UNIVERSIDADE FEDERAL DE RORAIMA

CURSO BACHAREL EM GEOLOGIA

RIANE CASTRO DE MOURA

GEOLOGIA REGIONAL E LOCAL QUE OCORRE AO LONGO DA BR-

174 – MUNICÍPIO DE PRESIDENTE FIGUEIREDO

Boa Vista – RR 2014

RIANE CASTRO DE MOURA

GEOLOGIA REGIONAL E LOCAL QUE OCORRE AO LONGO DA BR-

174 – MUNICÍPIO DE PRESIDENTE FIGUEIREDO

Trabalho apresentado à Universidade Federal de Roraima - UFRR, como requisito parcial à obtenção de nota na disciplina de Geoquímica.

Boa Vista -RR 2014

SUMÁRIO

1 INTRODUÇÃO ...................................................................................................... ..04

2 CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA REGIONAL ....................................... ..05

3 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO .................................................... ..10

4 CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DO LOCAL ........................................ ..12

4.1 FORMAÇÃO NHAMUNDÁ .......................................................................................... ..12

4.2 FORMAÇÃO PROSPERANÇA ................................................................................... ..13

4.3 SUÍTE INTRUSIVA MAPUERA ................................................................................... ..14

4.4 GRUPO IRICOUMÉ .................................................................................................... ..15

4.5 FORMAÇÃO ALTER DO CHÃO ................................................................................. ..16

4.6 FORMAÇÃO PITINGA ................................................................................................ ..18

CONCLUSÃO ............................................................................................................ ..19

1. INTRODUÇÃO

O Município de Presidente Figueiredo apresenta interessantes sítios

geológicos/paelontológicos que representa parte da história geológica do nosso

planeta, constituído por dois domínios litoestratigráficos distintos: O primeiro,

composto por rochas proterozóicas, predominantemente ígneas e metamórficas que

integram a porção sul do Escudo das Guianas, correspondendo à porção

setentrional do Cráton Amazônico, situado a norte da bacia do Amazonas. O

segundo, por rochas fanerozóicas depositadas na própria bacia sedimentar

intracratônica do Amazonas.

2. CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA REGIONAL

A região de Presidente Figueiredo é composta por duas importantes unidades

geotectônicas, o Escudo das Guianas e a Bacia Sedimentar do Amazonas.

A primeira representa embasamento cristalino ou “cráton” e é composta

predominantemente por rochas ígneas e metamórficas de idade Paleoproterozoica

como granitos, gnaisses, xistos e migmatitos. A segunda unidade geotectônica,

composta predominantemente por rochas sedimentares de idade Paleozoica como

arenito e folhelhos representa a cobertura sedimentar intratectônica ou a sinéclise

paleozoica que recobre a porção sul do Escudo das Guianas. O limite entre as duas

unidades ocorre aproximadamente no km 130 da rodovia BR-174, ao norte da

cidade de Presidente Figueiredo.

Ao final do Eon Proterozoico, após a estabilização da plataforma sul-

americana, teve inicio a deposição sobre o embasamento cristalino

paleoproterozoico ou Escudo das Guianas das rochas que constituem a cobertura

sedimentar. Os depósitos mais antigos são representados pelos arenitos e

conglomerados da Formação Prosperança, integrante do Grupo Purus e indicam

possivelmente um ambiente de deposição fluvial-costeiro (sistema deltaico)

relacionado à fase rifte (evento tectônico distensivo) que culminou na formação da

sinéclise do Amazonas.

A Bacia do Amazonas é uma bacia sedimentar intracratônica que ocupa uma

área de aproximadamente 500.000 km2, com uma evolução geológica de cerca de

500 Ma. É situada na região norte do Brasil, entre os Estados do Pará e Amazonas.

A seção sedimentar paleozoica é limitada por dois escudos Pré-Cambrianos, o das

Guianas a norte e o de Guaporé ao sul do Cráton Amazônico. A leste separada da

Bacia de Marajó pelo Arco do Gurupá e a oeste separada da Bacia dos Solimões

pelo Arco de Purus.

As primeiras rochas sedimentares paleozoicas da bacia ocorrem no

Ordoviciano superior e siluriano, sendo representadas pelo Grupo Trombetas,

Formações:

I) Autás-Mirim, com arenitos e folhelhos neríticos;

II) Nhamundá, com arenitos neríticos e depósitos glaciogênicos;

III) Pitinga, com folhelhos e diamictitos marinhos;

IV) Manacapuru, com arenitos e pelitos neríticos e litorâneos.

A deposição dessas rochas ocorreu alternando sedimentos glaciais e

marinhos com ingressões de leste para oeste, posicionando-se sobre o Arco Purus,

o qual impedia a conexão com a Bacia dos Solimões (localizada a oeste da Bacia do

Amazonas). Já no limite leste da Bacia do Amazonas a sedimentação ultrapassou o

Arco de Gurupá, conectando-se com as bacias do noroeste africano.

No devoniano após, a discordância relacionada à Orogenia Caledoniana,

ocorreu um novo ciclo transgressivo-regressivo com sedimentação marinha e novas

incursões glaciais, também sem conexão com a Bacia de Solimões, mas que se

estendeu até as bacias africanas. Esse ciclo abrange o Grupo Urupadi, Formações:

I) Maecuru, com arenitos e pelitos neríticos e deltaicos;

II) Ererê, com siltitos, folhelhos e arenitos neríticos e deltaicos.

Figura 1: Mapa de localização da Bacia do Amazonas

Fonte: NAZARÉ, 2007.

E o Grupo Curuá, Formações:

I) Barreirinha, pacote de 250 metros de espessura de folhelhos negros de

transgressão marinha global, considerado como registro de máximo paleobatimétrico

da bacia;

II) Curirí, com diamictitos, folhelhos e siltitos de ambiente glacial;

III) Oriximiná, com arenitos e pelitos de ambiente fluvial regressivo;

IV) Faro, com arenitos e flúvio-deltaicos.

No final desse ciclo, devido a Orogenia Eo-Herciniana, houve um recuo do

mar e em consequência disso à bacia sofreu um extenso processo erosivo.

Com o final da Orogenia Eo-Herciniana registrou-se um novo ciclo

transgressivo-recessivo entre o Pensilvaniano e Permiano, associado a mudanças

climáticas significativas de frio para quente e árido. Esse ciclo corresponde às

rochas do Grupo Tapajós, Formações:

I) Monte Alegre, com arenitos eólicos e rios deserto (depósito de wadis: rios

sazonais), intercalados por siltitos e folhelhos de interdunas e lagos e delgados

depósitos carbonáticos no topo;

II) Formação Itaituba, com espessos pacotes calcários predominantemente de

inframaré, intercalados com depósitos evaporíticos mais espessos em direção ao

topo da formação;

III) Formação Nova Olinda, com evaporitos de planície de sabkha (planícies

salgadas costeiras), depositados durante o final do carbonífero.

O Permiano é marcado pela Formação Andirá, que registra o final desse ciclo

e é caracterizada por uma sedimentação continental, com siltitos, arenitos e

folhelhos avermelhados, com raros níveis de anidrita e calcário. Esses níveis

evaporíticos indicam, segundo Szatmari et al. (1975) que as condições climáticas

permaneciam as mesmas, mas o aumento do influxo detrítico continental era

resultante do aumento do relevo causado pela Orogenia Tardi-Herciana.

Ainda no Mesozoico a bacia sofreu distensão na direção leste-oeste, gerando

fraturamentos regionais e um intenso magmatismo básico na forma de soleiras e

enxames de diques de diabásio. A abertura de espaços preenchidos pelos diques de

diabásio está relacionada ao final dos esforços Gondwana no Permo-Triássico. Os

diques básicos Juro-Triássicos ocuparam as fraturas originadas ou reativadas

durante a separação das placas das africana e sul-americana no rifteamento inicial

que daria origem ao atual Oceano Atlântico.

A abertura do Oceano Atlântico Norte, durante o início do Jurássico, foi

responsável por um período de intenso magnetismo na região Amazônica, chamado

Magmatismo Penatecaua. Este tectonismo pré-Cretáceo foi o maior causador

configuração atual dos sedimentos paleozoicos da Bacia do Amazonas. Este

tectonismo causou grande soerguimento e erosão das bordas sul e norte,

possibilitando o aparecimento da seção paleozoica em afloramentos nestas áreas e

limitando os sedimentos cretáceos à porção central da bacia.

Com o término dos esforços compressionais, no final do Mesozoico, teve

início um novo ciclo deposicional Cretáceo-Terciário registrado pelo Grupo Javari,

Formações:

I) Alter do Chão, com arenitos fluviais;

II) Solimões, composta por rochas pelíticas contendo restos de moluscos e

vegetais.

Por fim, a cobertura quaternária com sedimentos provenientes da cadeia de

montanhas Andina, é a última registrada na coluna estratigráfica da Bacia do

Amazonas (SCOMAZZON, 2004).

Na região de Presidente Figueiredo são descritas extensas coberturas

argilosas recobrindo a Formação Prosperança, Nhamundá, Alter do Chão e rochas

ígneas do embasamento, e são interpretadas como perfis lateríticos maturos e

imaturos formados no intervalo Terciário Inferior a Plio-Pleistoceno (CARVALHO,

2005).

Figura 2: Carta Estratigráfica da Bacia do Amazonas

Fonte: http://www.cprm.gov.br/gis/carta_amazonas.htm

3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA A SER ESTUDADA

3.1. Município de Presidente Figueiredo

O Município de Presidente Figueiredo situa-se na porção nordeste do Estado

do Amazonas, Região Norte do Brasil e tem seus limites definidos de acordo com o

Decreto nº. 1.707 de 23 de outubro de 1985, publicado no Diário Oficial de

08.09.1986. Ao norte faz fronteira com o estado de Roraima, a leste com os

municípios de Urucará e São Sebastião de Uatumã, ao sul com os municípios de

Itapiranga, Rio Preto da Eva e Manaus, e a oeste com o município de Novo Airão.

O município está delimitado pela linha do Equador e o paralelo 3º00’00” e

pelos meridianos 61º30’00” e 58º30’00” perfazendo uma área de 24. 781km2.

3.2. Rodovia BR-174

A BR-174 foi concluída em 1977, ligando a cidade de Manaus a Caracaraí,

em Roraima, rodovia longitudinal, atualmente interliga os estados brasileiros de

Roraima e Amazonas à Venezuela, num total de 974km.

Figura 3: Mapa Local – Unidades Geológicas em torno da BR-174

Fonte: http://ppegeo.igc.usp.br/pdf/rbg/v39n1/v39n1a02.pdf

4. CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DO LOCAL

4.1- FORMAÇÃO NHAMUNDÁ

O Grupo Trombetas é constituído por várias formações geológicas, sendo a

Formação Nhamundá a unidade dominante, formando uma faixa disposta segundo a

direção leste-oeste, praticamente conicidente com o traçado da rodovia AM-240. Esta

faixa de exposição se inicia no km 129 da rodovia BR-174 e termina no km 99, próximo

ao rio Urubu. Os afloramentos desta representam depósitos litorâneos acumulados em

praia rasa. A praia paleozoica é materializada por camadas com cerca de 10 metros de

espessura de quartzo-arenitos finos a grossos, bem selecionados de cor branca

acizentada com estratificação plano-paralela, intercalados com folhelhos, siltitos e

diamictitos, contento abundante registros fósseis.

O ambiente de sedimentação é fluvial e litorâneo sob condições glaciais. Na

região de Presidente Figueiredo, os autores ainda esboçaram a seguinte evolução para

a Formação Nhamundá: 1 – sedimentação foreshore/ shoreface; 2 - avanço de lençóis

de gelo sobre o litoral provocando deformação nos sedimentos e 3 – recuo do gelo e

re-instalação dos ambientes em (1). Repousa em discordância às rochas do

embasamento e Formação Prosperança. Em sub-superfície o contato é concordante

com o Formação Autás-Mirim, através da passagem da intercalação de siltito e arenito

esverdeados para um arenito esbranquiçado da Formação Nhamundá.

Lange (1967) postulou para a formação uma idade no intervalo Neo- Ordoviciano

ao Eo-Siluriano, baseado na presença de graptólitos e diamictitos correlatos àqueles

tilitos do Ordoviciano - Siluriano da costa Oeste Africana.

Quadros et al. (1990) a posicionam no Eo-Siluriano, fundamentados nas idades

dos quitinozoários. Análises bioestratigráficas efetuadas por Grahn (199, 1992) e Grahn

& Paris (1992) estabeleceram uma idade neo-ordoviciana (llandoveriana – eo-

wenlockiana) para a formação.

Fonte: http://cbms1bio.blogspot.com.br/

4.2- FORMAÇÃO PROSPERANÇA

A Formação Prosperança de idade neoproterozóica pertencente ao Grupo

Purus, aflora numa faixa estreita e descontínua de direção WSW-ENE, ao sul do

município de Presidente Figueiredo, ou em grabens balizados por lineamentos WNW-

ESE e NE-SW. As camadas desta unidade exibem mergulhos de até 9° para sul e

consistem predominantemente em arenitos arcosianos médios a grossos, em

conglomerados e siltitos de coloração marrom avermelhada. Predominam como

principais estruturas sedimentares desta unidade as estratificações cruzada acanalada,

estratificação e laminação plano-parelela estratificação cruzada sigmoidal, laminação

cruzada cavalgante, estruturas de sobrecarga e marcas onduladas.

As litofácies da Formação Prosperança estão organizadas em uma sucessão

retrogradante representativa, em grande parte, de um sistema deltaico. Nogueira

(1999), em observação às exposições sedimentares contínuas e isoladas da BR-174

(Km 129 e 161 a 166), reconheceu cinco associações de fácies sedimentares para a

formação, que inclui depósitos de planície deltaica relacionada a um delta alongado

com desembocadura em mar raso: 1 – distributário fluvial; 2 – desembocadura de baía;

3 – canal de crevasse; 4 – preenchimento de baía e, 5 – shoreface com tempestitos.

As melhores exposições da Formação Prosperança no município alcançam até 12 m

de espessura e são encontradas nos kms 129 e 160 da rodovia BR-174.

Figura 4: Formação Nhamundá.

Fonte: http://www.cprm.gov.br/publique/media/recmin_pf.pdf

4.3. SUÍTE INTRUSIVA MAPUERA

A denominação “Mapuera” deve-se a Geomineração (1972) na designação de

granitos aflorantes no rio homônimo, região noroeste do Pará. São dezenas de corpos

batolíticos e estoques distribuídos por toda a região que compreende o oeste da divisa

entre o Amapá e o Pará, até a porção sul de Roraima, perfazendo uma área com cerca

de 175.000 km2.

A Suíte Intrusiva Mapuera é representada por corpos granitoides anorogênicos.

É constituída por granitos leucocráticos, róseos, eqüigranulares a ineqüigranulares de

granulometria média a grossa, geralmente isótropos e homogêneos, que apresentam

composição monzogranítica a sienogranítica. Apresentam-se, por vezes, intensamente

brechados, principalmente próximo ao contato com outras unidades. É comum o

intercrescimento gráfico além de hornblenda e biotita intersticiais, evidenciando uma

fase de cristalização tardia. Apresentam no mínimo duas gerações de quartzo e o

plagioclásio ocorre em proporção subordinada, comumente com bordas mirmequíticas.

Os acessórios são minerais opacos, apatita, zircão, allanita, titanita e fluorita. Os

minerais de natureza secundária são clorita, sericita, epidoto e argilo-minerais.

A assinatura geoquímica da suíte Mapuera aponta para tipos metaluminosos a

peraluminosos, eventualmente peralcalinos, enriquecidos em SiO2, Al2O3, K2O, Na2O,

Zr, Nb, Y e Ga, compatíveis com as associações graníticas subalcalinas a alcalinas

supersaturadas. A suíte representa um magmatismo alcalino, tipo A, característico de

ambientes tardi-orogênicos a anorogênicos e gerados por fusão de rochas crustais com

prévia assinatura de subducção.

Figura 5: Afloramento de arenito arcosiano da formação Prosperança no km 156 da BR-174.

Granitoides relacionados à suíte Mapuera têm apresentado idades U-Pb no

intervalo de 1.871 Ma a 1.861 Ma (Tabela 3.1.2.1, Lenharo, 1998; Santos et al., 2002,

CPRM, 2003).

Fonte: http://www.largeigneousprovinces.org/12nov

4.4. GRUPO IRICOUMÉ

O Grupo Iricoumé compreende rochas vulcânicas efusivas e piroclásticas, com

texturas e estruturas bastante preservadas, que pertence a um extenso evento

vulcano-plutônico que marcou a região central do Cráton Amazônico durante o

Orosiriano. Este grupo aflora em grandes áreas pertencentes aos domínios Uatumã-

Anauá e Erepecuru- Trombetas, a sudeste de Roraima, nordeste do Amazonas e

noroeste do Pará, perfazendo um total de 114.200 km2. Veiga Jr. et al. (1979) elevaram

a Formação Iricoumé à categoria de grupo associando-o ao Supergrupo Uatumã,

interpretado como um único e amplo evento magmático anorogênico (Melo et al. 1978).

Haddad et al. (2000) incluíram diques subvulcânicos no Grupo Iricoumé, mencionando

para a unidade uma filiação cálcio-alcalina de alto-K. Este vulcanismo mantém relações

de intrusão pela suíte Mapuera, encontrando-se parcialmente encoberto por rochas

sedimentares da Formação Urupi e do Grupo Trombetas, bem como pelos derrames

máficos Seringa.

Figura 6: Maciço sienogranito – granulação grossa do Suíte Mapuera

O Grupo Iricoumé é formado por dacitos, traquidacitos, andesitos, riolitos,

riodacitos, traquiandesitos e andesitos basálticos, apresentando textura porfirítica com

matriz micro a criptocristalina. Localmente ocorrem amígdalas preenchidas por epidoto

e texturas indicativas de fluxo magmático. Nos tipos porfiríticos predominam

fenocristais de plagioclásio e em menor proporção de hornblenda e biotita, e mais

raramente, quartzo e álcali- feldspato, dispersos em matriz quartzo-feldspática com

subordinada biotita e hornblenda.

Em termos geoquímicos revelam comportamento metaluminoso a peraluminoso,

ricas em K2O, Rb, Ba, Sr e ETR leves e pobres em Nb, Ti e ETR pesadas, sugerindo

similaridade com vulcânicas originadas a partir de fontes de magmas mantélicos em

ambiente de subducção, com menor ou maior proporção de contribuição crustal

(Haddad et al., 2000). No Amazonas, as idades obtidas em zircão para as rochas

Iricoumé mostram um intervalo de idade de 1.896 – 1.869 Ma (Tabela 3.1.2.1, CPRM,

2003; Costi et al., 2000; Lenharo, 1998, Valério et al., 2005).

Fonte: http://www.largeigneousprovinces.org/12nov

4.5. FORMAÇÃO ALTER DO CHÃO

A Formação Alter do Chão, de idade Cretácica superior a Terciária, pertencente

ao Grupo Javari, forma uma extensa faixa ao sul do município e, muitas vezes, ocorre

confinada em grabens terciários encaixados nas rochas siluro-devonianas. É

constituída, principalmente, por arenitos feldspáticos/caulínicos, quartzo-arenitos e

comglomerados (seixos de quartzo, pelito e arenito) com estratificações cruzadas

Figura 7: Brecha piroclástico estratificada (ignimbrite) do Grupo Iricoumé

acanalada e tabular, interpretados comodepósitos de canais fluviais. Pelitos de

inundação ocorrem subordinadamente e, em geral, são bioturbados. Tem sido atribuído

para a unidade um sistema deposicional continental que ocorre em discordância a

algumas unidades paleozoicas das bacias Amazonas e Solimões.

A unidade apresenta uma morfologia de superfícies tabulares e colinosas. Em

subsuperfície, a sucessão inferior é predominantemente arenosa e apresenta ciclos de

ambientes fluviais anastomosados com retrabalhamento eólico. Na base, em

discordância com a Formação Andirá, ocorrem depósitos fluviais meandrantes onde

aparecem depósitos residuais de canais e pelitos de preenchimento de meandro

abandonado. Os pelitos são ricos em fragmentos vegetais, de âmbar, marcas de

raízes, restos de peixes, ostracodes e conchostráceos. A sucessão superior é

predominantemente pelítica e de um ambiente progradacional flúvio-deltaico em

ambiente lacustre (Dino et al.,1999).

Os estudos micropaleontológicos efetuados por Daemon & Contreras (1971) e

Daemon (1975) estabeleceram uma idade cretácea (Mesoalbiano/Neoalbiano a

Eocenomaniano para a porção basal e Neocenomaniano a Turoniana para a porção

média). Travassos & Barbosa Filho (1990), baseados no estudo de palinomorfos,

acreditam que a sedimentação da formação efetivou-se entre o Cretáceo Superior e o

Paleógeno, contudo, Dino et al. (1999) reafirmam que a associação palinológica

observada para a formação permite o estabelecimento de sua deposição entre os

andares Alagoas Superior e Cenomaniano.

Fonte: http://www.cprm.gov.br/publique/media/recmin_pf.pdf

Figura 7: Afloramento da formação Alter do Chão na BR-174

4.6. FORMAÇÃO PITINGA

A denominação “Membro Pitinga” foi empregada por Breitbach (1957) e Lange

(1967) para reunir uma seção da Formação Trombetas constituída por folhelhos,

silexitos, arenitos e siltitos com leitos sideríticos. Caputo et al. (1971) subdividiram-na

em dois membros: Pitinga (base), composto por folhelho e siltito e, Manacapuru (topo),

composto por arenito fino a médio, posteriormente conduzidos à hierarquia de

formação por Caputo (1984). Cunha et al. (1994) mencionou para a Formação Pitinga,

apenas a presença de folhelho/siltito e diamictito de ambiente glácio-marinho,

ocorrentes nas bordas norte e sul da Bacia do Amazonas. O silexito foi identificado

apenas na borda norte da bacia. Junto com a unidade Manacapuru, representa uma

sequência deposicional de caráter transgressivo.

A seção- tipo da unidade situa-se no rio Pitinga, afluente esquerdo do rio

Nhamundá, onde atinge 45 metros de espessura. Mantém relações de contato

concordante com a Formação Nhamundá (estratigraficamente sobrejacente) e

discordante com a Formação Prosperança. Sua idade eo-siluriana é baseada na

ocorrência de graptólitos na borda sul da bacia.

5. CONCLUSÃO

A inauguração da BR-174 além de ser um marco na história da Região Norte,

ligando nosso país à Venezuela trouxe em seu corte um rico arcabouço geológico que

representa parte da História do Planeta Terra, principalmente na região que

corresponde ao trecho Presidente Figueiredo/Manaus, onde foram expostos diversos

perfis das Unidades Geológicas, como por exemplo, rochas vulcânicas do Grupo

Iricoumé, graníticas da Suíte Intrusiva de Mapuera e efeitos de laterização nas rochas

sedimentares da Formação Prosperança, despontando assim, desde eventos

magmáticos ocorridos no Proterozoico no sul do Escudo das Guianas até depósitos

sedimentares formados durante o Paleozoico-cenozoico na Bacia do Amazonas.

REFERÊNCIAS

CARVALHO, Albertino Souza; MULLER, Andrew Jackson. Uso de Produtos CERBS para o zoneamento geoambiental de Presidente Figueiredo no AM – XII Simpósio Brasileiro de Sensoriamento Remoto, Goiânia, INPE, 2005 LUZARDO, Renê. Geoparque Cachoeiras do Amazonas. CPRM – Serviço Geológico Brasil Disponível em: <http:// http://www.cprm.gov.br/publique/media/amazonas.pdf> SOUZA, Valmir Silva; Nogueira, Afosno César. Seção geológica Manaus – Presidente Figueiredo (AM) borda norte da Bacia do Amazonas: um guia para excursão de campo. Disponível em: <http://ppegeo.igc.usp.br/pdf/rbg/v39n1/v39n1a02.pdfp>, Revista Brasileira de Geociências, 2009. SCOMAZZON, Ana Karina. Estudo de conodontes em carbonatos marinhos do Grupo Tapajós, Pensilvaniano inferior a médio da Bacia do Amazonas com aplicação de isótopos de Sr e Nd neste intervalo. Porto Alegre, 2004. Tese de Mestrado. Universidade Federal do Rio Grande do Sul. Disponível em: <

https://www.lume.ufrgs.br/bitstream/handle/10183/12720/000447257.pdf?sequence=1>. Acesso em: 21 de out. 2014. BARRETO, et. al. Vulcanismo félsico paleoproterozoico do Grupo Iricoumé, Domínio Erepecuru- Trombetas, Província Amazônia Central: dados de campo, caracterização petrográfica e geocronologia Pb-Pb em zircão. Disponível em: http://ppegeo.igc.usp.br/scielo.php?pid=S1519-874X2013000100004&script=sci_arttext. REIS, et al. Geologia e Recursos minerais do Estado do Amazonas. CPRM – Serviço Geológico do Brasil, Manaus, 2006. Disponível em: <www.cprm.gov.br/publique/media/rel_amazonas.pdf>. Acesso em: 21 out 2014.