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UNIVERSIDADE FEDERAL DO AMAZONAS
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
ESTRATIGRAFIA E PALEOAMBIENTE DA CAPA
CARBONÁTICA NEOPROTEROZÓICA, SUL DO CRÁTON
AMAZÔNICO, REGIÃO DE TANGARÁ DA SERRA (MT)
JOELSON LIMA SOARES
MANAUS
2008
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UNIVERSIDADE FEDERAL DO AMAZONAS
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
JOELSON LIMA SOARES
ESTRATIGRAFIA E PALEOAMBIENTE DA CAPA
CARBONÁTICA NEOPROTEROZÓICA, SUL DO CRÁTON
AMAZÔNICO, REGIÃO DE TANGARÁ DA SERRA (MT)
Orientador: Prof. Dr. Afonso César Rodrigues Nogueira
MANAUS
2008
Dissertação apresentada ao
Programa de Pós-Graduação em
Geociências da Universidade
Federal do Amazonas, como
requisito parcial para obtenção
do titulo de Mestre em
Geologia, área de concentração
em Geologia Regional.
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JOELSON LIMA SOARES
ESTRATIGRAFIA E PALEOAMBIENTE DA CAPA
CARBONÁTICA NEOPROTEROZÓICA, SUL DO CRÁTON
AMAZÔNICO, REGIÃO DE TANGARÁ DA SERRA (MT)
Aprovado em 06 de Maio de 2008
BANCA EXAMINADORA
___________________________________
Prof. Dr. Werner Truckenbrodt
Universidade Federal do Pará - UFPA
___________________________________
Prof. Dr. Claudio Riccomini
Universidade de São Paulo - USP
___________________________________
Prof. Dr. Afonso César Rodrigues Nogueira
Universidade Federal do Amazonas - UFAM
Dissertação apresentada ao
Programa de Pós-Graduação em
Geociências da Universidade
Federal do Amazonas, como
requisito parcial para obtenção
do titulo de Mestre em
Geologia, área de concentração
em Geologia Regional.
Se pude enxergar longe é porque estive
sobre o ombro de gigantes
(Isaak Newton)
Aos meus pais Joaquim e Maria pelo
apoio constante e encorajador durante as
varias etapas da minha vida, responsáveis
em grande parte pelo que sou hoje. Ao
meu irmão Joilson que sempre me
incentivou de alguma forma.
i
AGRADECIMENTOS
Gostaria de expressar meus agradecimentos a todas as pessoas e instituições que
contribuíram para a realização deste trabalho.
À Universidade Federal do Amazonas pelo apoio logístico e financeiro. Ao
apoio do Departamento de Geociências (DEGEO), ao Programa de Pós-Graduação em
Geociências e a Fundação de Amparo a Pesquisa no Amazonas – FAPEAM.
A mina Calcário Tangará pelo apoio logístico para a realização do trabalho de
campo, fornecendo alojamento e alimentação para o grupo de pesquisa e, em especial,
ao engenheiro de minas Sávio dos Santos pela colaboração, apoio e incentivo durante a
realização dos trabalhos.
Ao CNPq pelo apoio financeiro por meio do projeto 485902/2007-9, coordenado
por Afonso Nogueira.
Ao meu orientador Prof. Dr. Afonso César Rodrigues Nogueira pela amizade,
incentivo, criticas, sugestões técnico-cientificas que contribuíram para a finalização
deste trabalho e por ter aceitado o desafio de ser o meu orientador.
Aos amigos Prof. Dr. Claudio Riccomini, Prof
a
. Dra. Lucy Gomes Sant’Anna e
ao geólogo Juan Silva por me acompanharem durante o trabalho de campo e
contribuírem com excelentes discussões. Ao projeto FAPESP coordenado por C.
Riccomini pelo apoio financeiro no primeiro trabalho de campo.
Ao técnico e secretário da pós-graduação Antonio Marcos Gonçalves pela
confecção das laminas petrográficas. Ao geólogo Marcelo Batista Motta pelas analises
de difração de raios-X. E ao Prof. Dr. Alcides Nóbrega Sial do Laboratório de Isótopos
Estáveis (LABISE) do Departamento de Geologia da Universidade Federal de
Pernambuco pelas análises para a determinação da composição isotópica de C e O.
Aos amigos e colegas do curso de graduação e pós-graduação da UFAM que me
acompanharam nesta jornada. Aos amigos e colegas do grupo de pesquisa de
Estratigrafia e Sedimentologia da UFAM que juntos convivemos, durante vários
trabalhos de campo e no bloco I da UFAM, momentos de intenso trabalho cientifico e
diversão entre eles Angela Leguizamon, Eisner Cunha, Roberto César e em especial a
José Bandeira Cavalcante da Silva Junior e Humberto Dias Abinader que sempre
estiveram próximos nos momentos difíceis e de muita descontração.
Em fim agradeço todas as pessoas, embora não citadas, que contribuíram de
forma direta ou indireta para a elaboração deste trabalho.
ii
LISTA DE FIGURAS
Figura 1. Mapa de localização e geológico simplificado da Faixa Paraguai Norte e
porção sul do Cráton Amazônico com destaque para a região de Tangará da
Serra..................................................................................................................4
Figura 2. Mapa simplificado da mina Calcário Tangará com destaque para as frentes de
lavra estudadas (os símbolos romanos posicionam os perfis estratigráficos da
figura 14)...........................................................................................................4
Figura 3. Margem sudoeste do Cráton Amazônico e Faixa Paraguai Norte. A)
Reconstrução paleogeográfica do oeste do Gondwana de Tohver et al. (2006)
com os blocos continentais e faixas móveis Brasiliano-Panafricano
(AM=Amazônico; ANS=Escudo Árabe-Nubiano; C=Congo; GM=Maciço
Goiano; K-G=Kalahari-Grunehogna; LA=Luis Alves; P=Paraná; RA=Rio
Apa; SF= São Francisco; SL=São Luis; WA= Oeste Africano). O quadro
indica à posição do mapa na figura 3B. B) Mapa geológico com as principais
unidades aflorantes, com destaque para os depósitos glaciais da Formação
Puga e para as rochas carbonáticas do Grupo Araras na margem sudoeste do
Cráton Amazônico. Legenda referente à figura B...........................................10
Figura 4. Seção esquemática do modelo de estruturação tectônica e litoestratigráfica
proposto por Almeida (1964) para a Faixa Paraguai......................................12
Figura 5. Modelo de estruturação tectônica e litológica proposta por Nogueira (2003)
para a Faixa Paraguai Norte. Destaque para a área de estudo na região de
Tangará da Serra.............................................................................................12
Figura 6. Coluna litoestratigráfica das unidades sedimentares que afloram ao longo da
proção Sul do Cráton Amazônico e Faixa Paraguai Norte. Destaque para o
Grupo Araras e para as formações Mirassol d’Oeste e Guia (em sua porção
basal), objetos deste estudo, que constituem a capa carbonática
neoproterozóica pós-glaciação Marinoana .....................................................15
Figura 7. Margem sul do Cráton Amazônico e norte da Faixa Paraguai. A) Contexto
geotectônico. B) Mapa geológico simplificado da região de Tangará da Serra
e da mina Calcário Tangará. Os diamictitos da Formação Puga ocorrem
somente na região de Mirassol d’Oeste..........................................................25
Figura 8. Perfis estratigráficos da capa carbonática da mina Calcário Tangará. A
sucessão dolomítica da Formação Mirassol d’Oeste é separada pela superfície
S1 e as superfícies S2 e S3 são limites entre associações de fácies. Zonas de
deformação são indicadas pelas letras A, B e C. Siglas TS-1 posicionam as
amostras coletadas...........................................................................................30
Figure 9. Aspecto faciológico da Formação Mirassol d’Oeste. A) Ciclos
granodecrescentes de dolograinstones peloidais laminados e cristais fibrosos;
B) Detalhe das intercalações de cristais fibrosos com laminações plano
paralelas; C) Macropelóides entre as laminações com truncamentos por onda;
iii
D) Lâminas de dolograinstone formadas por micropelóides sem cimento (a) e
com cimento dolomítico (b)............................................................................33
Figura 10. Aspecto faciológico da Formação Guia. A) Calcários finos dolomitizados
com acamamento de megamarcas onduladas; B) Camadas tabulares com topo
ondulado de calcários finos com leques de cristais intercalados com camadas
de folhelhos betuminosos; C) Ciclos (setas) formados por cristais e calcários
finos com laminações onduladas; D) Leques de cristais de calcita
(pseudomórficos segundo aragonita)..............................................................38
Figura 11. Aspectos petrográficos da capa calcária de Tangará da Serra. A) Calcita
espática na borda de cavidade preenchida por dolomita romboédrica e
betume; B) Cristais de calcita pseudomorfos segundo aragonita em matriz
microcristalina parcialmente dolomitizado.....................................................39
Figura 12. A) Contato (linhas tracejadas) entre o dique neptuniano e a rocha encaixante
(calcários finos laminados); B) Brecha intraformacional em dique neptuniano;
C) Camada convolucionada intercalada com calcário fino laminado.............41
Figura 13. Modelo evolutivo da plataforma carbonática de Tangará da Serra. Símbolos:
P=profundidade; ST=superfície transgressiva................................................46
Figura 14. Perfis estratigráficos (I a V como indicado no mapa da figura 2) com as
zonas de deformação (A, B e C) e as superfícies estratigráficas (S1, S2 e
S3)...................................................................................................................49
Figura 15. Falha sin-sedimentar que deforma os dolomitos da Formação Mirassol
d’Oeste, recobertos em onlap por pelitos da Formação Guia.........................51
Figura 16. Dobras tipo kink geradas em dolomitos laminados. ......................................51
Figura 17. Modelo de formação da falha sin-sedimentar e das dobras tipo-kink: 1) início
do falhamento contemporâneo a deposição; 2 e 3) Evolução da falha sin-
sedimentar formando dobras kink com planos axiais com mergulho para
sudeste, a medida que se distanciam da zona de falha ocorre a diminuição do
encurtamento; 3) Fraturas desenvolvem-se paralelemente a zona de falha e
continuação da deposição em onlap dos pelitos.............................................52
Figura 18. Dique neptuniano truncando camadas de calcário fino da Formação Guia.
Observar fragmentos de pelito em calcário cristalino.....................................53
Figura 19. Falha sin-sedimentar truncando as camadas de calcário fino da Formação
Guia.................................................................................................................54
Figura 20. Esquema ilustrando o desenvolvimento de diques neptunianos por atividade
sísmica (I a III) (Montenat et al. 2007). Em IV uma visão transversal do dique
neptuniano da mina Calcário Tangará com base no modelo de Cozzi (2000),
para diques neptunianos de plataformas carbonáticas rasas...........................54
iv
Figura 21. Aspecto do afloramento de calcários com estruturas de escorregamento,
camadas deformadas (Cd), camadas interrompidas formando blocos e planos
de escorregamento (linhas grossas).................................................................56
Figura 22. Camada pelítica com acamamento convoluto entre camadas de calcário sem
deformação......................................................................................................56
Figura 23. Calcário fino com acamamento convoluto sobreposto por calcários
laminados e fraturas pós-deposicionais que truncam estes depositos.............57
Figura 24. Camada de calcário com laminação convoluta entre duas camadas sem
deformação em um bloco encontrado entre depósitos com estruturas de
escorregamento (bloco da figura 12)..............................................................57
Figura 25. Sucessões carbonáticas das regiões de Mirassol d’Oeste e Tangará da Serra,
com suas superfícies estratigráficas em comum (S1) e as que só ocorrem em
um sucessão (S2 e S3).....................................................................................58
Figura 26. Seção panorâmica de frente de lavra. Contato entre dolomitos peloidais da
Formação Mirassol d’Oeste e os calcários da Formação Guia (superfície S1)
superimpostas por fácies deformada (superfície S3). O contato entre as
unidades é geralmente marcado por pelitos laminados localmente em onlap.
Feições de deformação como falhas sin-sedimentares e dobras tipo-kink são
observados nos dolomitos da Formação Mirassol d’Oeste............................59
Figura 27. Seção panorâmica de frente de lavra. Superfícies estratigráficas que limitam
fácies na Formação Guia (superficies S2 e S3)...............................................60
Figura 28. Contato entre as formações Mirassol d’Oeste (base) e Guia (topo) marcado
por morfologia irregular e camadas de pelitos (linhas tracejadas)..................62
Figura 29. Contato irregular entre dolomitos e calcários sem a camada de pelito
(superfície S1)
.................................................................................................62
Figura 30. Limite entre as fácies de calcário com megamarcas onduladas (abaixo) e com
leques de calcita (acima da linha tracejadas).................................................63
Figura 31. Camadas de calcário com leques de cristais de calcita (pseudomorfos
segundo aragonita) que ocorrem logo acima do limite de fácies (superfície
S2)...................................................................................................................64
Figura 32. Contato irregular entre os dolomitos (base) e calcários com deformação
(topo). Linhas tracejadas indicam a superfície S3 .........................................65
Figura 33. Gráfico δ
13
C versus δ
18
O das amostras da sucessão da capa carbonática com
os agrupamentos das amostras de dolomito e calcário dolomitizado.............68
Figura 34. Perfil composto da mina Calcário Tangará mostrando a variação dos valores
isotópicos de δ
13
C e δ
18
O, com destaque para a zona de alteração que
modifica o sinal isotópico original..................................................................70
v
LISTA DE TABELAS
Tabela 1. Resumo das características das associações de fácies com destaque para as
fácies componentes, estruturas, processos e interpretação.............................29
Tabela 2. Valores de isótopos de δ
13
C e δ
18
O das amostras da capa carbonática de
Tangará da Serra.............................................................................................67
vi
RESUMO
O Neoproterozóico é marcado por importantes mudanças climáticas que interferiram da
forma crucial na evolução biológica e paleoceanográfica do nosso planeta, sendo
caracterizado principalmente por períodos de glaciação global que alcançaram baixas
latitudes. Este período dramático da história do planeta está registrado em camadas
carbonáticas denominadas de capas carbonáticas que sobrepõem diretamente diamictitos
glaciais. Neste trabalho uma capa carbonática neoproterozóica de 20 m de espessura foi
descrita na mina Calcário Tangará, região de Tangará da Serra, Mato Grosso. Essa
seqüência compreende as formações Mirassol d’Oeste (dolomítica) e Guia (calcária)
que pertencem à parte inferior do Grupo Araras. A capa dolomítica é composta por
dolograinstones peloidais rosados com gradação inversa, laminação plano-paralela e
truncamentos de baixo ângulo, alem de camadas descontínuas de cristais fibrosos de
calcita (pseudomorfos segundo gipsita?), interpretados como registros de uma
plataforma rasa a moderadamente profunda com eventos de hipersalinidade. A capa
calcária consiste em siltitos laminados e maciços, ricos em óxido de ferro e calcários
finos com acamamento de megamarcas onduladas, interpretados como depósitos de
plataforma mista moderadamente profunda dominada por ondas. Calcários finos com
laminação ondulada/marcas onduladas e leques de cristais (pseudomorfos segundo
aragonita), intercalados com folhelhos, foram interpretados como depósitos de
plataforma profunda e supersaturada em CaCO
3.
Calcários com estruturas de
escorregamento incluindo laminações convolutas e falhas sin-sedimentares caracterizam
depósitos de talude, enquanto diques neptunianos, preenchidos por brechas calcárias, e
camadas deformadas entre camadas não deformadas sugerem atividade sísmica. Três
superfícies estratigráficas dividem a sucessão carbonática estudada: S1 separa as capas
dolomitica e calcária e é interpretada como superfície transgressiva, enquanto as
superfícies S2 e S3, dentro da capa calcária são consideradas limites de fácies. Fácies
deformadas ocorrem ao longo de toda a sucessão, separadas por intervalos sem
deformação, e foram subdivididas em três pacotes (A, B e C). Os pacotes A e C
apresentam estruturas dúctil-rúptil como dobras, falhas e acamamento convoluto,
enquanto o pacote B contém estruturas formadas em regime rúptil como falhas e
fraturas. A análise de isótopos de C e O mostrou valores negativos semelhantes aos
encontrados em outras capas carbonáticas pelo mundo. Os dados de isótopos de
13
C
apresentam valores entre -4‰ e -6‰ na capa dolomítica, enquanto que na capa calcária
os valores de
13
C alcançam até -7‰ sem co-variância dos isótopos de
18
O, indica
alteração por fluidos meteóricos ou pela dolomitização. A sucessão descrita em Tangará
da Serra amplia a ocorrência de capas carbonáticas na América do Sul e corrobora com
a interpretação de uma extensa plataforma carbonática pós-glaciação Puga, correlata ao
evento Marinoano, nesta parte do Cráton Amazônico.
Palavras chaves: Capa carbonática, Tangará da Serra, fácies deposicionais, isótopos de
C e O, Cráton Amazônico
vii
ABSTRACT
The Neoproterozoic is punctuated by significant climatic changes that influenced
dramatically the biological evolution and paleoceanography of the planet, characterized
mainly by global glaciations that reached low latitudes. The aftermath anomalous events
of this period are recorded in carbonate beds that overlie directly diamictites, called cap
carbonates, synchronous worldwide post-glacial deposits. A Neoproterozoic carbonate
succession of 20m thick was described in the Calcário Tangará quarry, Tangará da Serra
region, State of Mato Grosso. The Mirassol d'Oeste and Guia formations are,
respectively, the dolomite and limestone caps, inserted in the base of Araras Group. The
cap dolomite is composed of pinkish peloidal dolograinstones with inverse graded
laminae, even paralel to low angle truncated laminations and discontinuous layers of
fibrous calcite crystals (gypsum pseudomorphs?) interpreted as deposits of a shallow to
moderately deep platform with events of hypersalinity. The cap limestone consists in
laminated to massive Fe-rich siltstone and megaripple bedded crystalline limestone
interpreted as deposits of moderately deep wave dominated mixed platform. Rippled
crystalline limestone with crystal fans (pseudomorphosed after aragonite) interbedded
with shales were interpreted as oversaturated-CaCO
3
deep platform deposits. Limestone
with slump structures, convolute bedding and sinsedimentary faults characterize
deposits of slope; neptunians dikes filled by calcareous breccias, and isolated deformed
limestone beds suggest seismic activity. Three stratigraphic surfaces divide the studied
carbonatic succession. The S1, that represent the contact between dolomite and
limestone caps, interpreted as transgressive surface, and the S2 and S3, within the cap
limestone, are considered facies limits. Deformed facies occur in the entire succession
separated by undeformed intervals, and were divided in three zones (A, B and C). The A
and C zones exhibit ductile-brittle structures as parallel folds, faults and convolute
bedding, while the zone B shows brittle structures as faults and fractures. Isotopic
analysis of C and O determinate the negative excursions oh these carbonates similarly to
those found in other cap carbonates worldwide. δ
13
C values between -4‰ and -6‰
predominate in the cap dolomite, while in the cap limestone of δ
13
C values are below of
-7‰ without co-variance of δ
18
O which suggests alteration by meteoric fluids or by
dolomitization processes. The succession described in Tangará da Serra extends the
occurrence of cap carbonates in South America and corroborate with the interpretation
of a large carbonate platform established after Puga glaciation (Marinoan).
Keywords: Cap carbonate, Tangará da Serra, deposicional facies, C and O isotopes,
Amazon craton
SUMÁRIO
Agradecimentos i
Lista de figuras ii
Lista de tabelas v
Resumo vi
Abstract vii
1. INTRODUÇÃO 1
1.1. APRESENTAÇÃO 1
1.2. ÁREA ESTUDADA E BASE DE DADOS 3
1.3. OBJETIVOS 5
2. MÉTODOS 5
2.1. ANÁLISE FACIOLÓGICA 5
2.2. ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA 6
2.3. ANÁLISE PETROGRÁFICA E MINERALÓGICA 6
2.4. ANÁLISE ISOTÓPICA 7
3. CONTEXTO GEOLÓGICO 9
3.1. PORÇÃO SUL DO CRÁTON AMAZÔNICO 9
3.2. FAIXA PARAGUAI 11
3.3. GRUPO ARARAS 13
3.3.1. Trabalhos prévios 13
3.3.2. Paleoambiente e idade 16
4. NEOPROTEROZÓICO 17
4.1. PALEOGEOGRAFIA E PALEOCLIMATOLOGIA 17
4.2. CAPAS CARBONÁTICAS 19
4.3. EXCURSÕES ISOTÓPICAS DE C E O 20
5. DEPÓSITOS CARBONÁTICOS DE TANGARÁ DA SERRA-MT: UMA
NOVA OCORRÊNCIA DE CAPA CARBONÁTICA NEOPROTEROZÓICA NA
MARGEM SUL DO CRÁTON AMAZÔNICO 22
6. FÁCIES DEFORMADAS 48
7. SUPERFÍCIES ESTRATIGRÁFICAS 58
8. ANÁLISE DE ISOTÓPOS DE C E O 66
8.1. ANÁLISE DO SINAL ISOTÓPICO 66
9. CONCLUSÕES 71
10. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 73
1
1. INTRODUÇÃO
1.1. APRESENTAÇÃO
Mudanças climáticas importantes interferiram de forma crucial na evolução biológica
e paleoceanográfica do planeta, porém nenhuma destas alterações foi tão marcante para o
surgimento e desenvolvimento da vida como aquela associada aos períodos pós-glaciais do
final do Proterozóico. A Terra no limite Neoproterozóico-Cambriano (540 Ma) foi
caracterizada pela fragmentação do Rodínia (fase final da Orogenia Pan-Africana-Brasiliana,
Alkmin et al. 2001), aparecimento e diversificação dos metazoários (Knoll & Walter 1992,
Grotzinger & Knoll 1995), declínio dos estromatólitos e, principalmente, pela ocorrência de
extensas glaciações que alcançaram até baixas latitudes do globo (Kirschvink 1992, Hoffman
& Schrag 2002) e que resultaram em importantes mudanças atmosféricas e
paleoceanográficas (Saylor et al. 1998, Jacobsen & Kaufman 1999, Knoll 2000). Estas
glaciações globais ocorreram pelo menos em duas oportunidades nos últimos 200 Ma do
Neoproterozóico, no Esturtiano (~725 Ma) e Marinoano (~635 Ma), além do evento regional
Gaskiers de 580 Ma (Kennedy 1996, Hoffman & Schrag 2002, Bowring et al. 2003,
Halverson et al. 2005, Fike et al. 2006).
Estes episódios estão registrados nas regiões cratônicas de vários continentes sob a
forma de depósitos glaciais e carbonáticos contemporâneos e têm sido alvo de intensas
discussões (Fairchild & Hambrey 1984, James et al. 2001, Hoffman & Schrag 2002, Nogueira
et al. 2003, 2007). As camadas carbonáticas que sobrepõem diretamente diamictitos glaciais
do Neoproterozóico são denominadas de capas carbonáticas (Kennedy 1996, Hoffman &
Schrag 2002). São, geralmente, dolomitos e calcários, ricos em cimento, gerados em
ambientes sem análogos modernos. Apresentam excursões isotópicas negativas de carbono e
um conjunto de estruturas com gênese ainda pouco entendida (estruturas em tubo,
precipitados carbonáticos anômalos, estromatólitos formados por cristais etc.). Diversos
2
modelos têm sido aventados para explicar esta associação particular entre glaciação e capas
carbonáticas com excursões isotópicas, sendo que o mais discutido atualmente é a hipótese de
snowball/slushball Earth (Kirschvink 1992, Hoffman et al. 1998a, Hyde et al. 2000). Esta
hipótese advoga que, exceto por uma faixa equatorial, o planeta teria sido coberto por gelo por
milhões de anos. Estas condições teriam sido sucedidas por um rápido degelo, em poucas
centenas de anos, devido ao súbito aparecimento de condições de efeito estufa.
Os registros anômalos do Neoproterozóico foram pela primeira vez documentados na
Plataforma Sul-Americana, margem sul do Cráton Amazônico, nos depósitos da Plataforma
Carbonática Araras, com a identificação de uma capa carbonática pós-glaciação Marinoana na
mina Terconi, região de Mirassol d'Oeste, Estado do Mato Grosso (Nogueira 2003, Nogueira
et al. 2003 e Nogueira & Riccomini 2006). A ocorrência de rochas carbonáticas na mina de
Tangará da Serra, distante 140 km a nordeste de Mirassol d’Oeste e 200km a noroeste de
Cuiabá, com uma sucessão semelhante àquela da mina Terconi, possibilitou a continuidade da
análise paleoambiental e estratigráfica de capas carbonáticas neoproterozóicas no Brasil, com
o detalhamento faciológico em combinação com novos dados isotópicos para a base do Grupo
Araras. Além disso, este estudo vem ampliar o entendimento das condições de
snowball/slushball Earth para esta parte da América do Sul.
3
1.2. ÁREA ESTUDADA E BASE DE DADOS
A área de estudo está localizada na região de Tangará da Serra, Estado do Mato
Grosso, a nordeste da Cidade de Mirassol d’Oeste e distante 240 km da capital Cuiabá.
Tangará da Serra está situada entre as serras de Tapirapuã e dos Parecis, que delimitam dois
ecossistemas importantes no território brasileiro: o Pantanal Matogrossense ao Sul e o
Chapadão dos Parecis ao Norte. A região apresenta relevo de topografia plana e densa
cobertura vegetal, sendo as melhores exposições encontradas nas frentes de lavra pertencentes
à Mina Calcário Tangará (Fazenda Alvorada) e nas margens do rio Sepotuba (afluente do rio
Paraguai), onde as rochas carbonáticas apresentam ampla continuidade lateral. O acesso para
a área de estudo (Mina Calcário Tangará) é feito pela da rodovia MT-358, km 18, saindo-se
de Tangará da Serra em direção a Cidade de Campo Novo e em seguida por 15 km em estrada
vicinal até a entrada da mina (Figura 1). Durante a realização do trabalho de campo foram
estudadas as duas principais frentes de lavra, com aproximadamente 500 m
2
cada e outras de
menor expressão (Figura 2). A sucessão carbonática estudada corresponde às formações
Mirassol d’Oeste e Guia, pertencentes à parte inferior do Grupo Araras conforme proposta
estratigráfica de Nogueira et al. (2003) e Nogueira & Riccomini (2006). A área de estudo
apresenta uma boa continuidade de afloramentos o que permitiu uma excelente correlação e
uma idealização preliminar do arcabouço estratigráfico seqüencial ainda em construção para o
Grupo Araras nessa região.
4
Figura 1. Mapa de localização e geológico simplificado da Faixa Paraguai Norte e porção sul do Cráton
Amazônico com destaque para a região de Tangará da Serra (fonte: CPRM 2001, Nogueira 2003).
Figura 2. Mapa simplificado da mina Calcário Tangará com destaque para as frentes de lavra estudadas (os
símbolos romanos posicionam os perfis estratigráficos da figura 14).
5
1.3. OBJETIVOS
Esta dissertação de mestrado teve como objetivos: 1) analisar sob a óptica
paleoambiental, a nova ocorrência de capa carbonática na região de Tangará da Serra, Mato
Grosso; 2) definir estratigraficamente a sucessão carbonática no contexto geológico da porção
sul do Cráton Amazônico; 3) discutir as variações isotópicas de carbono e oxigênio da água
do mar neoproterozóica; e 4) correlacionar os processos e a sucessão estudada com outras
capas carbonáticas neoproterozóicas encontradas no mundo.
2. MÉTODOS
2.1. ANÁLISE FACIOLÓGICA
A análise faciológica abrange a técnica de modelamento de fácies proposta por Walker
(1992), que envolve os seguintes aspectos: i) a descrição de fácies, que procura caracterizar
composição, geometria, texturas, estruturas sedimentares, conteúdo fossilífero e padrões de
paleocorrente; ii) a compreensão dos processos sedimentares, que revela como a fácies foi
gerada; e iii) a associação de fácies, que permite agrupar fácies contemporâneas e cogenéticas,
com distintos padrões de empilhamento, geometria e posição relativa dentro da plataforma
carbonática, que refletem os diferentes ambientes e sistemas deposicionais. Esta última etapa
permitiu ainda estabelecer modelos deposicionais que são geralmente representados por
blocos diagramas tridimensionais. O termo fácies foi aqui empregado no mesmo sentido de
"litofácies carbonática" (Kerans & Tinker 1997), formada por elementos descritivos básicos
tridimensionais, definidos por estruturas sedimentares, grãos componentes e fábricas.
A descrição de fácies, na escala dos diferentes litotipos e de afloramentos, foi
auxiliada por perfis colunares e seções panorâmicas, estas últimas obtidas por meio de
fotomosaicos de afloramentos, seguindo o procedimento de Wizevic (1991) e Arnot et al.
6
(1997). Foram efetuadas coletas sistemáticas de amostras em função das diversas fácies que
permitiram a melhor caracterização dos litotipos, para complementar as descrições em campo.
A simbologia utilizada para caracterizar todas as fácies seguiu a proposta de Miall (1997)
onde o litotipo principal é representado por letra maiúscula e as estruturas presentes são
representadas por letras minúsculas.
2.2. ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA
A classificação estratigráfica utilizada para os depósitos carbonáticos foi baseada no
Código Brasileiro de Nomenclatura Estratigráfica (Petri et al. 1986) que visa identificar o
caráter litológico de uma unidade de rocha ou litoestratigráfica. As informações obtidas
mediante a análise de fácies e dos sistemas deposicionais auxiliaram na descrição e
favoreceram a localização de superfícies estratigráficas que foram tentativamente
interpretadas seguindo os conceitos da estratigrafia de seqüências, como de inundação,
transgressiva e de inundação máxima (Vail 1987, Van Wagoner et al. 1988, Christie-Blick et
al. 1995).
2.3. ANÁLISE PETROGRÁFICA E MINERALÓGICA
As análises petrográficas e mineralógicas foram utilizadas como informações
complementares para a definição de microfácies carbonáticas e interpretação paleoambiental
da sucessão estudada. Durante a etapa de campo foram coletadas 11 amostras de calcário e
dolomito que correspondem à subdivisão faciológica proposta. Lâminas petrográficas foram
analisadas em microscópio óptico com o objetivo de identificar os tipos de grãos, as
principais texturas e estruturas bem como cimento, matriz e poros. Para definição e
classificação dos litotipos seguiu-se a proposta de Dunham (1962) e, em parte, a de Folk
(1974), além dos trabalhos de Sibley & Gregg (1986), Wright (1992) e Tucker (1992). Na
7
identificação de calcita e dolomita foi aplicado o tingimento com Alizarin Vermelho S a uma
concentração de 0,2g/100ml de 1,5% de ácido hidroclorídrico de acordo com Adams et al.
(1984). A análise por difratometria de raios X, realizada no Laboratório do Departamento de
Geociências da UFAM, complementou a identificação da composição mineralógica das
amostras enquanto que a análise da fração insolúvel dos carbonatos, dissolvida por ácido
clorídrico, permitiu determinar a porcentagem de siliciclásticos na rocha.
2.4. ANÁLISE ISOTÓPICA
A composição isotópica dos depósitos carbonáticos marinhos reflete a variação dos
isótopos leves de C e O da água do mar através do tempo geológico. Atualmente expressivas
variações isotópicas das águas do mar têm sido utilizadas como marcadores paleoambientais e
na elaboração de arcabouços quimioestratigráficos para a correlação global de sucessões
neoproterozóicas (Jacobsen & Kaufman 1999, Knoll 2000). Estas, por sua vez, têm sido
datadas pelo estudo da variação da razão isotópica de Sr e
13
C (Jacobsen & Kaufman 1999,
Harverlson et al. 2004), pois geralmente não apresentam assembléias fossilíferas
determinantes.
As amostras para análise isotópica foram obtidas da coleta sistemática, com base na
mudança faciológica, em 4 perfis colunares representativos da capa carbonática encontrada
em Tangará da Serra. A análise isotópica de C e O foi realizada em 9 amostras de dolomitos e
calcários parcialmente dolomitizados, distribuídas na sucessão estratigráfica de cerca de 20 m
de espessura correspondente às formações Mirassol d’Oeste e Guia. As amostras pulverizadas
e analisadas por difração de raios X foram analisadas no Laboratório de Isótopos Estáveis
(LABISE) do Departamento de Geologia da Universidade Federal de Pernambuco, com a
colaboração do Professor Dr. Alcides Nóbrega Sial.
8
Os procedimentos de análise consistem na extração do gás CO
2
dos carbonatos
pulverizados em linha de alto vácuo. Após a reação com ácido fosfórico a 100% foi aquecido
a 25
o
C por um dia quando continham calcita, e por três dias no caso da presença de dolomita.
A liberação de CO
2
, após a limpeza criogênica, foi analisada em um espectrômetro de massa
(coletor triplo de entrada dupla SIRA II). Os resultados foram registrados com a notação
convencional em per mil (‰) relativo ao padrão VPDB (Vienna PeeDee Belemnites) que é
uma escala reconhecida pela National Institute for Standards and Technology (NIST), para
registrar a abundância relativa dos isótopos de
δ
13
C e
δ
18
O. As incertezas das medidas de
isótopos foram 0,1‰ para o carbono e 0,2‰ para o oxigênio, baseado em múltiplas análises
de um padrão interno do laboratório da UFPE, o BSC (Borborema Skarn Calcite).
9
3. CONTEXTO GEOLÓGICO
3.1. PORÇÃO SUL DO CRÁTON AMAZÔNICO
O Cráton Amazônico é a maior região cratônica da América do Sul, cobrindo uma
área de aproximadamente 4,3 x 10
5
km
2
, localizada a norte da Plataforma Sul-Americana e
circundada por faixas orogênicas neoproterozóicas. O cráton é dividido em dois escudos pré-
cambrianos, os escudos da Guiana e Guaporé, separados pela Bacia Sedimentar Paleozóica do
Amazonas. O Cráton Amazônico pode ser dividido em seis províncias geocronológicas
baseadas em idades radiométricas, padrões estruturais, litologia e evidências geofísicas (ver
Teixeira et al. 1989 e Tassinari & Macambira 1999). Esta unidade começou a se formar no
inicio do Proterozóico, depois de uma importante atividade tectonomagmática que resultou
ainda na incorporação de pequenos núcleos do Arqueano (Cordani & Sato 1999). O
crescimento crustal continuou durante todo o Proterozóico com a aglutinação sucessiva de
arcos magmáticos e se estabilizou após sucessivos eventos colisionais no final do
Proterozóico, há cerca de 1.0 Ga atrás (orogenias Rondoniano e Sunsás). O Cráton
Amazônico, juntamente com outros blocos continentais (e.g. Oeste Africano, São Francisco-
Congo e Rio de la Plata), formava a porção oeste do supercontinente Gondwana (Alkmin et
al. 2001, Tohver et al. 2006) (Figura 3A).
A margem sul do Cráton Amazônico é formada por rochas cristalinas recobertas por
uma faixa descontinua de depósitos glaciais (Formação Puga) e carbonáticos (Grupo Araras),
que são interpretados como produto de eventos pós-glaciação Marinoana do final do
Neoproterozóico (Nogueira et al. 2003, 2007) (Figura 3B). Estes depósitos carbonáticos
podem alcançar até 700m de espessura e ocorrem nesta região como camadas subhorizontais
(mergulhando 3
o
para NNW) e sem indícios de metamorfismo. Rochas siliciclásticas do
Grupo Alto Paraguai sobrepõem de forma discordante a sucessão carbonática neoproterozóica
(Bandeira Jr. et al. 2007). Estimativas de idade entre 630 e 520 Ma para as rochas
10
sedimentares da margem SW do Cráton Amazônico foram baseadas em valores de isótopos de
δ
13
C, razões de
87
Sr/
86
Sr e dados de paleomagnetismo (Trindade et al. 2003, Alvarenga et al.
2004, Tohver et al. 2006).
Figura 3. Margem sudeste do Cráton Amazônico e Faixa Paraguai Norte. A) Reconstrução paleogeográfica do
oeste do Gondwana de Tohver et al. (2006) com os blocos continentais e faixas móveis Brasiliano-Panafricano
(AM=Amazônico; ANS=Escudo Árabe-Nubiano; C=Congo; GM=Maciço Goiano; K-G=Kalahari-Grunehogna;
LA=Luis Alves; P=Paraná; RA=Rio Apa; SF= São Francisco; SL=São Luis; WA= Oeste Africano). O quadro
indica a posição do mapa na figura 3B. B) Mapa geológico com as principais unidades aflorantes, com destaque
para os depósitos glaciais da Formação Puga e para as rochas carbonáticas do Grupo Araras na margem sudeste
do Cráton Amazônico (modificado de Bandeira Jr et al. 2007 e Nogueira & Riccomini 2006). Legenda referente
à figura B.
11
3.2. FAIXA PARAGUAI
A Faixa de Dobramentos Paraguai, unidade geotectônica de aproximadamente 1.200
km de comprimento se localiza na borda sudeste do Cráton Amazônico e está inserido na
parte oeste e noroeste da Província Tocantins e parte sul da Província Tapajós (Almeida et al.
1977, Almeida 1984, Boggiani & Alvarenga 2004). A Faixa Paraguai foi interpretada por
Hasui et al. (1992) como uma sutura de colisão do tipo himalaiano, resultado da convergência
dos blocos continentais Amazônia (oeste), São Francisco-Congo (leste) e do bloco Rio de la
Plata ou Paraná (sul) (Almeida 1984, Trompette et al. 1998, Alkmin et al. 2001) (Figura 3A).
Este evento colisional ocorreu durante a tectônica Brasiliano/Pan-Africana de
aproximadamente 550 a 500 Ma (Trompette 2000) e resultou no fechamento do mar
Brazilides (Alkmin et al. 2001).
Ao longo da Faixa Paraguai as unidades litoestratigráficas aflorantes apresentam-se
dobradas formando amplos sinclinais e anticlinais (Almeida 1984, Nogueira et al. 2003,
2007) (Figura 4). A unidade mais antiga encerra rochas metassedimentares do Grupo Cuiabá,
que são recobertas pelos diamictitos glaciogênicos da Formação Puga (Maciel 1959),
correlatos à glaciação global Marinoana de 630 Ma. Os diamictitos são recobertos
bruscamente pelas rochas carbonáticas do Grupo Araras, que registram as mudanças drásticas
das condições climáticas glaciais para as de efeito estufa, inseridas no contexto da hipótese da
Snowball Earth (Hoffman & Schrag 2002, Nogueira et al. 2003). As hipóteses sobre o tipo de
bacia gerada para a acumulação dos depósitos da Faixa Paraguai se referem a um mega-
graben deformado durante a separação dos continentes Laurentia e Gondwana (Dalziel 1992)
ou a uma bacia do tipo ante-país (Trompette 1994). A idade mínima para os depósitos
sedimentares da Faixa Paraguai é baseada na datação, pelo método Rb/Sr, do Granito São
Vicente, que registra um magmatismo pós-orogênico de cerca de 500 ± 15 Ma (Almeida &
Mantovani 1975).
12
Almeida (1964, 1965) dividiu a Faixa Paraguai em três zonas tectônicas de SE para
NW de acordo com o grau de metamorfismo e deformação: Baixada do Alto Paraguai,
Província Serrana e Baixada Cuiabana (Figura 4). Essa mesma divisão foi adotada em outros
trabalhos, alterando apenas a nomenclatura (e.g. Almeida 1984, Alvarenga & Saes 1990,
Alvarenga & Trompette 1993). Nogueira et al. (2003) subdividiram a Faixa Paraguai Norte
em zonas de cavalgamento e dobramento e antefossas (foredeep) inseridas num contexto de
uma bacia de ante-país (foreland) (Figura 5).
Figura 4. Seção esquemática do modelo de estruturação tectônica e litoestratigráfica proposto por Almeida
(1964) para a Faixa Paraguai.
Figura 5. Mapa do modelo de estruturação tectônica e litológica proposta por Nogueira (2003) para a Faixa
Paraguai Norte. Destaque para a área de estudo na região de Tangará da Serra.
13
3.3. GRUPO ARARAS
3.3.1. Trabalhos prévios
As primeiras citações sobre a ocorrência de rochas carbonáticas no segmento norte da
Faixa Paraguai foram feitas por Castelneau (1850) nas regiões de Nobres e Cáceres. Evans
(1894) descreveu rochas carbonáticas na porção centro-norte do Mato Grosso (Corumbá) e as
denominou de Araras Limestone em referência ao povoado de Araras (atualmente Bauxi),
com a seção tipo entre a cabeceira do rio Paraguai e sua confluência com o rio Cuiabá. Evans
(1894), Lisboa (1909), Oliveira & Moura (1944), Oliveira (1964), Corrêa & Couto (1972),
Almeida (1984) e Alvarenga & Trompette (1994) fizeram correlações litoestratigráficas entre
as rochas carbonáticas Araras e as no Grupo Corumbá (parte sul da Faixa Paraguai). As
rochas carbonáticas Araras foram primeiramente inseridas na “Série Corumbá” (Oliveira &
Leonardos 1943, Oliveira & Moura 1944, Oliveira 1964). Scorza (1960) denominou os
calcários aflorantes no trajeto da Serra do Tombador ao Caixa Furada de Série Araras,
presumidamente de idade cambriana. Em diversos trabalhos, essas rochas carbonáticas foram
inseridas tanto no Grupo Corumbá quanto no Grupo Alto Paraguai.
Almeida (1964) propôs a categoria de “grupo” para as rochas carbonáticas Araras,
constituído na base por um pacote pelítico-carbonático e no topo de composição dolomítica e
aventou a possibilidade de comportar duas formações. Hennies (1966) sugeriu para as
unidades inferior e superior deste grupo os nomes de Guia e Nobres, respectivamente,
concretizando a proposição de Almeida (1964). Após esta proposição o Grupo Araras tem
sido descrito como uma sucessão de calcários sobrepostos por dolomitos (Vieira 1965,
Guimarães & Almeida 1972, Luz et al. 1978, Dardenne 1980, Barros et al. 1982, Alvarenga
1990, Boggiani 1997). Apesar do perfil estratigráfico de Alvarenga (1990) mostrar uma
unidade dolomítica na base do Grupo Araras, na região de Mirassol d’Oeste, em contato
brusco com os diamictitos da Formação Puga, este autor continuou a considerar apenas a
14
sucessão clássica do Grupo Araras, ou seja, calcários sobrepostos por dolomitos. Alvarenga
(1990) propôs posteriormente unidades informais utilizando os termos “fácies” e “seqüência”
como sinônimos de unidade litoestratigráfica.
Mais recentemente, Nogueira (2003) incluiu uma unidade dolomítica na porção basal
do Grupo Araras, que recobre os diamictitos glaciogênicos da Formação Puga. Ele dividiu o
grupo em quatro formações, da base para o topo: Mirassol d’Oeste, Guia, Serra do Quilombo
e Nobres (Figura 6). A Formação Mirassol d’Oeste, com 15m de espessura, é constituída por
dolomitos finos de coloração rosada, estromatólitos, dolomitos peloidais com megamarcas
onduladas e sobrepõe-se diretamente aos diamictitos da Formação Puga. Esta unidade é
interpretada como uma capa dolomítica (Nogueira et al. 2003), depositada logo após a
glaciação Puga, que é correlata ao episódio Marinoano. Representa um importante marco
estratigráfico global por ser a base do período Ediacariano do final do Neoproterozóico. A
Formação Guia, com aproximadamente 150 m de espessura, é constituída por calcários finos
betuminosos, folhelhos betuminosos, pelitos vermelhos e cementstones ricos em leques de
cristais de calcita, pseudomorfos segundo aragonita. A base da Formação Guia é considerada
como a porção calcária da capa carbonática Puga. A Formação Serra do Quilombo é composta
predominantemente de brechas com cimento dolomítico e/ou matriz intercaladas com
dolomitos finos e dolomitos arenosos na porção superior, interpretada como depósitos de
plataforma moderadamente rasa a profunda, afetada por sismos e tempestades. A Formação
Nobres é constituída por dolomito fino, dolomitos oolíticos subordinados e estromatólitos,
além de dolomitos arenosos, brechas, ritmitos arenito/pelito e arenitos com cimento
dolomítico, que são interpretados como depósitos de planície de maré/sabkha. As rochas
carbonáticas são sobrepostos discordantemente pelas rochas siliciclásticas do Grupo Alto
Paraguai, que é constituído pelas formações Raizama (arenitos e pelitos), Sepotuba (folhelhos
e arenitos) e Diamantino (ritmitos, arenitos finos e conglomerados) (Figura 6).
15
Figura 6. Coluna litoestratigráfica das unidades sedimentares que afloram ao longo da porção Sul do Cráton
Amazônico e Faixa Paraguai Norte. Destaque para o Grupo Araras e para as formações Mirassol d’Oeste e Guia
(em sua porção basal), objetos deste estudo, que constituem a capa carbonática neoproterozóica pós-glaciação
Marinoana (fonte: Nogueira & Riccomini 2006)
16
3.3.2. Paleoambiente e idade
As primeiras interpretações paleoambientais das rochas carbonáticas do Grupo Araras
no sudoeste do Cráton Amazônico e Faixa Paraguai têm sugerido principalmente depósitos de
plataforma marinha (Almeida 1964, Luz et al. 1978, Barros et al. 1982, Zaine & Fairchild
1992, Boggiani 1997) e, pontualmente, planície de maré sob condições evaporíticas e
depósitos de águas profundas. Nogueira (2003) interpretou os depósitos carbonáticos do
Grupo Araras como formados em ambientes de plataforma profunda, moderadamente
profunda e planície de maré/sabkha (Figura 6).
A idade do Grupo Araras sempre foi inferida a partir da comparação com as idades
relativas do Grupo Corumbá, na Faixa Paraguai Sul, que contém os macrofósseis Cloudina, o
gênero Vendotaenia, Corumbella werneri (Fairchild 1978, Hahn et al. 1982, Walde et al.
1982, Zaine 1991), interpretados como penecontemporâneos à biota de Ediacara, esta ainda
não encontrada na América do Sul. A falta de continuidade física e de estudos estratigráficos
de detalhe não permite correlacionar estas duas unidades, embora ambas recobrem diamictitos
da Formação Puga (Maciel 1959, Almeida 1964, 1965, Alvarenga 1990, Boggiani 1997),
considerada como produto da glaciação Marinoana (~625-600 Ma). Entretanto, enquanto na
região de Mirassol d’Oeste a estratigrafia e definição dos eventos pós-Marinoanos estão bem
estabelecidas, a região de Corumbá ainda necessita ser melhor investigada. Nem os
microfósseis, similares em ambos os grupos, tais como Bavlinella faveolata e Siphonophycus
sp. nem outros microfósseis encontrados no Grupo Araras, como Symplassophaeridium sp.,
Leiosphaeridia sp., Soldadophycus bossii, não implicam em boa definição de idade, um vez
que estes possuem amplitude que envolve todo o Neoproterozóico (Hidalgo 2002, Gaucher et
al. 2003).
Datações recentes baseadas em dados de paleomagnetismo das rochas carbonáticas do
Grupo Araras na margem sudoeste do Cráton Amazônico apontam uma idade de 623 ± 15 Ma
17
para latitudes de 33.6
o
e idades entre 580 e 520 Ma quando o cráton começou a se mover em
direção ao sul a uma velocidade de ~0.2
o
Ma
-1
com latitudes de 36+7/-6
o
(Trindade et al.
2003, Trindade & Macouin 2007). Babinski et al. (2006) dataram os dolomitos da Formação
Mirassol d’Oeste que cobre diretamente os diamictitos da Formação Puga com razões de
Pb/Pb e obtiveram uma idade de 627 ± 32 Ma que é interpretada como a idade de deposição
destes carbonatos.
4. NEOPROTEROZÓICO
4.1. PALEOGEOGRAFIA E PALEOCLIMATOLOGIA
O final do Neoproterozóico (542-544 Ma) é um dos períodos mais intrigantes da
história do nosso planeta, com mudanças climáticas e oceanográficas globais, rápida
configuração tectônica, aparecimento dos primeiros metazoários (e.g. fauna Ediacariana) e
extensas glaciações que alcançaram baixas latitudes. Recentemente, a correlação de dados
isotópicos, geocronológicos e paleomagnéticos de sucessões carbonáticas do Neoproterozóico
têm facilitado o posicionamento estratigráfico e paleogeográfico destes depósitos.
Varias hipóteses têm sido propostas para explicar os processos sedimentares e
condições ambientais que geraram os anômalos depósitos carbonáticos neoproterozóicos.
Entre elas é a hipótese da Snowball Earth, a mais aceita atualmente, que propõe, com base em
dados paleomagnéticos, uma incomum concentração das massas continentais em zonas de
baixa latitude, fato raro na história geológica do nosso planeta, que seria a causa da glaciação
global (Kirschvink 1992). Tal configuração paleogeográfica aumentaria a taxa de
intemperismo de silicatos, o que causaria um maior consumo de CO
2
atmosférico,
ocasionando o resfriamento do planeta (Marshall et al. 1988, Donnadieu et al. 2004). O
avanço das geleiras em direção ao equador, a baixa pressão de CO
2
atmosférico e a menor
concentração de nuvens devido à diminuição do nível do mar durante a glaciação, fez com
18
que o albedo da Terra aumentasse substancialmente nos subtrópicos. Estes fatores associados
com a diminuição do transporte de calor oceânico e de calor meridional pelas células de
Hadley seriam responsáveis pelo inicio das glaciações globais do Neoproterozóico (Hoffman
& Schrag 2002).
Durante o período glacial a atividade vulcânica continuaria a ejetar CO
2
para a
atmosfera e oceanos. Entretanto, sem o intemperismo de silicatos ou fotossíntese para
consumi-lo, haveria um aumento nos níveis de CO
2
, que resultou na elevação das
temperaturas na superfície e na diminuição da espessura do gelo que cobriam os mares.
Segundo Caldeira & Kasting (1992) e Kirschvink (1992), este processo teria ocasionado uma
queda do albedo planetário mais rápida do que o consumo de CO
2
atmosférico pelo
intemperismo dos silicatos. Deste modo, o planeta se aqueceria seguido pelo recuo do gelo
para os pólos.
Uma glaciação de grandes extensões, porém não global, deixando grandes áreas do
oceano equatorial sem cobertura de gelo, é proposta pela hipótese da Slushball Earth, com
base em simulações paleoclimáticas (Hyde et al. 2000). Outras simulações baseadas em
modelos acoplados de atmosfera-calota de gelo têm confirmado está hipótese (Baum &
Crowley 2001, Crowley et al. 2001), assim como evidências de um ciclo hidrológico ativo
durante toda a glaciação (McMechan 2000, Arnaud & Elyes 2002, Condon et al. 2002,
Leather et al. 2002). Esta faixa equatorial forneceria um refugio para os metazoários nestas
condições climáticas extremas, que logo depois resultaria na explosão de vida do Cambriano
(Hyde et al. 2000, Runnegar 2000). Contudo, esta hipótese não consegue explicar
satisfatoriamente a longa duração da glaciação e a ocorrência de capas carbonáticas.
19
4.2. CAPAS CARBONÁTICAS
Capas carbonáticas são camadas contínuas e de vários metros de espessura de
dolomitos e mais raramente calcários que cobrem abruptamente depósitos glaciais do
Neoproterozóico com poucas evidências de retrabalhamento ou significativo hiato
deposicional. As capas carbonáticas foram depositadas diretamente no topo de depósitos
glaciais em todo o mundo durante o Neoproterozóico, o que implica em uma sedimentação
carbonática associada a uma rápida transgressão sobre substratos anteriormente glaciais. Elas
têm sido caracterizadas como delgados depósitos de águas profundas que podem passar
lateralmente para espessos depósitos de plataforma (Kennedy 1996, Hoffman et al. 1998a,
1998b). As capas carbonáticas geralmente apresentam dolomitos laminados com evidências
de rápida litificação. Localmente incluem cimentos marinhos de origem aragonítica na forma
de leques de cristais, estruturas tipo tubo e estromatólitos. As capas carbonáticas têm como
característica principal serem moderadamente depletadas em
13
C, e a origem destas excursões
ainda é muito discutida, principalmente com respeito à fonte da alcalinidade (ver item 4.3).
Existem atualmente dois tipos de capas carbonáticas que são distinguidas por suas
características litológicas e isotópicas, e podem ser denominadas de capa estilo Esturtiano e
estilo Marinoano (Kennedy et al. 1998, Corsetti & Lorentz 2006). A capa estilo Esturtiano é
caracterizada por carbonatos escuros, finamente laminados, ricos em matéria orgânica e
algumas contêm estruturas roll-up, geralmente associadas a formações ferríferas. Valores
negativos de δ
13
C passam para valores positivos dentro de poucos a dezenas de metros na
seção estratigráfica. As capas estilo Marinoano são geralmente caracterizadas por colorações
claras e pela presença de feições incomuns, incluindo leques de cristais pseudomórficos de
calcita segundo aragonita e/ou barita, estruturas tipo tubo e crostas de cimento. Os valores de
δ
13
C são negativos na base da capa e continuam para o topo da seção. Esta subdivisão é
utilizada devido às características litológicas e de isótopos de carbono serem amplamente
20
utilizadas como controles para a idade das capas onde os dados geocronológicos estão
ausentes. Porém nem sempre as características das capas Esturtiana e Marinoana coincidem
com suas idades de formação, por este motivo a utilização desta recente subdivisão.
4.3. EXCURSÕES ISOTÓPICAS DE C E O
O estudo das excursões isotópicas de carbono e oxigênio dos carbonatos é atualmente
um procedimento amplamente utilizado nas sucessões neoproterozóicas com o objetivo de
determinar as variações seculares da composição original da água do mar (Jacobsen &
Kaufman 1999). Os valores isotópicos de C e O de calcários marinhos podem fornecer
evidências quantitativas de mudanças no clima global e na circulação dos oceanos (Marshall
1992). Os eventos anóxicos, que representam momentos de elevação acentuada do nível do
mar, constituem períodos ideais para a precipitação de carbonatos enriquecidos em
13
C.
Técnicas de correlação baseadas na análise de carbono têm revolucionado a
estratigrafia de rochas carbonáticas pré-cambrianos, principalmente na subdivisão do
Neoproterozóico (Grotzinger & James 2000). Recentemente a curva global de isótopos de
carbono tem sido usada para correlações intrabaciais de alta resolução. Quando utilizados em
combinação com seqüências estratigráficas e dados bioestratigráficos, fornecem um nível de
resolução para os estratos do final do Proterozóico, comparável com o das sucessões
paleozóicas. Os valores de δ
13
C de carbonatos de plataforma anteriores ao Neoproterozóico
Superior são comumente entre +8‰ e +9‰, enquanto as capas carbonáticas têm valores de -
2‰ até -6‰ (Kaufman & Knoll 1995, Halverson et al. 2005).
O aumento dos valores de isótopos de carbono para o topo nas capas carbonáticas
estaria relacionado ao aumento da alcalinidade durante a deposição carbonática. Para as fontes
de elevada alcalinidade três hipóteses distintas são aventadas. A primeira hipótese sugere o
aumento do intemperismo de silicatos e carbonatos na presença de altas concentrações de CO
2
21
na atmosfera durante e no final da glaciação (Fairchild 1993, Hoffman et al. 1998a, Higgins
& Schrag 2003). Este modelo requer uma longa glaciação (>5-10 Ma) com significante
acúmulo de CO
2
na atmosfera através da emissão de gases vulcânicos. A segunda hipótese
sugere que os oceanos foram significantemente estratificados e anóxicos com a redução de
sulfato na coluna d’água, o que promoveria um aumento da alcalinidade. Este modelo, porém,
não requer uma glaciação e sim eventos de ressurgência de águas profundas anóxicas
(Grotzinger & Knoll 1995, Ridgwell et al. 2003). A terceira hipótese sugere que a dissociação
de hidratos de metano ao final das glaciações e concomitante aumento da alcalinidade devido
à degradação microbial do metano foram responsáveis pela formação da capa carbonática
(Kennedy et al. 2001).
22
5. DEPÓSITOS CARBONÁTICOS DE TANGARÁ DA SERRA-MT: UMA
NOVA OCORRÊNCIA DE CAPA CARBONÁTICA
NEOPROTEROZÓICA NA MARGEM SUL DO CRÁTON AMAZÔNICO
Artigo a ser submetido à Revista Brasileira de Geociências
Joelson Lima Soares
1
Afonso César Rodrigues Nogueira
1, 2, 3
1
Programa de Pós-Graduação em Geologia Regional e Ambiental, Departamento de
Geociências, Universidade Federal do Amazonas, Av. General Rodrigo O. J. Ramos, 3000,
Coroado, 69077-000, Manaus, AM; [email protected]
2
Programa de Pós-Graduação em Geoquímica e Geologia, Instituto de Geociências da
Universidade Federal do Pará, Rua Augusto Corrêa, 01, Guamá, 66075-110, Caixa postal 479,
Belém, PA; [email protected]
3
Bolsista de produtividade do CNPq.
RESUMO: Capas carbonáticas se traduzem em um dos mais importantes depósitos
relacionados ao final das glaciações globais neoproterozóicas. Na região de Tangará da Serra,
margem sul do Cráton Amazônico, ocorre uma sucessão de rochas carbonáticas
neoproterozóicas com aproximadamente 20 m de espessura, que inclui o topo da Formação
Mirassol d’Oeste e a base da Formação Guia, representando, respectivamente, as capas
dolomítica e calcária da porção inferior do Grupo Araras. A capa dolomítica é composta de
dolograinstones peloidais rosados com gradação inversa, laminação plano-paralela e
truncamentos de baixo ângulo, além de camadas descontínuas de cristais fibrosos de calcita
(pseudomorfos segundo gipsita?), interpretados como registros de uma plataforma rasa a
moderadamente profunda com eventos de hipersalinidade. A capa calcária consiste de siltitos
laminados e maciços, ricos em óxidos de ferro, e calcários finos com acamamento de
megamarcas onduladas, interpretados como depósitos de plataforma mista moderadamente
profunda dominada por ondas. Calcários finos com laminação ondulada/marcas onduladas e
leques de cristais (pseudomorfos segundo aragonita), intercalados com folhelhos, foram
interpretados como depósitos de plataforma profunda e supersaturada em CaCO
3.
Calcários
com estruturas de escorregamento, laminações convolutas e falhas sin-sedimentares
caracterizam depósitos de talude. Diques neptunianos, preenchidos por brechas calcárias, e
camadas deformadas isoladas sugerem atividade sísmica penecontemporânea à deposição. A
sucessão carbonática de Tangará da Serra estende a ocorrência de capas carbonáticas na
porção sul do Cráton Amazônico e corrobora com a presença de uma extensa plataforma
carbonática formada durante a transgressão após a glaciação Puga, correlata ao evento
Marinoano.
Palavras-chaves: Capa carbonática, Neoproterozóico, Cráton Amazônico, fácies sedimentares,
glaciação
23
ABSTRACT: CARBONATES DEPOSITS OF TANGARÁ DA SERRA-MT: A NEW
OCCURRENCE OF NEOPROTEROZOIC CAP CARBONATE IN SOUTHERN AMAZON
CRATON Cap carbonates are exceptional deposits related to the end of Neoproterozoic low-
latitude glaciations. In the Tangará da Serra region, southern Amazon Craton, a
Neoproterozoic carbonatic succession, approximately 20 m thick, was described that includes
the upper part of the Mirassol d'Oeste Formation and the base of the Guia Formation,
representing, respectively, the dolomitic and calcareous caps of basal Araras Group. The cap
dolomite is composed of pinkish peloidal dolograinstones with inversely graded laminae,
planar to low angle truncated laminations and discontinuous layers of fibrous calcite crystals
(gypsum pseudomorphs?) interpreted as deposits of a shallow to moderately deep platform
with events of hypersalinity. The cap limestone consists in laminated to massive Fe-rich
siltstone and megaripple bedded finely limestone interpreted as deposits of a wave dominated
moderately deep mixed platform. Rippled finely limestone with crystal fans (aragonite
pseudomorphs) interbedded with shales were interpreted as oversaturated-CaCO
3
deep
platform deposits. Limestone with slump structures, convolute bedding and synsedimentary
faults characterize deposits of slope and neptunian dykes, filled by calcareous breccias, and
isolated deformed limestone beds suggest seismic activity. The succession of Tangará da
Serra extends the occurrence of cap carbonates in the southern part of the Amazon Craton and
corroborate with the presence of a large carbonate to mixed platform formed during the
transgression after the glaciation Puga, correlate to Marinoan event.
Keywords: Cap carbonate, Neoproterozoic, Amazon Craton, sedimentary facies, glaciation
INTRODUÇÃO
O intervalo entre o Neoproterozóico e o Cambriano (~750-540 Ma) é atualmente alvo
de grande discussão no meio científico devido à ocorrência de importantes mudanças
paleoceanográficas e climáticas (Kirschvink 1992, Knoll & Walter 1992, Grotzinger & Knoll
1995, Alkmin et al. 2001, Hoffman & Schrag 2002). Glaciações que alcançaram até baixas
latitudes do globo e que resultaram em importantes mudanças atmosféricas e
paleoceanográficas ocorreram pelo menos em duas oportunidades nos últimos 200 Ma do
Neoproterozóico, no Esturtiano (~725 Ma) e no Marinoano (~635 Ma), além da glaciação
regional Gaskiers de 580 Ma (Kirschvink 1992, Kennedy 1996, Hoffman & Schrag 2002,
Bowring et al. 2003, Halverson et al. 2005, Fike et al. 2006). Algumas interpretações
sugerem que estes eventos foram sincrônicos com o total congelamento da superfície da
Terra, acompanhados pela paralisação do ciclo hidrológico e eliminação parcial da vida
24
(hipótese da Snowball Earth; Hoffman et al. 1998). Os registros destes eventos são
encontrados em regiões cratônicas de vários continentes sob a forma de depósitos glaciais e
carbonáticos contemporâneos (Fairchild & Hambrey 1984, James et al. 2001, Nogueira et al.
2003). Os carbonatos têm sido referenciados como capas carbonáticas relacionadas às
glaciações de baixas latitudes, e são caracterizados por dolomitos rosados que sobrepõem
diamictitos glaciais sem evidência de hiato, possuem fácies especificas e expressiva excursão
negativa de δ
13
C (Narbonne et al. 1994, Kennedy 1996, Myrow & Kaufman 1999, Hoffman et
al. 1998, Hoffman & Schrag 2000, Kennedy et al. 2001, Nogueira et al. 2003, 2007, Allen &
Hoffman 2005).
No Brasil os registros anômalos do Neoproterozóico foram pela primeira vez
documentados na Plataforma Sul-Americana, na margem sul do Cráton Amazônico, nos
depósitos da Plataforma Carbonática Araras, com a identificação de uma capa carbonática
pós-glaciação Puga (Marinoana) na mina Terconi, região de Mirassol d'Oeste, Estado do Mato
Grosso (Nogueira 2003, Nogueira et al. 2003, Nogueira et al. 2007). A descoberta de uma
nova ocorrência desta unidade na mina de calcário Tangará, em Tangará da Serra, Mato
Grosso, possibilitou a continuidade da análise paleoambiental e estratigráfica de capas
carbonáticas neoproterozóicas, além de ampliar os registros das condições de
snowball/slushball Earth.
A região de Tangará da Serra, Estado do Mato Grosso, encerrada entre as serras de
Tapirapuã e dos Parecis (Figura 7), situa-se a 140 km à nordeste da cidade de Mirassol
d’Oeste e distante 240 km a noroeste da capital Cuiabá. A região apresenta relevo de
topografia plana, sendo as melhores exposições encontradas nas frentes de lavra da Mina
Calcário Tangará (Fazenda Alvorada) e nas margens do rio Sepotuba, afluente do rio Paraguai
(Figura 7). O estudo faciológico e estratigráfico da sucessão carbonática revelou que a
unidade basal do Grupo Araras, a Formação Mirassol d’Oeste, compreende depósitos de
25
plataforma (eufótica) rasa, em parte evaporítica, enquanto que na Formação Guia fácies de
águas mais rasas foram observadas.
Figura 7. Margem sul do Cráton Amazônico e porção norte da Faixa Paraguai. A) Contexto geotectônico. B)
Mapa geológico simplificado da região de Tangará da Serra e da mina Calcário Tangará. Os diamictitos da
Formação Puga ocorrem somente na região de Mirassol d’Oeste. Modificado de CPRM (2001) e Nogueira &
Riccomini (2006).
26
GEOLOGIA REGIONAL
O Grupo Araras aflora descontinuamente na margem sudoeste do Cráton Amazônico e
com maior continuidade na porção norte da Faixa de Dobramentos Paraguai, consistindo em
uma sucessão predominantemente carbonática com espessura superior a 600 m (Figura 7). As
ocorrências desta unidade sobre o cráton, diferentemente daquelas da Faixa Paraguai que são
dobradas, são desprovidos de metamorfismo, exibem mergulhos subhorizontais e formam
platôs tabulares que conferem um relevo aplainado à região.
Nogueira & Riccomini (2006) subdividiram formalmente o Grupo Araras em quatro
formações, da base para o topo: Mirassol d’Oeste, Guia, Serra do Quilombo e Nobres. A
Formação Mirassol d’Oeste, com aproximadamente 15m de espessura, consiste em dolomitos
finos de coloração rosada, estromatólitos e dolomitos pelóidais, interpretados como
plataforma rasa. A base desta unidade sobrepõe-se diretamente ao diamictito da Formação
Puga, onde o contato é brusco e lateralmente irregular. Esta unidade é interpretada como uma
capa dolomítica (Nogueira et al. 2003), depositada logo após a glaciação Puga, correlata ao
episódio Marinoano. Trata-se de um importante marco estratigráfico global por ser a base do
período Ediacariano na região. A Formação Guia, com aproximadamente 200m de espessura,
é constituída de calcários finos betuminosos, folhelhos betuminosos, pelitos vermelhos e
cementstones com leques de cristais de calcita (pseudomorfos segundo aragonita) e laminação
plana, interrompida localmente por brechas e estruturas de deformação. A base da Formação
Guia é considerada como a porção calcária da capa carbonática Puga (Nogueira et al. 2007).
A Formação Serra do Quilombo, com cerca de 100m de espessura, é composta
predominantemente de brechas com cimento dolomítico e/ou com matriz intercaladas com
dolomitos finos e dolomitos arenosos com estratificação cruzada hummocky. É interpretada
como depósitos de plataforma moderadamente rasa a profunda, afetada por sismos e
tempestades. A Formação Nobres consiste em dolomitos finos, dolomitos oolíticos
27
subordinados e estromatólitos, além de dolomitos arenosos, brechas, ritmitos arenito/pelito e
arenitos que são interpretados como depósitos de planície de maré/sabkha. Os carbonatos são
sobrepostos discordantemente pelas rochas siliciclásticas do Grupo Alto Paraguai (Figura 7).
Na região sudoeste do Cráton Amazônico afloram apenas as formações Mirassol
d’Oeste e Guia, encontradas na mina Terconi, na região de Mirassol d’Oeste, e mais
recentemente na mina Calcário Tangará, na região de Tangará da Serra (Figura 7) (Nogueira
& Riccomini 2006). Posteriormente dados isotópicos preliminares foram apresentados por
Alvarenga et al. (2007).
A idade mínima para a deposição das rochas sedimentares neoproterozóicas que
afloram no sudoeste do Cráton Amazônico e Faixa Paraguai é de 500 ± 15 Ma (método Rb/Sr;
Almeida & Mantovani 1975), obtida para o Granito São Vicente, que corta as rochas
metassedimentares do Grupo Cuiabá, aflorante na Faixa Paraguai (Figura 7). Os microfósseis
encontrados no Grupo Araras, como também nos carbonatos do Grupo Corumbá que afloram
a 50 km a sudoeste da região de Tangará da Serra, não são determinantes de idade, mas
ocorrem em todo o Neoproterozóico (Hidalgo 2002, Gaucher et al. 2003). Além disso, a
presença de Cloudina (548 Ma, Corsetti et al. 2003) e as excursões isotópicas positivas típicas
do limite Neoproterozóico-Cambriano no Grupo Corumbá (ver Boggiani et al. 1997) excluem
qualquer possibilidade de correlação, corroborada pela recente datação de 635 Ma (Pb/Pb) da
capa dolomítica de Mirassol d’Oeste por Babinski et al. (2006).
MÉTODOS
A descrição de fácies seguiu a proposição de Walker (1992) e Kerans & Tinker
(1997). Análises petrográficas e mineralógicas foram utilizadas como informações
complementares para a interpretação ambiental da sucessão estudada. As lâminas foram
tingidas com Alizarina Vermelha-S a uma concentração de 0,2g/100ml de 1,5% de ácido
28
hidroclorídrico para a determinação da presença de calcita e dolomita (Adams et al. 1984),
auxiliada pela difratometria de raios X para a identificação da composição mineralógica. A
porcentagem do material insolúvel foi obtida pela dissolução dos carbonatos em ácido
hidroclorídrico a 10%.
FÁCIES DEPOSICIONAIS
A sucessão estudada possui aproximadamente 20 m de espessura e inclui o topo da
Formação Mirassol d’Oeste e base da Formação Guia. Foram descritas 8 fácies que
compreendem a dolograinstones peloidais (fácies Dpp e Dto), calcários com grãos terrígenos
e com leques de cristais (fácies Ctm e Cl), calcários com estruturas de escorregamento (fácies
Cs), folhelhos betuminosos (fácies Fb), siltitos (fácies Sml) e brechas intraformacionais
(fácies Bc) (Tabela 1). Processos de dissolução por pressão são indicados por estilólitos e o
neomorfismo e a dolomitização modificou a textura micrítica e espática original de algumas
fácies. Embora a mina estudada esteja distante 140 km da mina Terconi, seção tipo da base do
Grupo Araras, as sucessões são similares nas fácies e arquitetura de fácies, nos valores
negativos de isótopos de
13
C e, sobretudo, nos depósitos transgressivos de plataforma
carbonática. Três superfícies estratigráficas foram identificadas na sucessão estudada (Figura
8): o contato entre as unidades Mirassol d’Oeste e Guia (S1), interpretado como superfície
transgressiva indicada por recobrimento em onlap de pelitos da base da Formação Guia
(Figura 2, Perfil II); e dois limites de fácies (S2 e S3) dentro da Formação Guia. Intervalos
com deformação sin-sedimentar (A, B e C) são indicados na sucessão por falhas sin-
sedimentares, brechas, diques neptunianos, camadas deformadas e laminações convolutas
(Figura 8).
29
30
Figura 8. Perfis estratigráficos da capa carbonática da mina Calcário Tangará. A sucessão dolomítica da
Formação Mirassol d’Oeste é separada pela superfície S1 e as superfícies S2 e S3 são limites entre associações
de fácies. Zonas de deformação são indicadas pelas letras A, B e C. Siglas TS-1 posicionam as amostras
coletadas.
Dolograinstone peloidal com laminação plano-paralela e cristais fibrosos – Dpp.
A fácies Dpp forma camadas lateralmente contínuas por algumas dezenas de metros e
é composta de dolograinstones peloidais de cor rosada e granulação fina a média. Apresenta
localmente, laminação plano-paralela, que localmente passa para laminação de baixo ângulo
e, algumas vezes, é marcada por cristais fibrosos (Figura 9A). Estes cristais têm forma
31
cilíndrica, com comprimento milimétrico e formam uma malha densa disposta em estratos que
variam de 1 até 2cm de espessura. Os dolomitos laminados e cristais fibrosos formam ciclos
com espessuras de 6 cm e 2 cm (Figura 9A e B). Estas variações de espessura refletem os
diferentes tamanhos dos pelóides de dolomita microcristalina e a presença de cimento
dolomítico. As laminações mais delgadas com espessuras de ~1,5 mm apresentam um
arcabouço formado de micropelóides (<1mm) com reduzido espaço intergranular e com
pouco ou nenhum cimento (Figura 9C). Laminações mais espessas com até 5 mm apresentam
micropelóides e raros macropelóides (2-3 mm) compondo um arcabouço mais poroso. O
cimento de dolomita, com textura xenotópica, preenche porosidade interpeloidal que consiste
de 10% a 30% de poros da rocha (Figura 9D).
A laminação plano-paralela é produto de deposição onde havia o predomínio de
suspensão e que era esporadicamente influenciada localmente por movimentos oscilatórios
que geraram laminações cruzadas de baixo ângulo (De Raaf et al. 1977). A presença de
pelóides é quase sempre interpretada como produto de atividade biológica que induz a
nucleação do carbonato, porém pelóides são comuns em quase todos os ambientes
carbonáticos recentes e sua origem pode estar relacionada a outros fatores como crescimento a
partir de núcleos de grãos detriticos e precipitação inorgânica (Tucker 1992). A ocorrência de
macropelóides é produto da agregação de micropelóides em fundo oceânico e implica em
reduzida abrasão durante sua formação, já que estas partículas são facilmente desagregadas.
Sua preservação sugere pouco ou nenhum transporte e/ou rápida cimentação (James et al.
2001, Halverson et al. 2004). O hábito fibroso dos cristais de calcita é interpretado como
sendo herdado de gipsita originalmente precipitados em fundo marinho. Os cristais foram
substituídos por dolomita que preservou o hábito fibroso. A dolomitização do calcários é um
processo comumente encontrado na Formação Guia. Porém, a forma arborescente de cristais
32
de calcita que revela pseudomorfos segundo aragonita, não foi observada nos dolomitos de
Tangará, o que corrobora com a interpretação de cristais de evaporitos.
As irregularidades encontradas tanto na base como no topo das porções com cristais
são, respectivamente, produtos da sobrecarga sobre sedimentos plásticos e fragmentação
produzida pelo retorno da sedimentação com influencia dos movimentos oscilatórios. A
variação de espessura dos ciclos em direção ao topo indica uma substancial diminuição da
sedimentação e aumento da saturação em CaSO
4
e conseqüente precipitação de gipsita
(CaSO
4
.2H
2
O) (Tucker 1992).
Dolograinstone peloidal com laminação quase-planar e truncamentos por onda – Dto.
A fácies Dto composta de dolograinstone peloidal rosa esbranquiçados de granulação
média a grossa é caracterizada pela presença de laminação quase-planar com truncamentos de
baixo ângulo por ondas. Micropelóides com até 1 mm de diâmetro consistem no componente
principal da fácies e geralmente exibem aspecto grumoso (ver Figura 9D). Macropelóides
constituem aglomerado de micropelóides, são esféricos e subesféricos, e variam de 2 a 5 mm
de diâmetro, formando lentes entre as laminações truncadas (Figura 9C). Os espaços
interpeloidais (20% a 30% da rocha) são ocupados predominantemente por dolomita
equidimensional com textura xenotópica e raros cristais de dolomita romboédrica. Gradação
inversa é definida pela alternância de lâminas com micropelóides (base) e macropelóides
(topo) (Figura 9C e D).
As laminações quase planar a ondulada com truncamentos de baixo ângulo indicam
fluxo oscilatório de alta velocidade que induziram eventos erosivos sobre os depósitos
peloidais (ver processos em De Raaf et al. 1977 e Arnott et al. 1995). O mecanismo para a
geração da gradação inversa observada ainda é pouco explicado para depósitos carbonáticos
peloidais do Neoproterozóico, porém tais depósitos estão sempre associados a ambientes
33
altamente energéticos (James et al. 2001, Halverson et al. 2004). A preservação de
macropelóides é interpretada da mesma forma que os da fácies Dto.
Figure 9. Aspecto faciológico da Formação Mirassol d’Oeste. A) Ciclos granodecrescentes de dolograinstones
peloidais laminados com topo marcado por cristais fibrosos; B) Detalhe dos níveis de cristais fibrosos sobre
dolomitos com laminação plano paralela; C) Macropelóides entre as laminações com truncamentos por onda; D)
Lâminas de dolograinstone formadas por micropelóides sem cimento (a) e com cimento dolomítico (b).
Calcário fino com grãos terrígenos e acamamento de megamarca ondulada – Ctm.
A fácies Ctm é caracterizada por calcários finos em parte dolomitizados, com até 30%
de grãos terrígenos (areia fina e silte predominante), de cor vermelha com acamamento de
megamarcas onduladas assimétricas que apresentam localmente mud drapes preservando a
morfologia (Figura 10A e B). A rocha é composta por 80% de calcita microespática e
localmente dolomita fina. Grãos terrígenos, tamanho areia fina (quartzo arredondado e mica),
ocorrem de maneira disseminada e perfazem cerca de 2% e 5% da rocha, enquanto que os de
tamanho silte compõem cerca de 25%. Cavidades são preenchidas por cristais romboédricos
34
de dolomita, enquanto a calcita espática ocorre geralmente disposta na borda dos poros.
Ambas são, algumas vezes, associadas com betume degradado (?) (Figura 11A). As
megamarcas de maior amplitude com 35 cm têm comprimento de onda de 1,3 m. Entretanto,
as de amplitudes de 11cm e comprimento de no máximo 1,10 m são as mais comuns. Marcas
onduladas assimétricas (amplitude = 1cm e λ = 5cm) ocorrem de forma mais isolada
aparentemente associadas aos topos do acamamento de megamarcas. Lateralmente, a fácies
Ctm apresenta uma disposição cíclica das camadas, geralmente associada a camadas de
siltitos de até 10 cm de espessura que recobrem as megamarcas onduladas. Laminações
convolutas ocorrem localmente.
O acamamento de megamarcas onduladas foi gerado pela migração de formas de leito
formada por correntes e ondas (De Raaf et al. 1977). A presença de grãos terrígenos finos e
subarredondados sugere influxo continental. O acamamento de megamarcas onduladas é
geralmente individualizado por pelito o que sugere deposição em uma zona de baixa energia
relacionada a transição ou offshore proximal (Aigner 1985, Faulkner 1988).
Calcário fino com marcas onduladas e leques de cristais – Cl.
A fácies Cl forma um conjunto de camadas tabulares com o topo ondulado
constituídas por calcários finos rosados com leques de cristais de calcita (pseudomorfos
segundo aragonita) geralmente intercaladas com os folhelhos da fácies Fb (Figura 10B). O
calcário está parcialmente dolomitizado, o que dificulta a determinação da fábrica original;
porém, a forma dos leques de cristais e laminações internas não foram obliteradas (Figura
10D). Os leques de cristais desta fácies são muito semelhantes aos encontrados nas capas
carbonáticas neoproterozóicas de outras partes do mundo (Clough & Goldhammer 2000,
James et al. 2001, Hoffmann & Schrag 2002, Corsetti et al. 2004, Lorentz et al. 2004). São
rosados, aciculares radiais e constituídos de calcita pseudoespática (Figuras 10C-D e 11B).
35
Os cristais podem ser também colunares isolados ou lateralmente conectados por
delgados arranjos de cristais fibrosos (Figura 10C-D e 11B). Os leques de cristais fibrosos
colunares nos primeiros níveis de ocorrência apresentam comprimentos de até 5 cm, são
muito abundantes e comumente ocorrem isolados (Figura 10D). Em direção ao topo da
sucessão, os cristais desconectados ficam mais abundantes e são cobertos por calcários com
laminações onduladas e quase-planares (Figura 10C). Entre leques de cristais colunares
conectados ocorrem laminações côncavas que consistem de delgadas intercalações de siltito e
carbonato em camadas com topo ondulado (Figura 10D).
As marcas onduladas apresentam padrão de interferência e comprimentos de onda de
até 4 cm com amplitudes de 3 mm. A forma convexa das laminações indica que a deposição
destes sedimentos ocorreu provavelmente de forma simultânea, ou antes da formação dos
cristais, e a concavidade seria formada pelo rompimento das laminações durante o
crescimento dos cristais. A base dos cristais é comumente plana e concordante com a
laminação planar, porém onde a superfície é ondulada a base dos cristais é irregular. Pequenos
ciclos de leques de cristais com mud drapes e laminações onduladas são comuns e
representam sucessivos estágios de precipitação aragonítica e sedimentação (Figura 10C).
A abundância de cristais sugere que esta fácies foi formada em um ambiente
supersaturado em CaCO
3
, com alta alcalinidade e provavelmente de águas calmas e profundas
logo abaixo da interface água-sedimento (Corsetti et al. 2004, Lorentz et al. 2004). A forma
de crescimento dos cristais ocorreu provavelmente de duas maneiras distintas: 1) os cristais,
geralmente isolados, cresceram no fundo oceânico e posteriormente foram soterrados por
material carbonático e seu topo fragmentado pela ação de correntes; 2) os cristais,
principalmente os conectados, cresceram após ou durante a deposição e romperam as
laminações preexistentes. Estas duas formas de crescimento podem ser associadas à taxa de
sedimentação.
36
Segundo Sumner (2002) um dos principais fatores para a ocorrência de leques de
cristais de aragonita nos carbonatos neoproterozóicos seria a presença de inibidores de
carbonato tais como o Fe
+2
e o Mn
+2
na água do mar o que suprimiria a formação de micrito.
A presença de Fe
+2
e o Mn
+2
reduzem substancialmente a taxa de precipitação de calcita,
portanto, a ausência de Fe
+2
favorece a rápida precipitação de calcita e decréscimo geral nas
condições de saturação da água marinha. Entretanto, a ocorrência de Fe
+2
na água do mar não
afeta a precipitação de aragonita podendo ocorrer sob condições favoráveis de temperatura e
pressão. Deste modo, elevada alcalinidade seria somente um dos componentes para a
formação dos cristais, o outro seria além dos inibidores de micrito a ocorrência de pouca taxa
de sedimentação. Os cristais isolados estariam associados à rápida precipitação e pouca ou
nenhuma sedimentação que favoreceria o seu crescimento até atingir tamanhos centimétricos.
Por outro lado, os cristais conectados, que ocorrem geralmente rompendo as laminações
carbonáticas, estariam relacionados aos ambientes com aumento da taxa de sedimentação e a
entrada de terrígenos (onde ocorrem estes cristais estão associados as camadas mais espessas
dos folhelhos da fácies Fb).
A presença de pequenas marcas onduladas assimétricas no topo das camadas com
cristais indica correntes fracas em um ambiente de águas tranqüilas com certa profundidade.
Processos diagenéticos como inversão e dolomitização são comuns nesta fácies. A inversão
ocorreu primeiro, alterando os cristais de aragonita para calcita espática (Figura 11B). A
dolomitização é um processo bem posterior à deposição, onde somente o micrito foi
dolomitizado enquanto os cristais neomórficos se preservaram (Figura 11B). A geração desta
fácies está relacionada a mudanças cíclicas, que iniciam com a sedimentação pelítica e
carbonática, seguida do crescimento dos cristais de aragonita cujas porções mais superiores
foram parcialmente erodidas pela ação de correntes.
37
Folhelho betuminoso – Fb.
Folhelhos betuminosos apresentam coloração preta a cinza e se encontram
impregnadas de betume. As camadas variam 0,5 cm de espessura até 10 cm de espessura e
apresentam fissilidade e laminação bem desenvolvidas. São geralmente muito contínuas e
tabulares, intercalando-se, de forma cíclica, com camadas de calcários finos da fácies Cl
(Figura 10B). A formação desta fácies está relacionada a interrupções cíclicas na
sedimentação carbonática, seguida de acumulo de material pelítico em águas parcialmente
estagnadas e profundas com preservação expressiva de matéria orgânica posteriormente
maturada na forma de betume.
Siltito maciço e laminado – Sml.
Esta fácies é constituída por siltitos vermelhos maciços que localmente apresentam
laminação planar e fissilidade pouco desenvolvida. O depósito é lateralmente descontínuo,
com espessuras entre 20 cm e 1.60 m, e se intercala com calcários finos com megamarcas
onduladas (fácies Ctm). A cor vermelha denuncia a presença de óxidos/hidróxidos de ferro. A
disposição em onlap destes depósitos com os dolograinstones peloidais indica preenchimento
de depressões de um paleorelevo (Figura 8). Intercalações com calcários sugerem alternância
na energia do fluxo em um ambiente de águas profundas.
38
Figura 10. Aspecto faciológico da Formação Guia. A) Calcários finos dolomitizados com acamamento de
megamarcas onduladas; B) Camadas tabulares com topo ondulado de calcários finos com leques de cristais
intercalados com camadas de folhelhos; C) Ciclos (setas) formados por cristais e calcários fino com laminações
onduladas; D) Leques de cristais de calcita (pseudomorfos segundo aragonita).
39
Figura 11. Aspectos petrográficos da capa calcária de Tangará da Serra. A) Calcita espática na borda de cavidade
preenchida por dolomita romboédrica e betume; B) Cristais de calcita pseudomorfos segundo aragonita em
matriz microcristalina parcialmente dolomitizada.
Brecha calcária intraformacional – Bc.
Brechas calcárias de arcabouços aberto e fechado ocorrem restritas ao preenchimento
de um dique neptuniano (Figura 12A). Exibem clastos retangulares dispostos caoticamente
que ocorrem como fragmentos angulosos mal selecionados, de formas alongadas e achatadas
e tamanhos centimétricos (Figura 12B). Estes clastos são compostos predominantemente de
carbonatos e argilitos de cores esbranquiçadas e rosadas, respectivamente. A matriz
40
intersticial é de natureza pelítica, maciça e de cor vermelha. Os clastos do dique, próximos a
rocha encaixante (Formação Guia), apresentam disposição paralela ao contato.
Está fácies foi gerada a partir do fraturamento e fragmentação dos calcários da
Formação Guia seguido de deposição pelítica. Devido à ausência de feições que indicam
exposição subaérea na área de estudo, relaciona-se a origem desta fácies a abalos sísmicos em
águas profundas.
Calcários com estruturas de escorregamento – Cs.
A fácies Cs é composta de calcários finos de cor rosa esbranquiçada, com laminações
convolutas, fraturas e estruturas de escorregamento. Os depósitos apresentam geralmente
espessuras de 1m, mas localmente podem alcançar até 4m, são lateralmente descontínuos e
ocorrem sempre sobre camadas sem deformações (Figura 8). Os contatos entre as camadas
deformadas e sem deformação é comumente irregular e com planos de falha. Camadas
tabulares suavemente deformadas podem ser observadas nestes depósitos, assim como
camadas interrompidas formando blocos métricos (Figura 12C). Estas características sugerem
fragmentação de sedimentos parcialmente consolidados em condições de instabilidade
gravitacional, possivelmente relacionadas à declividade de uma rampa no assoalho marinho.
41
Figura 12. A) Contato (linhas tracejadas) entre dique neptuniano e a rocha encaixante (calcários finos
laminados); B) Brecha intraformacional em dique neptuniano; C) Camada convolucionada intercalada com
calcário fino laminado.
ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES
As fácies sedimentares foram agrupadas em quatro associações de fácies que indicam
ambientes de plataforma carbonática. Esta plataforma é dividida em rasa a moderadamente
profunda influenciada por onda, mista moderadamente profunda dominada por correntes e
onda, profunda supersaturada em CaCO
3
e talude (Tabela 1).
Plataforma rasa a moderadamente profunda influenciada por onda – A1.
A associação de fácies A1 é composta predominantemente por dolograinstones
peloidais finos a grossos de cor rosada, dispostos em camadas lateralmente contínuas por
algumas dezenas de metros e com até 6m de espessura (Figuras 8). A base desta associação é
42
formada por dolograinstones com intercalações cíclicas de camadas com cristais fibrosos
(crosta) e laminações plano-paralelas e com truncamento de baixo ângulo produzidas,
respectivamente, por alternância de precipitação química, suspensão e fluxos oscilatórios.
Para o topo da associação, os cristais fibrosos tornam-se cada vez mais raros e ocorrem de
forma isolada entre laminações quase-planares com truncamentos de baixo ângulo, que
sugerem energia moderada e influência de ondas. A preservação de macropelóides associado
às laminações com truncamentos sugere reduzida abrasão e rápida cimentação em um
ambiente de águas calmas (Figura 9C e D). A presença abundante de pelóides nesta
associação é interpretada como intensa atividade microbiana que induziu a nucleação do
carbonato. Os raros cristais que ocorrem no topo da associação indicam um ambiente com
pulsos de águas hipersalinas indicadas pelos cristais de gipsita, enquanto que as estruturas
produzidas por onda podem representar uma maior proximidade com a base da onda normal.
Plataforma mista moderadamente profunda dominada por corrente e onda – A2.
A associação de fácies A2 é caracterizada por siltitos maciços e laminados
intercalados com calcários finos com megamarcas onduladas (Figura 8). As camadas de
siltitos ocorrem no limite com a A1 e formam um pacote lateralmente contínuo com
espessuras variando de 20 cm até 1.20 m; estão associadas a uma falha sinsedimentar (Figura
8). A espessura e a forma dos estratos neste local indicam deposição posterior ao
deslocamento que gerou a paleodepressão e, portanto, um maior espaço para acumulação.
Sobre estes estratos ocorrem calcários finos com até 10% de grãos terrígenos, que apresentam
acamamento de megamarca ondulada com continuidade lateral de algumas dezenas de metros
e espessura de 2,5 m. Nestes calcários ocorrem megamarcas associadas com marcas
onduladas que sugerem intervalos de retrabalhamento por fluxos oscilatórios Em direção ao
topo desta associação, camadas de 30 cm de siltitos se intercalam, de forma cíclica, com os
43
calcários formando uma sucessão granocrescente de ~3 m de espessura (Figura 8).
Acamamentos de megamarcas com mud drapes ocorrem lateralmente e logo acima destes
ciclos representam rápida mudança na energia de fluxo. Fácies dominadas por calcário com
megamarcas e lamitos organizados em sucessões granocrescentes e a abundância de grãos
terrígenos sugerem uma zona de deposição influenciada por ondas e com influxo de terrígenos
de águas moderadamente profundas.
Plataforma profunda supersaturada em CaCO
3
com fornecimento esporádico de
material terrígeno – A3.
A associação A3, com 6 m de espessura, é caracterizada por uma sucessão
lateralmente contínua de camadas tabulares de calcários finos, com topo ondulado,
intercalados com folhelhos betuminosos (Figura 8 e 10B). As camadas de calcários são
compostas por cristais de calcita (pseudomorfos segundo aragonita) centimétricos que
ocorrem isolados ou conectados. Estes são cobertos por laminações onduladas de micrito
parcialmente dolomitizado (Figura 10C-D e 11B). Cristais desconectados são mais comuns na
base da associação enquanto no topo eles se tornam mais abundantes e conectados.
Laminações plano-paralelas e onduladas comumente ocorrem entre e sobre os cristais e são,
respectivamente, produtos de sedimentação em ambiente de águas calmas esporadicamente
modificado pela ação de fluxos oscilatórios. Intercalações de pelito e carbonato que formam
laminações côncavas entre os cristais no topo da sucessão sugerem deposição provavelmente
de forma simultânea ou anterior à formação dos cristais. A abundância de cristais é resultado
do aumento da alcalinidade, presença de inibidores de calcita como o Fe
+2
e o Mn
+2
na água
do mar e a baixa taxa de sedimentação (Sumner 2002). No topo da associação camadas mais
espessas de folhelhos betuminosos se intercalam com os calcários finos de forma cíclica
(Figura 10B). A presença de marcas onduladas no topo das camadas de calcário sugere
44
influência de fluxos oscilatórios que são comuns em águas rasas, porém a ocorrência de
cristais de calcita (pseudomorfos segundo aragonita) nestas camadas é um forte indicio de
águas profundas, depositadas durante um evento de supersaturação em CaCO
3
.
Talude – A4.
Calcários com estruturas de escorregamento e brechas intraformacionais, que ocorrem
discordantemente sobre os outros depósitos carbonáticos, caracterizam a associação de talude,
A4 (Figura 8). Os depósitos com estruturas de escorregamento, camadas deformadas e
fraturadas apresentam uma distribuição mais ampla que os restritos diques neptunianos que
são preenchidos por fragmentos de calcários e pelitos. Os diques neptunianos se formaram a
partir do fraturamento e dilatação dos calcários da Formação Guia. Segundo Winterer & Sarti
(1994) estas feições ocorrem principalmente em ambientes de plataforma carbonática sendo
associadas a deslizamentos e fraturamentos. Falhas normais e blocos de camadas da Formação
Guia, encontrados junto com estruturas de escorregamento, indicam movimentos verticais
causando instabilidade gravitacional em uma rampa no assoalho oceânico. Camadas
deformadas entre camadas sem deformação e diques neptunianos sem feições de exposição
subaérea ou de carstes sugerem que abalos sísmicos possam ter afetado a plataforma
(Obermeier 1996, Montenat et al. 2007).
45
EVOLUÇÃO PALEOAMBIENTAL
Os depósitos da região de Tangará da Serra constituem parte do registro de uma
margem de plataforma carbonática formada em águas quentes e profundas na margem SW do
Cráton Amazônico, durante o final do Neoproterozóico (Figura 13). A deposição de
dolomitos primários foi, a princípio, a primeira manifestação sedimentar nesta porção do
cráton, marcada pela presença de pelóides e macropelóides que sugerem, respectivamente,
atividade biológica e rápida cimentação dolomítica em um ambiente de águas calmas. A
ocorrência de cristais fibrosos nestes dolomitos é consistente com a interpretação de um
ambiente de águas calmas relativamente rasas e em parte hipersalinas. Não há evidências de
exposição subaérea sobre estes dolomitos, porém tais feições podem ter sido erodidas pela
ação de correntes durante a transgressão marinha pós-glacial (Figura 13). O evento
transgressivo é registrado pela deposição de siltes ricos em óxidos/hidróxidos de ferro, acima
dos dolomitos, em águas profundas anóxicas onde os carbonatos poderiam estar parcialmente
dissolvidos (zona de dissolução do carbonato). Lateralmente, os calcários finos com grãos
terrígenos migraram na forma de megamarcas onduladas sob ação de ondas em ambiente
moderadamente raso de plataforma (Figura 13). A rápida subida do nível do mar (clímax do
evento transgressivo) propiciou o aumento da alcalinidade em parte reduzida por atividade
biológica ou ressurgência, associada à redução da taxa de sedimentação e energia em águas
supersaturadas em CaCO
3
com precipitação de lama carbonática e precipitados arborescentes
de aragonita (Figura 13). A contribuição do material terrígeno pode ser devida a áreas fontes
soerguidas relacionadas a colisão de crátons . Escorregamentos, deformação sin-sedimentar e
diques neptunianos preenchidos por brechas indicam movimentos gravitacionais associados à
declividade de rampa em águas profundas e/ou influenciadas por abalos sísmicos que
afetaram a Plataforma Araras no Ediacariano (Figura 13).
46
Figura 13. Modelo evolutivo da plataforma carbonática de Tangará da Serra. Símbolos: P=profundidade;
ST=superfície transgressiva.
47
CONCLUSÕES
A sucessão de fácies de capa carbonática descrita em Tangará da Serra, representada
por dolomitos rosados, estruturas truncadas por onda e principalmente leques de cristais de
aragonita com valores isotópicos de carbono negativo, dentro de um arcabouço transgressivo,
tem as mesmas características da capa carbonática pós-glaciação Puga descrita na mina
Terconi, em Mirassol d’Oeste.
Em Tangará da Serra afloram a porção mais superior da capa dolomítica (Formação
Mirassol d’Oeste) e a parte inferior da capa calcária (Formação Guia inferior) da Plataforma
Araras. A capa dolomítica é caracterizada por dolograinstones peloidais com cristais fibrosos
de gipsita (?) depositados em águas rasas a relativamente profundas e parcialmente
hipersalinas. O contato plano a irregular entre as capas dolomítica e calcária é uma superfície
transgressiva. Sobre este contato a capa calcária é representada por siltitos e calcários com
grãos terrígenos com acamamentos de megamarcas onduladas, depositados em águas
moderadamente profundas influenciadas por onda. Calcários com leques de cristais de calcita
(pseudomorfos segundo aragonita) e folhelhos betuminosos indicam um evento de
supersaturação em CaCO
3
associado a transgressão marinha. Depósitos calcários com
estruturas de escorregamento e diques neptunianos são evidências de deslizamentos
gravitacionais e/ou atividade sísmica sin-deposicional. A sucessão estudada de Tangará da
Serra estende a interpretação de capas carbonáticas na margem sul do Cráton Amazônico e
corrobora com a presença de uma extensa plataforma carbonática formada durante eventos
transgressivos pós-glaciação Marinoana.
48
6. FÁCIES DEFORMADAS
Feições de deformação são observadas ao longo de toda a sucessão carbonática da
mina Calcário Tangará e consistem, em sua maioria, de estruturas dúcteis geradas durante ou
logo após a deposição. Estruturas de deformação rúptil ocorrem somente no topo da sucessão.
Estes tipos de deformação sin-sedimentares, comumente denominadas de soft-sediments
(Visher & Cunningham 1981, Mills 1983), podem ser gerados por escape de fluidos
(fluidização e liquefação), por instabilidades hidrodinâmicas causadas por compactação,
deslizamento ou outro processo gravitacional atuante no ambiente deposicional (Lowe 1975,
Mills 1983, Rossetti 1999). De acordo com a distribuição destas deformações ao longo da
sucessão, foram determinadas três zonas de deformação (A, B e C), todas limitadas por zonas
sem deformação (Figura 14). Estas zonas apresentam diferentes magnitudes de deformação
que lhe conferem características próprias e o predomínio de certas feições (e.g. falhas sin-
sedimentares, dobras convolutas, diques neptunianos, estruturas de escorregamento). As zonas
A e C apresentam características de deformação dúctil sin-sedimentar, enquanto que somente
a zona B tem feições de deformação rúptil. Muitas destas estruturas de deformação estão
relacionadas às fácies Bc e Cs (ver capítulo 5 referente ao artigo), que ocorrem no topo da
sucessão carbonática da mina Calcário Tangará, e que neste capítulo de deformações
constituem as zonas B e C, respectivamente. A análise de cada depósito deformado revelou
processos que podem ser relacionados tanto à instabilidade gravitacional como à atividade
tectônica sin- e pós-sedimentar.
49
Figura 14. Perfis estratigráficos (I a V como indicado no mapa da figura 2) com as zonas de deformação (A, B e
C) e as superfícies estratigráficas (S1, S2 e S3).
A zona A é caracterizada por falhas sin-sedimentares curviplanares, que truncam os
dolomitos peloidais laminados, com orientação NE-SW, mergulho de 44º para SE e rejeito de
até 2,5m, não afetando os estratos sobrejacentes da Formação Guia (Figura 14). Os pelitos da
Formação Guia preenchem uma depressão formada pelo deslocamento da falha e recobrem,
em onlap os dolomitos (Figura 15). Corrugações e/ou dobras são observadas próximas ao
50
plano de cisalhamento, elas exibem morfologia retangular e se empilham por até 2m
denunciando dobras tipo-kink (Figura 16) (Suppe et al. 1997, Maillot & Leroy 2006). A
distância entre os flancos é de no máximo 10 cm quando são próximos à falha, e chegam a até
40 cm quando ocorrem mais afastados desta zona, se acomodando na porção mais curva do
plano (Figura 17). Os planos axiais são verticais, apresentam orientação NE-SW e tendência
de mergulho para sudeste (Figura 17). Fraturas ocorrem com maior freqüência próxima à zona
de falha.
O deslocamento subvertical da falha sin-sedimentar gerou um encurtamento horizontal
que lateralmente deformou os dolomitos peloidais e formou dobras tipo-kink. A relação em
onlap dos pelitos da Formação Guia sobre o plano de falha que trunca os dolomitos da
Formação Mirassol d’Oeste indica que o evento de falhamento ocorreu logo após a deposição
dos dolomitos. A geometria das dobras sugere deformação no campo rúptil-dúctil quando os
dolomitos possuíam uma litificação parcial (Suppe et al. 1997). O aumento do ângulo
interflanco das dobras kink, à medida que se afastam da zona da falha principal, indica
diminuição do encurtamento e predomínio do regime rúptil (Ford et al. 1997, Suppe et al.
1997). A tendência dos mergulhos das falhas e dos planos axiais para sudeste sugere distensão
na direção NW-SE.
51
Figura 15. Falha sin-sedimentar que deforma os dolomitos da Formação Mirassol d’Oeste, recobertos em onlap
por pelitos da Formação Guia.
Figura 16. Dobras tipo-kink em dolomitos laminados.
52
Figura 17. Modelo de formação da falha sin-sedimentar e das dobras tipo-kink: 1) início do falhamento
contemporâneo a deposição; 2 e 3) Evolução da falha sin-sedimentar formando dobras kink com planos axiais
com mergulho para sudeste; à medida que se distanciam da zona de falha ocorre a diminuição do encurtamento;
3) Fraturas desenvolvem-se paralelamente a zona de falhas e continuação da deposição em onlap dos pelitos.
A zona B é restrita ao topo da sucessão carbonática e caracteriza-se por falhas normais
e diques neptunianos que ocorrem entre depósitos de calcários finos com leques de cristais
(pseudomorfos segundo aragonita) intercalados com folhelhos (Figuras 18 e 19). Os diques
alcançam até 4m de largura e orientação aproximada N-S, enquanto o comprimento foi
estimado em mais de uma dezena de metros (Figura 18). Brechas formadas por clastos de
calcário e folhelhos semelhantes à rocha encaixante, em meio à matriz de calcário fino,
preenchem o dique neptuniano. Falhas normais com orientação semelhante ao do dique
ocorrem próximas a ele (Figura 19).
Diques neptunianos são fissuras que podem ter várias origens: deslizamentos
associados com estiramento, relaxamento de escarpas, fissuras associadas com soerguimentos
53
de diápiros e sobrecarga, além de processos cársticos (Figura 20) (Winterer & Sarti 1994,
Demoulin 1996, Montenat et al. 2007). A ausência de feições que indique exposição subaérea
nestes depósitos descarta a possibilidade de processos cársticos. Contudo, a proximidade do
dique com depósitos exibindo estruturas de escorregamento e falhas normais indica origem
por fraturamento e expansão dos calcários por deslizamentos causados por abalos sísmicos
(Figura 13) (Winterer & Sarti 1994, Montenat et al. 2007).
Figura 18. Dique neptuniano truncando camadas de calcário fino da Formação Guia. Observar fragmentos de
pelito em calcário cristalino.
54
Figura 19. Falha sin-sedimentar truncando as camadas de calcário fino da Formação Guia.
Figura 20. Esquema ilustrando o desenvolvimento de diques neptunianos por atividade sísmica (I a III)
(Montenat et al. 2007). Em IV uma visão transversal do dique neptuniano da mina Calcário Tangará com base
no modelo de Cozzi (2000), para diques neptunianos de plataformas carbonáticas rasas.
55
A zona C é caracterizada por calcários finos exibindo acamamento/laminações
convolutas, camadas interrompidas formando blocos métricos e camadas suavemente
dobradas (Figura 21). Acamamentos convolutos se desenvolve em camadas pelíticas
intercaladas com calcários laminados que ocorrem de forma mais restrita (Figura 22). A base
destas camadas convolutas são comumente planas, sem ou com pouca deformação. Estruturas
de escorregamento compõem a maioria das feições de deformação e ocorrem em pacotes de
até 3 m de espessura (Figura 21 e 23). Em meio às estruturas de escorregamento ocorrem
camadas deformadas de calcários finos formando blocos métricos de intercalações
calcário/pelito (até 1,60m) (Figuras 21 e 24). Falhas sin-sedimentares de até 1m ocorrem ao
longo de toda a zona e formam lateralmente pequenas corrugações.
Dobras convolutas são estruturas de deformação muito complexas que podem ser
geradas por processos como dessecação e cisalhamento induzido por sobrecarga, corrente
(current shear) ou deslizamento (slumping) (Lowe 1975, Visher & Cunningham 1981, Mills
1983, Owen 1996). Na Formação Guia, em Tangará da Serra, o fato de as camadas convolutas
ocorrerem entre camadas sem deformação sugere que a deformação foi contemporânea à
deposição, ocasionada pela liquefação e/ou sobrecarga de camadas com maior densidade
(calcarenitos) sobre camadas plásticas e de menor densidade (pelito carbonático) (Visher &
Cunningham 1981, Mills 1983, Rossetti 1999). Estruturas de escorregamento são geradas por
movimentos gravitacionais de massas sedimentares sobre discretos planos basais inclinados
(Coleman & Prior 1988, Mulder & Cochonat 1996). Camadas deformadas de calcário fino,
blocos e camadas interrompidas e falhas sin-sedimentares (associada às estruturas de
escorregamento), são produtos de fraturamento e escorregamentos de massas parcialmente
litificadas. Esta instabilidade gravitacional foi gerada em declives de uma rampa no assoalho
oceânico de águas profundas (Coniglio & Dix, 1992). A ocorrência de camadas deformadas
entre não deformadas indica intervalos de estabilidade alternando com de instabilidade
56
relacionados com eventos de sismicidade, comumente encontrados em ambientes de
plataforma marinha (Obermeier 1996) (Figura 24).
Figura 21. Aspecto do afloramento de calcários com estruturas de escorregamento, camadas deformadas (Cd),
camadas interrompidas formando blocos e planos de escorregamento (linhas grossas).
Figura 22. Camada pelítica com acamamento convoluto entre camadas de calcário sem deformação.
57
Figura 23. Calcário fino com acamamento convoluto sobreposto por calcários laminados e fraturas pós-
deposicionais que truncam estes depósitos.
Figura 24. Camada de calcário com laminação convoluta entre duas camadas sem deformação em um bloco
encontrado entre depósitos com estruturas de escorregamento (bloco da figura 12).
58
7. SUPERFÍCIES ESTRATIGRÁFICAS
Na sucessão carbonática estudada foram reconhecidas 3 superfícies estratigráficas
definidas com base principalmente em mudanças verticais abruptas de fácies, evidências de
erosão e planos de deslizamentos gravitacionais marcados por fácies deformadas, correlatas
àquelas encontradas na capa carbonática de Mirassol d’Oeste (Figura 25). Estas
descontinuidades foram interpretadas como superfície transgressiva (S1) e limites de fácies
(S2 e S3), como mostrado na figura 14. A superfície S1 é o limite entre as formações Mirassol
d’Oeste (dolomitos peloidais) e Guia (pelitos e calcários) (Figura 26). Enquanto as superfícies
S2 e S3 subdividem as fácies que ocorrem na sucessão calcária da Formação Guia (Figura
27).
Estas superfícies são observadas em todos os afloramentos da sucessão da mina
Calcário Tangará apresentando continuidade lateral por centenas de metros. A superfície S1
foi utilizada como datum enquanto que a superfície S3 é irregular e tem caráter erosivo
(Figuras 26 e 27).
Figura 25. Sucessões carbonáticas das regiões de Mirassol d’Oeste e Tangará da Serra, com suas superfícies
estratigráficas em comum (S1) e as que só ocorrem em um sucessão (S2 e S3).
59
60
61
Superfície Estratigráfica S1 – Esta superfície geralmente plana marca o contato entre
as formações Mirassol d’Oeste e Guia, respectivamente, a capa dolomítica e a capa calcária
(Figuras 14 e 26). Algumas irregularidades locais com feições erosivas ou associadas a
movimentos verticais, como a ocorrência de depressões métricas, e mudança brusca de fácies
acima e abaixo da superfície, são muito comuns. As irregularidades ocorrem sobre dolomitos
peloidais com laminações quase-planares e podem formar depressões que variam de 10 cm a
1,40 m. Estas feições estão relacionadas, respectivamente, a erosão e abatimento por falhas
normais sin-sedimentares (Figuras 14, 15 e 29). A superfície é sotoposta por uma camada
descontínua de pelito laminado rico em óxido de ferro e por calcários finos terrígenos com
acamamentos de megamarcas onduladas (Figura 26, 28).
A camada de pelito pode ser interpretada como depósito de inundação marinha em
águas profundas anóxicas, marcando o início de uma transgressão comumente encontrada no
limite entre as capas dolomítica e calcária no modelo da snowball Earth (James et al. 2001,
Hoffman & Schrag 2002, Allen & Hoffman 2005). A disposição em onlap das camadas de
pelitos e calcários caracteriza uma superfície transgressiva. A origem das feições erosivas é
incerta devido principalmente à ausência de evidências de retrabalhamento por onda ou maré.
Entretanto, a predominância da deposição por suspensão corrobora com uma superfície de
inundação/transgressiva ou de onlap.
62
Figura 28. Contato entre as formações Mirassol d’Oeste (base) e Guia (topo) marcado por morfologia irregular e
camadas de pelitos (linhas tracejadas).
Figura 29. Contato irregular entre dolomitos e calcários sem a camada de pelito (superfície S1).
63
Superfície Estratigráfica S2 – Esta superfície é quase planar a suavemente irregular
separando os calcários com grãos terrígenos e megamarcas onduladas e calcários finos com
leques de cristais e folhelhos (Figuras 14, 27 e 30). O aparecimento súbito dos leques de
cristais de calcita (pseudomorfos segundo aragonita) sobre os calcários com megamarcas
onduladas indica mudança brusca no regime de fluxo e na profundidade. O calcário com
megamarcas onduladas e finas camadas de siltito descontínuas sugere uma plataforma
influenciada por ondas enquanto a aragonita arborescente precipitava no assoalho marinho em
águas profundas (Figura 31). Este mar aragonítico representa o primeiro evento de
supersaturação de CaCO
3
pós-glaciação Marinoana (Nogueira et al. 2007). Não há feições
erosivas neste contato, o que indica que a deposição foi concomitante com os depósitos de
megamarcas onduladas só que em um ambiente deposicional desprovido da ação de ondas.
Desta forma, a superfície S2 é interpretada como um limite de fácies (Figura 30).
Figura 30. Limite entre as fácies de calcário com megamarcas onduladas (abaixo) e com leques de calcita (acima
da linha tracejadas).
64
Figura 31. Camadas de calcário com leques de cristais de calcita (pseudomorfos segundo aragonita) que ocorrem
logo acima do limite de fácies (superfície S2).
Superfície Estratigráfica S3 – É uma superfície discordante que trunca todos os
depósitos da sucessão calcária e parcialmente a dolomítica, estendendo-se por centenas de
metros (Figuras 8, 26 e 27). O contato é geralmente irregular e brusco, separando camadas
deformadas da associação de fácies A4 de estratos sem deformação das associações A1, A2 e
A3 (Figura 32). Os calcários deformados que apresentam estruturas de escorregamento e
camadas suavemente dobradas, ocorrem sobre a superfície S3. A natureza irregular e brusca
da superfície e a presença de estruturas deformadas acima dela sugerem registro de um
paleodeclive originado a partir da instabilidade gravitacional relacionada a declividade de
uma rampa no assoalho oceânico.
65
Figura 32. Contato irregular entre os dolomitos (base) e calcários com deformação (topo). Linhas tracejadas
indicam a superfície S3.
66
8. ANÁLISE DE ISÓTOPOS DE C E O
8.1. AVALIAÇÃO DO SINAL ISOTÓPICO
A análise de isótopos de C e O é uma importante ferramenta para o estudo de
sucessões carbonáticas neoproterozóicas. Além de guiar estudos de correlação estratigráfica,
esta técnica tem desvendado a provável composição isotópica de carbono das águas dos mares
pré-cambrianos (Jacobsen & Kaufman 1999, Kaufman & Knoll 1995). No estudo de rochas
desta idade é imprescindível determinar o quanto processos diagenéticos ou metamórficos
alteraram a composição isotópica original dos carbonatos. As amostras analisadas neste
trabalho apresentam texturas sedimentares primárias preservadas, o que indica que foram
pouco afetadas por processos diagenéticos ou metamórficos que poderiam alterar o sinal
isotópico original. Os isótopos de O são mais facilmente alterados pela diagênese enquanto os
isótopos de C tendem a preservar os valores originais (Kaufman & Knoll 1995, Jacobsen &
Kaufman 1999). O limite de alteração para carbonatos do Neoproterozóico, utilizando os
valores de isótopos de O, seria -10‰, onde amostras abaixo deste valor estariam alteradas,
enquanto valores acima destes indicariam assinatura primária (Jacobsen & Kaufman 1999).
Esta premissa, entretanto, tem sido discutida, e atualmente o padrão de alteração isotópica
utilizado independe desta regra e comumente utiliza-se um padrão isotópico representativo da
unidade de estudo que tenha valores menos alterados.
Todas as amostras analisadas apresentaram valores de isótopos de δ
18
O maiores de que
-5‰ e que não variam sistematicamente com os valores de δ
13
C, o que sugere preservação do
sinal isotópico original. Entretanto, ocorrem discrepâncias nos sinais isotópicos de δ
13
C, entre
-4‰ e -7‰, principalmente onde foram identificadas evidências de diagêneses (calcários
parcialmente dolomitizados e neomorfizados) (Tabela 2).
67
Tabela 2. Valores de isótopos de δ
13
C e δ
18
O das amostras da capa carbonática de Tangará da Serra.
Para melhor visualização do sinal isotópico foi feito um gráfico de δ
13
C versus δ
18
O
para verificar a existência de trends de decréscimos simultâneos nos valores das composições
de C e O (Figura 33). Nota-se que as amostras de dolomito, assim como as de calcário
dolomitizados, apresentam expressivos agrupamentos, o que sugere que o sinal isotópico de
carbono é primário. Entretanto, os valores isotópicos de δ
13
C dos calcários dolomitizados
mostram-se constantemente próximos de -7‰, enquanto que os valores isotópicos de δ
18
O
variam entre -1‰ e 3‰. Os valores isotópicos de C e O dos dolomitos não variam e
permanecem quase constantes entre -6‰ e -5‰ para isótopos de δ
13
C e entre -5‰ e -3‰ para
δ
18
O, o que sugere que as amostras de dolomitos tenham seus sinais isotópicos originais
preservados. Entretanto, é possível que os calcários dolomitizados estejam, em parte, com
seus sinais isotópicos influenciados por processos diagenéticos, quando comparados aos
valores da base da Formação Guia em Mirassol d’Oeste, em torno de -5‰. Valores próximos
a -8‰ na capa de Mirassol d’Oeste só ocorrem próximos ao contato entre as formações
Mirassol d’Oeste e Guia.
68
Figura 33. Gráfico δ
13
C versus δ
18
O das amostras da sucessão da capa carbonática com os agrupamentos das
amostras de dolomito e calcário dolomitizado.
Uma amostra de dolomito (TS1-4) coletada próxima ao contato entre as capas
dolomítica e calcária (superfície S1 na Figura 14) mostrou um valor anômalo de δ
13
C (-
8,32‰) mais depletado que os encontrados nas outras amostras de dolomito (Figura 33 e
Tabela 2). Valores anômalos de isótopos de C e O são comumente encontrados em superfícies
estratigráficas de outras sucessões carbonáticas neoproterozóicas na Faixa Paraguai Norte
(Alvarenga et al. 2004, Nogueira et al. 2007).
Em resumo, as amostras referentes à capa dolomítica de Tangará da Serra apresentam
registro isotópico primário e provavelmente representam a composição isotópica original da
água do mar Neoproterozóico. As evidências são: (1) predominância de amostras com δ
18
O >
-6‰, (2) inexistência de uma relação covariante entre os dados isotópicos de δ
13
C e δ
18
O e (3)
falta de variações isotópicas significativas na sucessão dolomítica, exceto próximo à
superfície estratigráfica (Figura 34).
69
Os dados de isótopos de δ
13
C e δ
18
O foram posicionados em um perfil estratigráfico
composto de 20 m de espessura da mina Calcário Tangará (Figura 34). Na base do perfil
ocorrem os dolomitos peloidais da Formação Mirassol d’Oeste que correspondem à capa
dolomítica. Ela é limitada no topo pela superfície transgressiva (S1) que a separa da capa
calcária, base da Formação Guia. Uma superfície de inundação (S2) limita a base de calcários
com leques de cristais que são evidências da supersaturação em CaCO
3
do mar
Neoproterozóico. O topo da capa carbonática é limitado por uma superfície discordante (S3)
sobreposta por depósitos calcários deformados. Ambas a capas representam depósitos de
plataforma profunda e que mostram uma curva isotópica de δ
13
C que exibe uma forte
depleção em direção ao topo da sucessão com valores entre -4,99‰ e -8,32‰.
A forte depleção dos valores de δ
13
C na capa calcária representa provavelmente o
resultado da circulação de fluidos meteóricos/diagenéticos após soerguimento, causando
dolomitização e neomorfismo. Valores isotópicos de δ
13
C próximos a superfícies
estratigráficas podem representar um sinal primário ou diagenético relacionado a processos de
recristalização em superfícies de inundação, transgressão ou erosão (Nogueira et al. 2007).
Nota-se certa relação dos sinais isotópicos de C com a curva de profundidade, que fica bem
registrada na superfície S1 em águas moderadamente profundas, o que confirma uma
tendência a mudar o sinal isotópico de C de acordo com a profundidade, tornando-se cada vez
mais depletado. A depleção pode estar relacionada a diversos fatores e reflete processos
oceanográficos. Os modelos utilizados para essa anomalia isotópica incluem: 1) extinção da
biomassa que não consumiria o carbono orgânico (Kump 1991); 2) desestabilização do gás
hidrato de metano durante a transgressão pós-glacial (Kennedy et al. 2001); 3) águas
profundas de ressurgência, com valores depletados de δ
13
C misturando-se com as águas rasas
(Grotzinger & Knoll 1995) e 4) decréscimo da produtividade biológica devido à supressão da
70
zona fótica pelas capas de gelo, dentro da hipótese da Snowball Earth (Hoffman et al. 1998a,
Hoffman & Schrag 2002).
Figura 34. Perfil composto da mina Calcário Tangará mostrando a variação dos valores isotópicos de δ
13
C e
δ
18
O, com destaque para a zona de alteração que modifica o sinal isotópico original.
71
9. CONCLUSÕES
A sucessão carbonática encontrada na região de Tangará da Serra apresenta
características semelhantes às de uma capa carbonática do Neoproterozóico de estilo pós-
Marinoano. As unidades litoestratigráficas Mirassol d’Oeste e Guia compõem a capa
dolomítica e calcária, respectivamente, da Faixa Paraguai Norte e da borda sul do Cráton
Amazônico.
A descrição de 8 fácies deposicionais, compostas de dolograinstones peloidais,
calcários finos com megamarcas onduladas e leques de cristais de calcita (pseudomorfos
segundo aragonita), siltitos, folhelhos e brechas, além de depósitos deformados, possibilitou a
individualização de quatro associações de fácies separadas por três superfícies estratigráficas.
As duas fácies da Formação Mirassol d’Oeste foram agrupadas em uma associação de
fácies, interpretada como uma plataforma moderadamente profunda periodicamente
influenciada por correntes e ondas. As seis fácies que compõem a Formação Guia foram
organizadas em três associações de fácies: 1) plataforma moderadamente profunda dominada
por correntes com grande aporte de material terrígeno e periodicamente afetada por
tempestades; 2) plataforma profunda supersaturada CaCO
3
com influxo esporádico de
terrígenos e 3) talude de plataforma. Estas associações são limitadas por superfícies que
registram eventos de mudança do nível do mar.
Feições de deformação são observadas ao longo de toda a sucessão carbonática da
mina Calcário Tangará e foram subdivididas em três zonas de deformação. As zonas A e C
apresentam feições produzidas por processos dúcteis-rúpteis durante instabilidade
gravitacional, enquanto a zona B tem feições rúpteis geradas durante eventos sísmicos.
Variações isotópicas de δ
13
C e δ
18
O são observadas ao longo da sucessão carbonática
de Tangará da Serra. Os valores isotópicos de δ
13
C na capa dolomítica apresentam sinais entre
-4‰ e -6‰ que são semelhantes aos encontrados em outras capas carbonáticas do mundo e
72
podem ser associados ao inicio do evento transgressivo pós-glaciação Marinoana. Contudo, os
sinais isotópicos de δ
13
C da capa calcária apresentam valores extremamente depletados
(sempre próximos de -7‰). Análises petrográficas indicaram alterações diagenéticas como
dolomitização e neomorfismo nas amostras de calcário, que podem ter alterado, em parte, o
sinal isotópico da Formação Guia. Um valor isotópico anômalo de δ
13
C foi identificado
próximo à superfície estratigráfica S1 (contato entre as formações Mirassol d’Oeste e Guia) o
que sugere processos de recristalização por percolação de fluidos diagenéticos pós-
deposicionais.
A descoberta desta nova sucessão carbonática em Tangará da Serra amplia a
ocorrência de capas carbonáticas na América do Sul e proporciona novas e excelentes
exposições de rochas carbonáticas de um dos períodos mais intrigantes do nosso planeta.
Assim, tendo em conta as características peculiares e a relativa proximidade (~200 km) das
capas de Mirassol d’Oeste e Tangará da Serra, pode-se concluir que ambos os depósitos
fazem parte da extensa plataforma carbonática Araras que se desenvolveu na margem sul do
Cráton Amazônico durante o Neoproterozóico.
73
10. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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