de arrasto e mullions nas excelentes exposições da estrada Araxá-Uberaba e no boqueirão do ribeirão São João". Admitem ainda que o "caráter de baixo grau de metamorfismo dos quartzitos é em grande parte resultado de diaftorese, pois quase todas suas exposições mostram profunda milonitização" e que "a maioria de seus leitos sofreu completa transposição tectônica, sendo mínima a preservação das características sedimentares".

Ferrari (1989b) afirma que as rochas da "formação Canastra" sobrepõem-se discordantemente ao Grupo Araxá a sudoeste de Patrocínio.

Simões e Navarro (1996) posicionam as rochas do Grupo Canastra no domínio Externo da Faixa Brasília (Fuck et al.,1993), correspondentes, na região de Araxá, a uma sequência psamo-pelítica de filitos muscovíticos e quartzitos, com predominância de quartzitos para o topo. Estes foram individualizados como uma subunidade do grupo em mapa, representando nova modificação no trabalho de Barbosa et al. (1970) (figura 2.3).

2.2.2.4. Grupo Ibiá.

A Formação Ibiá foi caracterizada por Barbosa et al. (1970) , como sendo formada por uma faixa de calcoxistos que ocorrem ao longo do rio Quebra-Anzol e nas proximidades da cidade de Ibiá. Compõem-se de calcossericita a clorita-xistos "... quase sempre microdobrados e crenulados, com neoformação de leitos e núcleos de quartzo", com calcita sempre presente nos afloramentos não intemperizados (formação Rio Verde, figura 2.2). Na base desta unidade e no contato com as rochas do Grupo Canastra, a norte de Coromandel, os mesmos autores encontraram um metaconglomerado com matriz filítica e arcabouço de seixos de granito, gnaisse e quartzito ( formação Cubatão, figura 2.2), o que os levou a posicionarem a Formação Ibiá acima do Grupo Canastra. Braun e Baptista (1978) destacam o fato de que a "formação Ibiá ocorre ainda em torno do anel quartzítico do maciço alcalino do Barreiro (Araxá) e em intercalações nos quartzitos da Serra de Pirapetinga", o que denota modificação na cartografia de Barbosa et al (1970).

Ferrari (1989b) acredita que a Formação Ibiá é pertinente ao Grupo Araxá e que, por se encontrar nas proximidades do embasamento granito-gnáissico é provável que constitua a porção basal do mesmo.

A ausência de metaconglomerados na base da Formação Ibiá na região de Araxá é notada por Simões e Navarro (1996). Estes autores dizem que "Na área estudada a Formação Ibiá faz contato tanto com a unidade superior (quartzítica) quanto com a inferior do Grupo Canastra, sugerindo que se o contato é normal (com base em Pereira et al., 1992), provavelmente deve representar uma discordância angular. Alternativamente pode indicar um contato tectônico". Outra questão levantada por estes autores é a de que "...embora as associações mineralógicas do Grupo Canastra e da Formação Ibiá sejam semelhantes, cabe ressaltar que no primeiro é comum a preservação parcial de grãos sedimentares, enquanto que na Formação Ibiá, mesmo em camadas quartzíticas, tal situação não ocorre, caracterizando uma recristalização completa do protólito sedimentar".

Simões e Navarro (1996) realizaram descrição estrutural junto às diversas unidades geológicas da região de Araxá, caracterizando "...uma foliação principal de baixo ângulo (Sn) (figura 2.3), que é plano axial à dobras apertadas a isoclinais intrafoliares, as quais em geral já dobram uma foliação anterior (Sn-1)". No domínio Externo a paragênese metamórfica destas duas foliações parece ser a mesma para estes autores, enquanto que no domínio Interno a foliação principal "...corresponde a uma foliação composta, definida pelo subparalelismo de duas foliações, uma marcada por paragêneses retrometamórficas (fácies xisto verde) e outra por paragêneses do metamorfismo principal (Sn-1, fácies anfibolito)". Sobre a foliação principal Simões e Navarro (1996) observaram uma lineação mineral com orientação 10/N60W, tanto no dominio Externo como no Interno, que, aliada aos indicadores cinemáticos mostra transporte tectônico para ESE. Dois conjuntos de dobras dobram a foliação principal, ambos com planos axiais subverticais, um dominante, com direção axial WNW a NW (fase Dn+1) e outro, NNW a ENE (fase Dn+2).

Simões e Navarro (1997) descrevem a geologia estrutural de uma zona de cisalhamento subvertical a sul de Araxá- denominada Zona de Cisalhamento da Bocaina - já identificada por Barbosa et al. (1970) (figura 2.3), com atitude N80-85W lineação de estiramento 5/N70W, e com cinemática sinistral, associada à fase Dn+1. Assinalam a presença de transected folds, onde a clivagem é tipicamente oblíqua. Acreditam também que esta zona corresponde a continuidade do sistema de cisalhamento Campos Altos-Lagoa da Prata (Magalhães, 1989) (figura 2.2), e a interpretam como pós-cavalgamento.

Deve-se assinalar ainda a presença de pequenos corpos ultrabásicos serpentinizados de ocorrência restrita (Barbosa et al., 1970), e alojados nas rochas relacionadas ao Grupo Araxá. Um deles ocorre próximo ao ribeirão Buriti , sudeste de Monte Carmelo, e outro a sul de Araxá, na Fazenda Boa Vista, este encaixado em xistos granatíferos. Paulsen et al. (1974) registram uma ocorrência de esteatito e talco-xisto encaixado em sequência de filitos-quartzitos e micaxistos, a sudeste de Tapira e Ferrari (1989a) assinala a existência de tremolita-clorita-xisto, talco-tremolita-xisto, tremolita-clorita-granada-xisto, serpentinito, anfibolito, corpos de peridotito preservados de xistificação e metagabros localizados a norte de Perdizes e Pedrinópolis.

Rochas similares às da região de Araxá ocorrem na Serra da Canastra e na região de Passos , no extremo sul da Faixa Brasília (figura 2.2), embora seus limites tenham sido estendidos mais para sudeste até a região de ocorrência dos Grupos São João del Rei e Andrelândia (Trow et al., 1984).

Os primeiros estudos detalhados na região de Passos foram executados por Teixeira e Danni (1978) e Schmidt e Fleischer (1978). Estudos posteriores como os de Correia et al. (1982), Oliveira et al. (1983), Morales et al. (1983), Correia (1986), Crósta et al. (1986), Mattos (1986), Heilbron et al. (1987), Simões et al. (1988), Valeriano et al. (1989), Correia e Girardi (1989), Magalhães et al. (1989), Alkmin et al. (1989), Schrank et al. (1990), Simões e Valeriano (1990) e Zanardo et al. (1990), ampliaram a compreensão da geologia deste setor da Faixa Brasília.

Dentre os trabalhos mais recentes pode-se citar Simões (1991, 1995), Simões et al. (1991), Morales et al. (1991), Zanardo (1992), Valeriano et al. (1993), Valeriano (1992, 1993), Valeriano et al. (1994), Valeriano et al. (1996), Morales (1993), Morales et al. (1996), Zanardo et al. (1996), Valeriano et al. (1998) e Valeriano e Simões (1997).

Teixeira e Danni (1978) descrevem a estratigrafia do Grupo Araxá e do Grupo Canastra na região de Passos e identificam um mega-anticlínio recumbente, que "...teria transladado de SW para NE como uma grande nappe de charriage". Nesta estrutura reconhecem metamorfismo da fácies xisto verde na base crescendo para anfibolito no topo, configurando inversão metamórfica. Teixeira e Danni (1978) caracterizam as sequências dos Grupos Araxá e Canastra como transicionais, com características sedimentológicas distintas. Tanto estes autores como Schmidt e Fleischer (1978) interpretam esta feição como decorrente do posicionamento do flanco inverso da nappe. Esta interpretação foi modificada por Heilbron et al. (1987) e Simões et al. (1988) que demonstraram que a sequência está em posição normal com base em estratificações cruzadas. Simões (1995) a partir de estudos geotermobarométricos, sugere que o metamorfismo inverso pode ser explicado por "deflexão das isotermas na zona de subducção, aliado à contínua expulsão das rochas de mais alta pressão para níveis crustais mais rasos".

O extremo sul da porção meridional da Faixa Brasília foi mais recentemente compartimentado em três domínios tectônicos, separados por superfícies de cavalgamento (Simões e Valeriano, 1990, Valeriano, 1992, Simões, 1995, Valeriano et al., 1996 e Valeriano et al., 1998). Estes autores individualizaram um domínio autóctone constituido pelo Complexo Campos Gerais ( terrenos granito-gnaisse-greenstone ) (Cavalcante et al., 1979) e pelo Grupo Bambuí (ardósias e metassiltitos ) depositado sobre o primeiro (figura 2.4). Sobre este conjunto sobrepõe-se um domínio alóctone externo representado pela nappe da Sequência Metassedimentar Carmo do Rio Claro (Heilbron et al., 1987), denominada também Sistema de Cavalgamento Ilicínea-Piumhi por Valeriano (1992, 1993), e com proposta de relacionamento ao Grupo Canastra por Simões (1995). Este domínio é representado por quartzitos e filitos metamorfisados em fácies xisto verde e inclui lascas tectônicas de rochas do domínio autóctone. A unidade tectônica superior foi denominada domínio alóctone interno e está representada por uma sequência psamo-pelítica, com rochas metabásicas subordinadas, metamorfisada na fácies xisto verde a anfibolito superior, tendo sido denominada "nappe de Passos" por Simões (1995). Em trabalhos anteriores foi designada Grupo Araxá-Canastra (Heilbron et al., 1987) e nappe Araxá-Canastra ( Simões e Valeriano, 1990, Valeriano, 1992, 1993). Valeriano et al. (1994) defendem a idéia de correlação entre a região da represa de Furnas e a região de Araxá.

O limite sul da faixa de dobramentos Brasília é representado por metassedimentos relacionados ao Grupo Araxá-Canastra e pelo Complexo Campos Gerais ( figura 2.2 ) os quais fazem contato tectônico com as rochas de alto grau metamórfico do Bloco São Paulo (Morales,1993 e Morales et al., 1996). A região limítrofe entre estes dois conjuntos é marcada por "...uma faixa rica em rochas máficas/ultramáficas localmente associada a formações ferríferas e outros possíveis sedimentos químicos ou de águas profundas" que pode configurar uma "sequência ofiolítica" (Zanardo, 1992 e Zanardo et al., 1996). Nesta faixa ocorre expressiva anomalia gravimétrica que pode indicar uma zona de sutura (Haralyi e Hasui, 1982 apud Ebert et al., 1993).

Figura 2.4. Arcabouço tectônico da região de Passos, onde são discriminadas a nappe de Passos (domínio interno), a unidade de Cavalgamento Ilicínia-Pium-hi (domínio externo) e o domínio cratônico (Valeriano et al., 1998).

Valeriano et al. (1997) discutem a tectônica do Domínio Alóctone Externo da Faixa Brasília, sugerindo que o mesmo estruturou-se através de empurrões rasos em um evento compressivo anterior ao evento Brasiliano, com transporte tectônico para norte, fato suportado por indicadores cinemáticos reliquiares. Este conjunto teria sido posteriormente afetado por um evento colisional brasiliano, cujos indicadores cinemáticos indicam transporte tectônico para ESE, bem caracterizado pelas estruturas da nappe de Passos.

Estudos geoquímicos dos anfibolitos da região de Cássia (Correia e Girardi, 1989) permitiram a caracterização de dois grupos composicionais, um com alto TiO₂ e outro com baixo TiO₂ , derivados de fonte mantélica heterogênea com base nas diferenças de proporções de elementos incompatíveis. Valeriano e Simões (1997), mostram a existência de três grupos composicionais de basaltos subalcalinos toleíticos para e região de Passos: metabasitos continentais de alto TiO₂ , metabasitos continentais de baixo TiO₂ , e metabasitos subordinados semelhantes a MORB. Concluem que o magmatismo continental persistiu ao longo da evolução da deposição das rochas da nappe de Passos, e que embora tenha ocorrido adelgaçamento da litosfera e sedimentação final em condições francamente marinhas, não teria sido alcançada a geração de assoalho oceânico durante a distensão litosférica na porção meridional da faixa Brasília.

A região de Coromandel-Monte Carmelo tem sido alvo de estudos geológicos em especial pela presença de diamantes nos aluviões de seus rios, e a região de Paracatu-Vazante, pelos depósitos de chumbo-zinco e ouro. Os maiores diamantes do Brasil foram extraidos na bacia hidrográfica do rio Paranaiba. Barbosa et al. (1970) referem-se aos trabalhos pioneiros de Hussak (1894 ,1906, ), Rimanm (1917 , 1931) e Guimarães (1927 e 1933) voltados para à gênese dos diamantes e a caracterização das rochas ultrabásicas alcalinas da região, seguidos por estudos de Barbosa (1934, 1936, 1937) e Campos (1937).

O primeiro esforço de mapeamento sistemático da região deu-se no contexto do Projeto Chaminés (Barbosa et al., 1970), ocupando-se também com a descrição das unidades proterozóicas. Os trabalhos subsequentes de Dardenne (1974, 1978, 1979, 1981), Menezes Filho et al. (1977), Campos Neto (1979, 1984a, 1984b), Bacelar (1989), Pereira (1992), Pereira et al. (1992), Pinho (1990), Pinho e Dardenne (1993), Pinho et al. (1993), Freitas-Silva (1993, 1996) e Freitas-Silva e Dardenne (1992, 1994) abordaram as unidades Canastra, Ibiá, Paranoá , Vazante e Bambuí de modo mais específico, enquanto que autores como Brod et al. (1991 e 1992) estudaram as unidades relacionadas ao grupo Araxá .

Barbosa et al. (1970) comentam que na folha Catalão ocorrem grandes extensões de rochas relacionadas ao Complexo Granito-Gnáissico, notadamente entre as cidades de Monte Carmelo e Abadia dos Dourados sempre associadas a anfibolitos. Ainda destacam a presença de abundante estaurolita nos xistos relacionados ao Grupo Araxá , quartzitos ferríferos, corpos granodioríticos (Estrela do Sul e rio São Marcos) e serpentinitos (Monte Carmelo-Estrela do Sul). Ao conjunto de quartzitos, quartzo-sericita xistos e filitos os mesmos autores denominaram Grupo Canastra e aos calcoxistos e metaconglomerados, Formação Ibiá.

Braun et al. (1976) e Dardenne (1978) defendem a idéia de que os grupos Araxá e Canastra se interdigitam lateralmente. O último autor baseia-se "...essencialmente sobre a evolução dos aportes detríticos em função da distância da fonte. Os metassedimentos do Grupo Canastra são mais arenosos enquanto os do Grupo Araxá são mais argilosos." Sua argumentação envolve também dados de paleocorrentes que indicam aporte de leste para oeste. Dardenne (1978) distingue, de leste para oeste, cinco zonas isópicas mostrando que o grau de deformação cresce no mesmo sentido com a aparição de fácies cada vez mais metamórficas. Os contatos entre estas zonas "...são anormais e geralmente representados por acidentes tectônicos maiores: falhas inversas e cavalgamentos. A observação que os grandes cavalgamentos e nappes afetam as unidades epimetamórficas do grupo Bambuí permite discutir a existência de dois ciclos geotectônicos independentes, Uruaçu e Brasiliano (Almeida et al.,1976) e enquadra todas as unidades descritas dentro da evolução contínua de um único ciclo geotectônico, o ciclo Brasiliano, caracterizado por várias fases de deformação e metamorfismo que se deslocam no espaço e no tempo de oeste para leste em direção ao Cráton São Francisco. Esta interpretação já foi apresentada por Almeida (1967) e Costa e Angeiras (1971)."

Pereira (1992), trabalhando na região de Coromandel, descreve uma coluna estratigráfica para o Grupo Canastra dizendo que "Sucedem-se da base para o topo: sequência turbidítica com intercalações de níveis arenosos e argilosos; sequência arenosa afetada por tempestades e sequência argilo-arenosa com estruturas de ambiente marinho raso à planície de maré." Este conjunto configura "...uma megasequência regressiva depositada em plataforma continental de mar aberto". Para a mesma região demonstra que, sobre o Grupo Canastra , em discordância erosiva, depositaram-se os metadiamictitos (Formação Cubatão) do Grupo Ibiá (figura 2.2). O topo deste grupo está representado pela Formação Rio Verde, constituida por calcifilitos bandados. A autora defende uma origem glacial para a Formação Cubatão. Quanto à deformação e metamorfismo, Pereira (1992) relata que tanto o Grupo Canastra como o Grupo Ibiá foram afetados por um único evento de deformação progressivo durante o qual desenvolveu-se metamorfismo na fácies xisto verde.

Pinho et al. (1993) descrevem as relações de contato entre as rochas do Grupo Canastra e da Formação Vazante na região de Coromandel, confirmando resultados observados por autores anteriores como Campos Neto (1979), Dardenne (1979), Bacelar (1989), Alkmim et al. (1989) e Pereira (1992), que concluiram pela existência de nappe que sobrepõe o Grupo Canastra à Formação Vazante. Pinho e Dardenne (1993) relatam a existência de duas fases de deformação num único evento progressivo relacionadas a cavalgamentos e nappes. Segundo estes autores a estrutura principal é representada por uma foliação milonítica redobrada.

Freitas-Silva e Dardenne (1994)Freitas-Silva (1996). Este autor divide o Grupo Canastra em três formações: Serra do Landim, na base, Paracatu e Chapada dos Pilões no topo. A primeira constitui calcifilitos e era anteriomente relacionada ao topo da Formação Vazante (Dardenne,1979). A Formação Paracatu foi dividida em dois membros: Morro do Ouro na base, constituido por quartzo-sericita filitos carbonosos, com intercalações subordinadas de quartzo-sericita-clorita filitos e quartzitos, e membro Serra da Anta no topo, composto por quartzo-sericita filitos com intercalações subordinadas de filitos carbonosos, quartzitos e metassiltitos. A Formação Chapada dos Pilões foi dividida em dois membros: Serra da Urucânia na base, formado por quartzo-sericita-clorita filitos intercalados com quartzitos e metassiltitos e membro Hidroelétrica Batalha no topo, composto por ortoquartzitos com intercalações subordinadas de filitos. A idade do Grupo Canastra é ainda controversa, mas os estudos geocronológicos de Freitas-Silva (1996) na região de Paracatu, através do método Rb/Sr

indicam que o metamorfismo que afetou esta unidade ocorreu no intervalo 660 a 700 M.a. Idades modelo ²⁰⁷Pb/ ²⁰⁶Pb indicam 950 a 1000 M.a. para os filitos carbonosos do Membro Morro do Ouro. Mais a norte, na região de Vazante-Paracatu, Campos Neto (1979, 1984b) dividiu o Grupo Canastra em duas unidades quartzíticas inferior e intermediária, uma unidade psamo-pelítica superior e pela Formação Ibiá no topo. O mesmo autor descreve também o Grupo Paranoá na região, compreendendo três zonas isópicas de oeste para leste: zona de Paracatu com filitos negros piritosos, filitos rítmicos, quartzitos e xistos e quartzitos feldspáticos; zona de Vazante com dolomitos lenticulares e bio-hermas estromatolíticos envoltos por sedimentos terrígenos finos e carbonatados; zona das Ardósias com muscovita-quartzo xisto, lentes quartzíticas e bio-hermas estromatolíticos. Tanto para este autor, como para Dardenne (1981) e Freitas-Silva (1991) existe equivalência entre a evolução do Grupo Canastra e das unidades Vazante e Paracatu.

Brod et al. (1991) realizaram mapeamento geológico na escala 1:50000 da região de Abadia dos Dourados (figura 2.5). Demonstraram que a região tem estruturação complexa, sendo constituida por blocos tectônicos separados por zonas de cisalhamento relacionadas a falhas inversas de baixo ângulo com componente direcional. Neste contexto, descreveram um bloco Granito-Gnáissico composto por rochas de composição monzogranítica a granodiorítica, bandadas, milonitizadas e cortadas por diques de anfibolitos e com feições migmatíticas localizadas.

Figura 2.5. Domínios tectono-estratigráficos da região de Abadia dos Dourados (Brod et al., 1991), subdivididos em blocos: I = granito-gnaissico; II = Chapada das Perdizes ( anfibolitos intrudidos por granitos); III = Abadia dos Dourados, a) metavulcânicas básicas e ácidas intercaladas com metassedimentos, b) metassedimentos com raras intercalações vulcânicas e corpos de metagabro tectonicamente imbricados, c) metassedimentos; IV = bloco Ibiá. Os blocos acham-se separados por zonas de cisalhamento.

Relacionam este conjunto ao embasamento do Grupo Araxá, mas condicionam a veracidade desta hipótese a estudos geocronológicos futuros. Aos anfibolitos grosseiros (metagabros) designam bloco Chapada das Perdizes relacionando-os à possível contraparte plutônica dos anfibolitos finos do bloco Abadia dos Dourados. Este, por sua vez, compõe uma sequência vulcano-sedimentar com anfibolitos finos (metabasaltos), metatufos ácidos, micaxistos, xistos carbonosos, metachert e filitos hematíticos. Estas rochas foram relacionadas ao Grupo Araxá por Barbosa et al. (1970) e Marini et al. (1984). Aos filitos esverdeados e metaconglomerados designaram bloco Ibiá. Além disso, descrevem diversos corpos graníticos sin- a tardi-cinemáticos intrusivos nas zonas de cisalhamento. Estudos geoquímicos nos metabasitos desta região indicam que eles são similares a basaltos de cadeias meso-oceânicas (Brod et al., 1992). As rochas da região de Abadia dos Dourados foram também estudadas por Bissi (1993) que, datando metavulcânicas máficas e granitóides através dos métodos Rb/Sr e Sm/Nd, obteve idades neoproterozóicas, dados que concordam com os obtidos por Bessang et al. (1977) em granitóides, que forneceram idade de 769 ± 62 M.a.

As regiões de Ipameri ( Pereira et al., 1981 ), Santa Cruz de Goiás ( Strieder, 1993 ) , Pires do Rio (Leonardos et al., 1990; Pimentel et al., 1992), Caldas Novas ( Davino, 1979, Drake Jr ,1980 ; Ribeiro, 1994), e Abadiânia (Strieder e Nilson , 1992, 1993, 1994, e Strieder, 1994) contêm rochas relacionadas ao Grupo Araxá, e que podem representar a continuidade daquelas existentes em Araxá. Na região de Ipameri o Grupo Araxá está representado por três unidades litoestratigráficas segundo Pereira et al. (1981). A mais basal está representada por muscovita-biotita xistos feldspáticos, biotita gnaisses quartzitos puros e micáceos e muscovita-quartzo xistos. A unidade intermediária contêm muscovita-biotita xistos granatíferos, xistos feldspáticos,quartzitos micáceos, biotita-muscovita gnaisses, anfibolitos e xistos verdes. A unidade de topo é formada por muscovita filitos, anfibólio-xistos e metavulcânicas ácidas. Tanto a unidade intermediária como a de topo são intrudidas por corpos graníticos.

Leonardos et al. (1990) descrevem duas unidades litoestratigráficas que compõem o Grupo Araxá na região de Pires do Rio. Estaurolita e granada xistos, micaxistos filonitizados, anfibolitos e meta-riolitos constitutem a unidade inferior designada Sequência Maratá. Acima desta ocorrem quartzitos micáceos, ortoquartzitos, filitos e xistos carbonosos, designados por Sequência do Campo Limpo. Pimentel et al. (1992) realizaram estudos geocronológicos nos meta-riolitos, rochas posteriormente caracterizadas como granitos subvulcânicos que mantêm cogeneticidade com as rochas vulcânicas associadas (Lacerda et al., 1995; Pimentel et al.,1995), através dos métodos U-Pb, Rb-Sr e Sm-Nd, obtendo idade de 794 ± 10 M.a., indicativa da época de cristalização desta rocha. Pimentel et al. (1995) caracterizam quimicamente o magmatismo associado ao Grupo Araxá entre Pires do Rio e Ipameri , como de caráter félsico peraluminoso. Os corpos graníticos, com diferentes graus de deformação, são similares a granitos tipo-S, sincolisionais, originados possivelmente de fusão de crosta siálica mais antiga ou mesmo dos próprios sedimentos associados.

Strieder (1989) e Strieder e Nilson (1992) descrevem uma melange ofiolítica na região de Abadiânia, constituida por metassedimentos, serpentinitos com lentes de cromita podiforme, corpos máficos e gnaisses porfiroclásticos bandados (granitos milonitizados) relacionados ao Grupo Araxá. Os contatos entre estas litologias são tectônicos por meio de uma foliação milonítica que marca a primeira fase de deformação na região. Caracterizaram os serpentinitos como peridotitos residuais de manto, e os basaltos como toleitos de arcos de ilhas, ambas as rochas alojadas em granada-mica-quartzo xistos. Estes autores comparam e correlacionam a mélange ofiolítica de Abadiânia com outras ocorrências similares a sul da inflexão dos Pireneus, descritas anteriormente em diversos trabalhos como os de Mello e Berbert (1969), Barbosa et al. (1970), Berbert (1970), Pena et al. (1975), Drake Jr.(1980) e Nilson (1984). Configura-se um quadro em que a ocorrência de fragmentos ofiolíticos associados aos metassedimentos Araxá é bastante comum, embora não exista uma orientação regional preferencial dos mesmos. Strieder e Nilson (1992) ampliam a discussão sobre este tema ao retomarem as concepções de Haralyi et al. (1995) e Hasui e Haralyi (1985) elaboradas com base em análise dos dados gravimétricos para os Estados de Goiás e Minas Gerais e sugerem que as anomalias do tipo I (alto gradiente gravimétrico indicando feições crustais profundas) são correlacionáveis à faixa de ocorrência do Grupo Araxá, representando possivelmente depósitos de calha de. Os mesmos autores defendem a idéia de que a inflexão dos Pireneus representa uma sintaxe tectônica que envolveria o underthrusting de uma placa continental com formato em cunha , de leste para oeste, ao contrário de Hasui e Haralyi (1985) que sugerem processos de obducção-subducção dupla para esta megaestrutura, e propõem também que o maciço de Guaxupé, no extremo sul da Faixa Brasília, teria atuado como uma sintaxe tectônica, constituindo o overthrusting de uma placa continental com formato de cunha durante o mesmo episódio de convergência crustal que configurou toda a região Centro-oeste.