areia. Encontram-se separadas do pacote superior (Fm. Jaci-Paraná) por discordância erosiva.


As exposições desta unidade na área do projeto são escassas, de formas que torna-se difícil relacionar essa sedimentação pelítica unicamente aos processos de sedimentação fluvio-lacustre que deram origem a Fm. Solimões.
Alguns aspectos desses depósitos, incluindo o predomínio acentuado de argilas em camadas internas, sucedendo-se verticalmente e gradando lateralmente para sedimentos mais grossos, sugerem também uma possível origem relacionada a movimentos de material lamoso ou corridas de lama associadas a leques aluviais.


Coberturas Sedimentares Indiferenciadas

Os sedimentos representam depósitos de leques aluviais, coluviais, planícies de inundação e lagos e são constituídos por areia, silte, argila, cascalho, além de laterita imatura. No trecho do Alto-Estrutural Guajará-Mirim-Porto Velho, os depósitos de planície de inundação são restritos a faixas localizadas próximas ao canal principal do rio Madeira, com exceção na região de Abunã, onde o rio inflete bruscamente para NE, assumindo uma direção aproximada de N60°E, ao longo da qual se formou uma extensa planície fluvial, denominada de Bacia do Abunã (Souza Filho et al. 1998), originada em função da queda brusca do gradiente topográfico, provavelmente relacionado a abatimentos de blocos, sendo estes depósitos holocênicos, juntamente com os depósitos pleistocênicos, denominados por Adamy & Romanini (1990) de Formação Jaciparaná.


O ambiente de planície de inundação constitui áreas planas cujos depósitos sedimentares recentes encontram-se densamente vegetados por floresta aluvial.
As coberturas Sedimentares Indiferenciadas são desprovidas de fósseis. Assim sendo, utilizou-se os dados sedimentológicos (texturais e estruturais), geomorfológicos e a lateritização subsequente, para posicionar cronoestratigraficamente essa unidade no plioceno ao holoceno.


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