Estudo de Minerais Pesados, Análise Morfológica e Datação ... · Raíza de Sousa Batalha Estudo de Minerais Pesados, Análise Morfológica e Datação ... Profª. Drª. Márcia

MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

Raíza de Sousa Batalha

Estudo de Minerais Pesados, Análise Morfológica e Datação

U-Pb por ICPMS-LA de Zircão Detrítico - Proveniência dos

Metasedimentos do Grupo Cuiabá, Faixa Paraguai Norte-MT

Orientadora Profª. Drª. Marcia Aparecida de Sant’Ana Barros

Co-orientador Drº Gerson Sousa Saes

CUIABÁ 2017

ii

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO

REITORIA

Reitora

Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder

Vice-Reitor

Prof. Dr. João Carlos de Souza Maia

PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO

Pró-Reitora

Profª. Drª. Leny Caselli Anzai

FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS

Diretor

Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa

Diretor Adjunto

Prof. Dr. Carlos Humberto da Silva

PROGRAMA DE PÓS GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

Coordenador

Prof. Dr. Ronaldo Pierosan

Vice-coordenador

Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite

iii

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO N° 82

Estudo de Minerais Pesados, Análise Morfológica e Datação

U-Pb por ICPMS-LA de Zircão Detrítico - Proveniência dos

Metasedimentos do Grupo Cuiabá, Faixa Paraguai Norte-MT

Raíza de Sousa Batalha

Orientadora Profª. Drª. Márcia Aparecida de Sant’Ana Barros

Co-Orientador Prof. Dr. Gerson Sousa Saes

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Geociências da Faculdade de Geociências na Universidade Federal de Mato Grosso como requisito parcial para a obtenção do Título de Mestre em Geociências.

CUIABÁ 2017

Dados Internacionais de Catalogação na Fonte.

Ficha catalográfica elaborada automaticamente de acordo com os dados fornecidos pelo(a) autor(a).

Permitida a reprodução parcial ou total, desde que citada a fonte.

B328e Batalha, Raíza de Sousa. Estudo de Minerais Pesados, Análise Morfológica e Datação U-Pb por ICPMS-LA de Zircão Detrítico - Proveniência dos Metasedimentos do Grupo Cuiabá, Faixa Paraguai Norte-MT / Raiza de Sousa Batalha. – 2017 Iii, 72 f. : il. color. ; 30 cm. Orientadora: Márcia Aparecida Sant'Ana Barros. Orientador: Gerson Sousa Saes Dissetação (mestrado) – Universidade Federal de Mato Grosso, Faculdade de Geociências, Programa de Pós Graduação em Geociências, Cuiabá, 2017. Inclui bibliografia. 1. Grupo Cuiabá. 2. Proveniência. 3. Zircão Detritico. I. Título.

Estudo de Minerais Pesados, Análise Morfológica e Datação U-Pb por

ICPMS-LA de Zircão Detrítico - Proveniência dos Metasedimentos do

Grupo Cuiabá, Faixa Paraguai Norte-MT

BANCA EXAMINADORA

_________________________________________ Profª. Drª. Márcia Aparecida de Sant’Ana Barros

Orientadora (UFMT)

_________________________________________ Profº. Drº. Francisco Egídio Cavalcante Pinho

Examinador Interno (UFMT)

_________________________________________ Prof. Dr. Elton Luiz Dantas Examinador Externo (UNB)

À oportunidade de estar viva.

Agradecimentos

À Universidade Federal de Mato Grosso e ao Programa de Pós-Graduação em Geociências. Aos orientadores, Drª Marcia Aparecida Sant’Ana Barros, pela oportunidade e ao Drº Gerson Sousa Saes pelo conhecimento, pela paciência e por tudo que representa a mim como estudante. Um agradecimento especial ao Drº Elton Dantas, por toda a colaboração na aquisição dos dados Isotópicos e incentivo cientifico indispensável, tornando tudo possível. Ao meu companheiro Ezequiel Gandolfi e meus familiares, assim como todos os seres de luz, que de forma direta ou indiretamente fizeram parte nesta caminhada.

Resumo O Grupo Cuiabá (Zona Tectônica Interna da Faixa Paraguai) foi acumulado no Neoproterozóico e é constituído basicamente por uma sucessão de rochas sedimentares depositadas em ambiente continental, passando no topo a marinho com influência glacial, intensamente deformada e metamorfizada em baixo grau durante o ciclo Brasiliano-Pan-Africano. O estudo da assembleia de minerais pesados dos metassedimentos Grupo Cuiabá revelou que estes são constituídos principalmente por opacos, epidoto, titanita, zircão, turmalina e rutilo e em menor proporção por leucoxênio, calcita e clorita. O índice ZTR e o teor de zircão dentre estes, aumenta em direção ao topo da coluna estratigráfica, indicando aumento da maturidade dos sedimentos da base (Formação Campina de Pedra) para o topo (Formação Coxipó). Com análise morfológica de zircão detrítico, são descriminadas cinco famílias: (F-1 e F-2) grãos prismáticos com terminações preservadas (F-3 e F-5) prismas médios e longos arredondados, (F4) grãos esféricos. A relação entre as famílias de zircão e as idades U-Pb é muito dispersa, porém grãos euedrais são de ocorrência significativa em ±1.4Ga e exclusivos da Formação Campina de Pedra (base da coluna), sugerindo fontes proximais. Os dados isotópicos U-Pb através de LA-ICPMS fornecem idades predominantemente mesoproterozóicas, embora registros de idades paleoproterozoicas estejam presentes com idade máxima registrada em 2.164Ma. De acordo com o zircão mais novo a idade máxima para a deposição da bacia é Toniana (923Ma). Na porção inferior da coluna estratigráfica a maior frequência de idades é em torno de 1,4 Ga, enquanto na intermediarias a principal contribuição fica próxima à 1,2Ga. No topo da coluna ocorre uma grande variação na distribuição de idades, porém a maior contribuição é de 1.0Ga. A análise conjunta dos estudos de minerais pesados, índice ZTR, morfologia e dados geocronológicos U-Pb dos zircões detríticos, apontam uma proveniência para o Grupo Cuiabá a partir de rochas do Cráton Amazônico. O padrão dos resultados da base para o topo na estratigrafia da Bacia, sugere variação de áreas fonte e da maturidade dos sedimentos de acordo com os ambientes de sedimentação que formam a bacia sedimentar. A partir de tais dados, sugere-se que a deposição do Grupo Cuiabá inicia em um ambiente de rift continental representado pela Formação Campina de Pedra, passando à um período de transgressão marinha com influência glacial gerando a Formação Acorizal, que evoluiu para uma margem passiva representada pela Formação Coxipó. O marco da inversão da bacia sedimentar com ajuste glácio-isostático, ocorre na transição entre os Membros Engenho e Pai Joaquim, que fornece evidencias de retrabalhamento das fontes mais antigas dentro da bacia sedimentar. PALAVRAS-CHAVE: Grupo Cuiabá, Proveniência, Zircão Detrítico.

Abstract The Cuiabá Group (Internal Tectonic Zone of Paraguay Belt) was accumulated in the Neoproterozoic and is basically formed by a succession of sedimentary rocks initially deposited in continental environment, grading at the top to marine with glacial influence, intensely deformed and metamorphosed in low grade during the Brasilian-Pan-African Cycle). The study of the assembly of heavy minerals from metasedimentary rocks of the Cuiabá Group revealed that these are mainly ore opaque minerals, epidote, titanite, zircon, tourmaline, and rutile and to a lesser extent leucoxene, calcite and chlorite. The ZTR index and zircon content of these, increases toward the top of the stratigraphic column, indicating increased maturity of the base of the sediments (Campina de Pedra Formation) to the top (Coxipó Formation). With morphological analysis of detrital zircon, five families are discriminated: (F-1 and F-2) prismatic grains with preserved endings (F-3 and F-5) medium and long prisms rounded (F4) spherical grains. The relationship between families and zircon U-Pb ages is much dispersed, but euhedrals grains have significant occurrence in ± 1.4 Ga and are exclusive of Campina de Pedra Formation (base of the column), suggesting proximal sources. The U-Pb isotopic data through LA-ICPMS provide predominantly Mesoproterozoic ages indicating a main source from the west-northwest from the Sunsás Orogen. Paleoproterozoic grains are also present with maximum age recorded of 2.164Ma. According to the youngest zircon present, the maximum age for the deposition of the basin is Early Tonian (923 Ma). In the lower portion of the stratigraphic column the dominant ages are around 1.4 Ga, while in the intermediate part the main population of zircon has about 1.2 Ga. At the top of the column, there is a wide variation in the distribution of ages, but predominating grains of about 1.0 Ga. The joint analysis of heavy mineral studies, ZTR index, morphology and geochronological U-Pb data of detrital zircons, indicate a source for the Cuiabá Group from rocks of the western Amazon Craton. The pattern of results from bottom to top in the stratigraphy of the basin suggests variation in source areas and the maturity of sediments according to sedimentary environment that form the sedimentary basin. From these data, it is suggested that the deposition of the Cuiabá Group starts in a continental rift environment represented by Campina de Pedra Formation, going to a period of marine transgression with glacial influence generating Acorizal Formation, which evolved into a passive margin represented by the Coxipó Formation. The mark of the reversal of the sedimentary basin with glacio-isostatic adjustment occurs in the transition between Members Engenho and Pai Joaquim, which provides evidence of reworking of the oldest sources within the sedimentary basin. KEYWORDS: Cuiabá Group, provenance, detrital zircon.

Lista de Figuras Figura 1. Mapa geológico do Grupo Cuiabá, com localização das amostras estudadas neste trabalho. ............................................................................................................................................................ 17

Figure 2. Geological map of the central-west region of Brazil and east Bolivia with emphasis on the Paraguay Belt. Location of the study area marked with a rectangle (Extracted and modified from Alvarenga, 1988). ............................................................................................................................... 28

Figure 3. Geological map of the Cuiabá Group in the study region, with the location of the samples analysed in each stratigraphic unit. .................................................................................................... 29

Figure 4. Synthesis of the evolution of stratigraphic concepts for the Cuiabá Group - Paraguay Belt, modified from Tokashiki and Saes (2008). ........................................................................................ 31

Figure 5.Stratigraphic columns of units of the Cuiabá Group: Campina de Pedra, Acorizal and Coxipó formation. .............................................................................................................................. 31

Figure 6. Photomicrography of the Campina de Pedra formation. Mineralogical composition feldispatica essentially quartz, especially in the presence of organic matter and matrix-Cb The sample (A-B), and with pressure shadow biotite crystallization Cb-2 (C). ....................................... 32

Figure 7. Lithotypes from the Cuiabá Group. Campina de Pedra Formation: Cb-A Carbonaceous level, Cb-1 Bituminous metasandstone, Cb-2 Metagraywacke. Acorizal Formation: Cb-3 Polymictic metaconglomerate, Cb-4 Purple diamictite. Formation Coxipó: Cb-5 Metasandstone ..................... 34

Figure 8. (A) Examples the grained of heavy mineral assembly of the Cuiabá Group. (B) Distribution of heavy minerals assembly and ZTR index, where the values go from 20% at the base and reaches more than 80% at the top, so the sediment maturity increases towards. ........................ 38

Figure 9. Concordia plots for U-Pb ages detrital zircon laser-ablation–inductively coupled plasma–mass spectrometry (LA-ICP-MS) data from rocks of the Cuiabá Group, Paraguay Belt – MT. ....... 40

Figura 10. Frequency and distribution histograms and probability curves for U-Pb data of the detrital zircons, for samples Cb-A-Cb-6 from and stratigraphic column of the Cuiabá Group, Paraguay Belt – MT. .......................................................................................................................... 41

Figure 11. Backscattered electron (BSE) images of zircon detrital families of Cuiabá Group. Preserved edge zircon grains (F-1 and F-2) tend to age c.a 1.4-1-5Ga. Grains with rounded ends (F-3, F-4 and F-5), have variants and represent longer time without sediment. ..................................... 42

Figura 12. Schematic model illustrating the tectonic and stratigraphic evolution of the Cuiabá Group. ................................................................................................................................................ 50

Figura 13. Modelo esquemático com a síntese da evolução tectono estratigráfica do Grupo Cuiabá. ............................................................................................................................................................ 68

Lista de Tabelas Tabela 1. Appendix A: Location, lithographic discrimination and synthesis of results in the Cuiabá Group. ............................................................................................................................. 55

Tabela 2. Appendix B: Summary U-Pb detrital zircon results for samples of Cuiabá Group by LA-ICPMS in Geochronology Laboratory of the Institute of Geosciences - University of Brasilia. ...... 56

Sumário CAPÍTULO 1 ..................................................................................................................................... 14

INTRODUÇÃO ................................................................................................................................. 14

1.1 INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 14

1.1.1 Problemática e Relevância ..................................................................................................... 14

1.1.2 Localização e Vias de Acesso ................................................................................................ 16

1.1.3 Objetivos ................................................................................................................................ 16

1.1.4 MATERIAIS E MÉTODOS .................................................................................................. 17

1.1.4.1 Preparo das amostras ........................................................................................................... 17

1.1.4.2 Estudo de minerais pesados ................................................................................................. 17

1.1.4.3 Análise morfológica ............................................................................................................. 18

1.1.4.4 Geocronologia U-Pb. ........................................................................................................... 18

1.2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ............................................................................... 19

1.2.1 Estratigrafia do Grupo Cuiabá................................................................................................ 20

CAPÍTULO 2 ..................................................................................................................................... 22

ARTIGO............................................................................................................................................. 22

2.1 INTRODUCTION .................................................................................................................... 24

2.2 REGIONAL GEOLOGICAL SETTINGS ............................................................................... 27

2.3 STRATIGRAPHY OF THE CUIABÁ GROUP. ..................................................................... 29

2.4 MATERIALS AND METHODS ............................................................................................. 34

2.5 RESULTS. ................................................................................................................................ 35

2.5.1 Heavy minerals study and ztr index. ......................................................................................... 35

2.5.2 Morphological Analysis of detrital zircon grains. .................................................................... 37

2.5.3 - U-Pb Geochronology .............................................................................................................. 38

2.6 DISCUSSION ........................................................................................................................... 43

2.7 CONCLUSIONS ...................................................................................................................... 50

2.8 REFERENCES. ........................................................................................................................ 51

2.1 APPENDIX .............................................................................................................................. 55

CAPÍTULO 3 ..................................................................................................................................... 61

DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ..................................................................................................... 61

CONCLUSÕES ................................................................................................................................. 68

CAPÍTULO 4 ..................................................................................................................................... 70

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ............................................................................................... 70

Batalha R. S. 2017. Estudo de minerais pesados, análise morfológica e datação U-Pb por ICPMS-LA de zircão detrítico - proveniência dos metassedimentos do Grupo Cuiabá, Faixa Paraguai Norte - MT.

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CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO

1.1 INTRODUÇÃO

1.1.1 Problemática e Relevância

O estudo da proveniência de rochas sedimentares visa reconstituir as relações existentes

entre áreas-fonte e bacias sedimentares, envolvendo a determinação da composição da área-fonte

dos sedimentos e sua localização geográfica, as rotas de distribuição das areias da fonte até a bacia,

avaliação das condições climáticas, do tectonismo e do relevo na época da deposição (Remus et al,

2008). As ferramentas envolvem o estudo da assembleia de minerais pesados, a variação dos ZTR

(zircão, turmalina e rutilo) em relação a posição estratigráfica das camadas, a morfologia de grãos e

datação U-Pb em zircão, além de outros métodos.

A determinação da assembleia de minerais pesados e sua abundância permitem diagnosticar

se as rochas fontes eram ígneas, metamórficas ou sedimentares. A morfologia dos grãos preserva

informações importantes sobre a história do transporte sedimentar, possibilitando estimar áreas

fontes distais em grãos mais arredondados e fontes proximais no caso de grãos euedrais. A datação

isotópica U-Pb de zircão e apatita, e suas respectivas acumulações, releva eventos orogênicos

formadores das rochas fontes dos sedimentos (Wilson A. et al, 2014).

Análises quantitativas na proveniência (QPA) de sedimentos inclui todo o tipo de

investigação e visa, uma caracterização quantitativa dos fatores que controlam as modificações de

composição e textura de uma rocha mãe, até que está se transforme no depósito final. (Weltje G. J

& Eynatten H.V. 2004)

A maturidade de arenitos pode ser estimada através do índice de Zircão-Turmalina-Rutilo

(ZTR index), presente na assembleia de minerais pesados dos mesmos. Como regra, arenitos com

ZTR elevado, possuem áreas fontes relacionada a terrenos reciclados, enquanto que aqueles com

baixo ZTR são sedimentos de primeiro ciclo (Hubert J.F. 1962).

A análise de zircão detrítico, revela idade da área fonte, possibilita que seja feita a

reconstrução paleogeográfica, assim como outros dados importantes sobre o registro sedimentar. O

zircão mais novo registrado, indica a idade máxima para o início da deposição de sedimentos na

bacia (Fedo et al. 2003)


15

O padrão de distribuição das idades de zircões detríticos reflete o ambiente tectônico em que

a bacia é depositada. Ambientes convergentes apresentam acumulações de zircões com idades

próximas à idade de deposição destes na bacia, enquanto a variação da distribuição destas idades

pode apontar ambientes tectônicos colisíonais, extencionais ou intracratônicos (Cawood et al 2012).

O Grupo Cuiabá (Zona Tectônica Interna da Faixa Paraguai) foi acumulado no

Neoproterozóico e é constituído basicamente por uma sucessão de rochas sedimentares,

intensamente deformadas e metamorfizadas em baixo grau que foram depositadas em ambiente

continental, passando no topo a marinho com influência glacial. A geologia regional, a estratigrafia,

a tectônica modificadora da bacia e metalogênese do Au têm sido investigadas nas últimas décadas

(e.g. Almeida 1964; Luz et al. 1980; Alvarenga 1988; Alvarenga & Trompette 1993; Silva et al.

2002; Tokashiki & Saes 2008, Vasconcelos et al. 2015).

A história geodinâmica da Faixa Paraguai é ainda tema controverso, notadamente no que diz

respeito aos contextos fisiográfico, climático e tectônico em que suas rochas sedimentares se

acumularam. Traballhos pioneiros (Almeida F. F., 1964) sugerem que as características litológicas,

estruturais e metamórficas do Grupo Cuiabá são compatíveis com bacia do tipo miogeossinclinal,

possivelmente passando a condições eugeossinclinais na área hoje recoberta pela Bacia do Paraná.

Admite-se para a Faixa Paraguai uma acumulação em margem passiva (Grupo Cuiabá e seus

equivalentes Cratônicos) na borda oeste de um oceano brasiliano, ou alternativamente, acumulação

em um aulacógeno/rift continental (Alvarenga & Trompette 1992). O limite em forma de arco

convexo com vergência para o antepais cratônico, parece incompatível com a presença de uma

descontinuidade crustal entre as unidades geotectônicas aventada por tais autores, visto a evidências

de que a Faixa Paraguai passa por todos os estágios do Ciclo de Wilson, recebendo também carga

sedimentar de rochas do Cráton Amazonico, em todo o período de deposição.

O estudo de proveniência das diferentes sucessões rochosas da Faixa Paraguai, a partir de

idades modelo com isótopos de Nd, mostraram a predominância de idades entre 2.3-2.5Ga enquanto

estudos usando U-Pb e Hf em zircão (McGee et al, 2014) mostram idades desde 918 Ma para a

Formação Puga até 527Ma para a Formação Diamantino. Os resultados de Nd sugerem uma fonte

dominantemente continental, relacionada a rochas proterozóicas do Craton Amazônico (Dantas E.

et al. 2009) enquanto as idades U-Pb e Hf apontam para uma área fonte predominantemente

cratônica até o início do Neoproterozóico, e a partir daí é considerada a influência de rochas fontes

do Bloco Paranapanema e Arco Magmático de Goiás (McGee et al, 2014).


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Idades 40Ar/39Ar nas muscovitas da Formação Serra Azul membro do Grupo Alto Paraguai,

sugerem que estas tiveram sua deposição no Ediacarano (540±15Ma), em ambiente de margem

passiva com influência glacial que evolui para um ambiente compressivo (McGee et al 2014).

Corpos ígneos pós-tectônicos marcam o final da colagem da América do sul com o

Supercontinente Gondwana. Idades U-Pb de zircão para o Granito São Vicente em 518±4Ma, marca

o final do metamorfismo e da deformação para a Faixa Paraguai (McGee et al, 2012).

O presente trabalho visa contribuir para um melhor entendimento das áreas fontes que deram

origem às rochas metassedimentares do Grupo Cuiabá. Neste sentido sete amostras representativas

foram submetidas aos estudos da assembleia de minerais pesados e cálculo do índice ZTR (zircão,

turmalina e rutilo). Análise da morfologia dos zircões detríticos, assim como idades U-Pb dos

mesmos usando ICPMS-LA, permitiram uma observação mais detalhada sobre a evolução da bacia

sedimentar no decorrer do tempo geológico.

1.1.2 Localização e Vias de Acesso

As amostras pertencentes ao Grupo Cuiabá (estado de Mato Grosso) estão distribuídas ao

longo da zona interna da Faixa Paraguai norte, desde as imediações do município de Poconé SW da

Capital Cuiabá, até as redondezas de Planalto da Serra (MT) extendendo-se por cerca de 400 km a

NE da capital conforme ilustrado no mapa de localização geográfica (Figura 1).

1.1.3 Objetivos

O objetivo geral deste trabalho foi definir a proveniência dos metassedimentos do grupo

Cuiabá, suas prováveis áreas fontes e ambiente tectônico.

Como objetivos específicos pretendeu-se:

- Caracterizar o conteúdo de minerais pesados e minerais de alteração dos sedimentos:

- Estabelecer a proporção dos índices ZTR para cada unidade litoestratigráfica que constitui

o Grupo Cuiabá.

- Selecionar famílias diferentes de zircões com base em sua morfologia e relaciona-los com

as idades U-Pb em zircão usando ICPMS-LA e sua distribuição ao longo da coluna estratigráfica do

Grupo Cuiabá.

- Propor ambiente tectônico, e áreas fontes para cada unidade litoestratigráfica.


17

- Definir grau de proximidade da área fonte e separar fontes ígneas, metamórficas e

sedimentares.

Figura 1. Mapa geológico do Grupo Cuiabá, com localização das amostras estudadas neste trabalho.

1.1.4 MATERIAIS E MÉTODOS

1.1.4.1 Preparo das amostras

Sete amostras coletadas nas atividades de campo, foram submetidas a descrição

macroscópica, a confecção de seções delgadas para descrição em Microscopio petrográfico.

Amostras similares foram cominadas nas frações, areia muito fina (0,062 a 0,125 mm) e areia fina

(0,125 mm a 0,25 mm). Os minerais pesados estudados, foram separados dos leves, com o auxílio

de liquido denso, Bromofórmio e bateia. Após a secagem da amostra com auxílio de lupa binocular

foi possível selecionar os grãos de zircão para estudo geocronológico U-Pb em zircão.

1.1.4.2 Estudo de minerais pesados

Minerais pesados foram separados dos leves através de líquido denso, bromofórmio

(CHBr3, d= 2,89 g/cm³), e dispostos em seção delgada. A contagem foi realizada usando

microscópio petrográfico de luz transmitida com o charriot acoplado sobre a platina, dispositivo


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que auxilia no deslocamento da lâmina, seguindo linhas transversais onde cada grão identificado é

contado para posterior descrição microscópica, visando caracterizar sua composição mineralógica.

Processo este, realizado com objetivo de estimar as proporções dos diferentes minerais pesados.

Dentre a assembleia dos minerais pesados, os minerais ultraestáveis (zircão turmalina e

rutilo) mostram uma variedade de áreas/rochas fontes, aqui sua ocorrência é analisada em relação

ao teor de minerais pesados nas rochas constituintes dos metassedimentos do Grupo Cuiabá.

1.1.4.3 Análise morfológica

A partir do concentrado de minerais pesados obtidos por precipitação gravimétrica em

bateia, foram selecionados uma média de 100 grãos de zircão avulsos por amostra, para a realização

de uma análise morfológica e de classificação em famílias. As famílias dos zircões foram

estabelecidas pelo grau de arredondamento e esfericidade. O estudo morfológico permitiu

estabelecer a proximidade da fonte e o caráter de maturidade dos sedimentos.

1.1.4.4 Geocronologia U-Pb.

Uma média de 60 grãos de zircão de cada uma das sete amostras aqui estudadas, foram

encaminhados ao Laboratório de Geocronologia do Instituto de Geociências da Universidade de

Brasília (UnB) e datadas com o uso do LA-ICP-MS (Laser Ablation Inductively Coupled Plasma

Mass Spectrometry), modelo New Wave Neptune, da Thermo Finningan. As datações realizadas

seguem os procedimentos analíticos descritos por Buhn et al (2009). Na limpeza dos mounts foi

utilizado banho com ácido nítrico (3%), agua Nanopure® em ultrasson e por último em acetona

para a extração de qualquer resíduo de umidade.

As análises isotópicas foram realizadas no LAM-MC-ICP-MS Neptume (Thermo-Finniman)

acoplado ao Nd-YAG (λ=213nm) Lazer Ablation System (New Wave Research.USA). A ablasção

dos grãos foi realizada em spots 25-40 µm em modo raster, com frequência de 9-13 Hz e

intensidade de 0,19 a 1,02 J/cm². O material pulverizado foi carreado por um fluxo de He (õ.40

L/min). Em todas as análises foi utilizado o padrão internacional GJ-1 para a correção da deriva do

equipamento, assim como o fracionamento entre os isótopos de U-Pb, para a verificação da acurácia

foram realizadas análises do padrão FC-1. Os dados adquiridos em 40 ciclos de 1 segundo. O

procedimento de coleta de dados seguiu a seguinte leitura: - 1 branco, 1 padrão, 3 amostras, 1


19

branco e 1 padrão. Em cada leitura são determinadas as intensidades das massas 202Hg204 (Pb+Hg). 206Pb, 207Pb, 208Pb e 238U.

A redução dos dados brutos que inclui as correções para branco, deriva do equipamento e do

chumbo comum. Foram realizados em planilia de EXCEL, confeccionada no próprio laboratório.

As incertezas associadas as razoes apresentadas nas tabelas são de 1σ em porcentagem. As idades

foram calculadas com a utilização do ISOPLOT 3.0 (Ludwing. 2003).

1.2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

A Faixa Paraguai-Araguaia como definida originalmente por Almeida (1964), constitui um

cinturão de dobramentos de destaque na região central do continente sul-americano, bordejando o

leste-sudeste do Cráton Amazônico e o leste do Bloco Rio Apa. Esta é constituída de

metassedimentos deformados (Ciclo Brasiliano 650-550 Ma) em dobras isoclinais fechadas no

interior da faixa compressional, passando progressivamente em direção ao Cráton às coberturas em

parte contemporâneas, estruturalmente onduladas e falhadas, mas não metamorfizadas (Alvarenga

1990; Alvarenga & Trompette 1993).

Uma organização tectônica foi proposta por Almeida (1964, 1984), discutida por Alvarenga

(1990) e Alvarenga & Trompette (1993), que utilizam esta mesma compartimentação para domínios

tectônicos, sendo reconhecidos: (i) Cobertura de Antepais onde aflora um conjunto de rochas

sedimentares sub-horizontalizada a levemente basculadas que cobrem o Cráton Amazônico (ii)

Domínio Externo com metamorfismo incipiente, dobramentos simétricos e falhamentos reversos

regionais com vergência para a área cratônica; (iii) Domínio Interno formado por rochas

metamórficas de fácies xistos verdes, e deformação polifásica com dobramentos e cavalgamentos

com vergência principal contrária ao cráton.

Almeida (1984) identificou três zonas estruturais adjacentes na Faixa Paraguai: Brasílides

Metamórficas, Brasílides Não Metamórficas e as Coberturas Brasilianas. Estas zonas estruturais são

definidas por Alvarenga (1988) e Alvarenga & Trompete (1992) como Zona Estrutural Interna,

Zona Estrutural Externa e Coberturas Sedimentares de Plataforma respectivamente (Figura 1).

Entre os domínios externo e interno, os sedimentos da Formação Puga e Bauxi estão

acomodados em trecho do embasamento cratônico por sedimentos glaciogênicos em ambiente

marinho raso, enquanto que lateralmente, são cronocorrelatos com os metassedimentos de nível

intermediários e de topo do Grupo Cuiabá, já em um ambiente marinho turbidítico controlado por


20

fluxos gravitacionais, (Luz et al 1980; Alvarenga 1984, 1988, 1990, Alvarenga & Trompette, 1992;

Alvarenga & Saes 1992).

Alvarenga (1988, 1990) descreve a Faixa Paraguai como um cinturão de dobramentos

polifásicos afetado pelo Ciclo Brasiliano e constituído por metassedimentos dobrados e

metamorfizadas, que em direção ao Cráton Amazônico passam progressivamente a coberturas

sedimentares, em parte contemporâneas e estruturalmente onduladas, falhadas, mas não

metamorfizadas. O Grupo Cuiabá corresponde a zona interna da Faixa Paraguai sendo este

composto basicamente de rochas metamórficas de sedimentares, estando estas na faixa xisto verde

zona da Clorita e localmente zona da Biotita.

1.2.1 Estratigrafia do Grupo Cuiabá

Almeida (1964) descreveu a composição litológica do Grupo Cuiabá, reconhecendo vários

tipos de rochas, constituídas de metassedimentos detríticos, predominantemente pelíticos, mas com

importante desenvolvimento local de quartzitos, metagrauvacas e subsidiariamente

metaconglomerados, atribuindo suas características sedimentares a um depósito acumulado em

ambiente tectonicamente ativo, provavelmente todo marinho e não vulcânico. Observou ainda “que

as camadas de quartzitos devem representar épocas de moderada quietude enquanto que as

sequências cíclicas de metagrauvacas e filitos, qualquer que seja sua origem representam períodos

de inquietação tectônica da bacia sedimentar”. Esse mesmo autor ainda descreve rochas de origem

glacial (tilitos) posicionando-os acima da Série Cuiabá com a denominação de Grupo Jangada.

Almeida (1965) ainda reportou as rochas do Grupo Cuiabá, como sendo de depósitos de flysch,

originados por correntes de turbidez geradas por fluxos gravitacionais submarinhos em fundos

instáveis do geossinclíneo.

Alvarenga (1988,1990), Alvarenga & Saes (1992), Alvarenga & Trompette (1993) separam

as seqüências da Faixa de Dobramentos Paraguai em quatro grupos tectono-estratigráficos, sendo

eles: Seqüência Inferior, Seqüência Média Turbidítica Glácio-marinha, Seqüência Média

Carbonatada, Seqüência Superior Terrígena.

Luz et al. (1980) baseados em mapeamento 1:50.000, subdividiu o Grupo Cuiabá em oito

subunidades estratigráficas, sendo da base para o topo:

Subunidade 1 – Aflora no núcleo da Antiforme de Bento Gomes e é composta por filitos

sericíticos cinza-claro a grafitosos e metarenitos grafitosos intensamente deformados;


21

Subunidade 2 - Ocorre no flanco NW da Antiforme com espessura estimada em 350m,

composta por metarcósios verde-escuro a pretos, filitos grafitosos e lentes de mármore calcítico.

Seu contato superior é gradacional ou tectônico, por falhas normais, inversas ou de empurrão;

Subunidade 3 – É a subunidade que mais fornece elementos estruturais e litológicos, como

estratificações originais plano-paralelas, acamamento gradacional e mergulhos das camadas bem

definidos. Compõe-se de filitos, filitos conglomeráticos, metaconglomerados, metarenitos,

localmente ferruginosos, filitos calcíferos, e níveis de hematita. O contato superior é gradacional e

por vezes tectônico;

Subunidade 4 – Ocorre na região de Jangada e adjacências com espessura estimada em

1.000m, constituindo-se de diamictitos cinza arroxeados, com raras intercalações de filitos e

metarenitos. O contato superior foi interpretado como transicional e em certos locais por falhas de

cavalgamento que coloca a subunidade 4 em contato com a 7;

Subunidade 5 – Constituída por filitos, metarcóseos, meta-microconglomerados e

subordinadamente quartzitos. Em certos locais faz contato direto com a sub-unidade 7, não

ocorrendo a subunidade 6, que é tida como a faixa de transição entre os dois pacotes. Observam-se

também contatos bruscos através de falhas inversas ou de empurrão;

Subunidade 6 - Se caracteriza como uma faixa de transição entre as subunidades 5 e 7, e é

constituída por filitos conglomeráticos com intercalações subordinadas de metarenitos, quartzitos e

mármore;

Subunidade 7 - Composta por diamictitos petromíticos com pelo menos 600m de espessura,

admitindo raras intercalações de filitos e metarenitos, com contatos superior e inferior descritos

como gradacionais;

Subunidade 8 – Ocorre localmente no núcleo da Sinclinal da Guia e é constituída por

calcários calcíticos e dolomíticos, margas e filitos sericíticos.

Tokashiki & Saes (2008) numa tentativa de resgatar as denominações estratigráficas e

seções tipo clássicas da literatura geológica sobre a Faixa Paraguai propõem uma coluna

estratigráfica para o Grupo Cuiabá individualizando três formações: Campina de Pedra, Acorizal e

Coxipó. Comparando a correspondência estratigráfica entre as formações propostas por Tokashiki

& Saes (2008), Luz, et al (1980) e Alvarenga (1988) ocorre da base para o topo, a Formação

Campina de Pedra que corresponde as Subunidades 1, 2 e a Unidade Inferior. Enquanto que a

Formação Acorizal corresponde as Subunidades 3,4, 5 e a Unidade Média Turbiditica Glácio-

Marinha, a Formação Coxipó corresponde com as Subunidades 6,7, 8 e parcialmente às unidades

Média Turbiditica Glácio-Marinha e Carbonatada.


22

CAPÍTULO 2 ARTIGO

Título:

Estudo de minerais pesados, e morfologia de zircão detritico na

proveniência sedimentar do Grupo Cuiabá: Fase de Rift continental a margem

passiva no neoproterozoico da Faixa Paraguai, Brasil.

Título em ingles:

Study of heavy minerals, and detrital zircons morphology in the

sedimentary provenance of the Cuiabá Group: Continental rift phase to a passive

margin from the Neoproterozoic Paraguay Belt, Brazil.

Título curto:

Proveniência dos metassedimentos do Grupo Cuiabá, Faixa Paraguai

Norte-MT.

Raíza de Souza Batalha, Profª. Drª Marcia Aparecida Sant’Ana Barros, Drº Gerson

Sousa Saes. Universidade Federal de Mato Grosso-UFMT. Profº Drº Elton Luiz Dantas.

Universidade Nacional de Brasília-UNB.

Faculdade de Geociências – CEP: 78060-900, Brasil.

[email protected]; [email protected]; [email protected]; [email protected].

Número de palavras: 14476 Total de Figuras: 11

Abstract The Cuiabá Group (Internal Tectonic Zone of Paraguay Belt) was accumulated in the

Neoproterozoic and is basically formed by a succession of sedimentary rocks that were initially

deposited in continental settings grading upwards into glacial-influenced marine settings. Such

rocks were intensely deformed and metamorphosed under low-grade conditions during the

Brasiliano-Pan-African Cycle. The study of the heavy mineral assembly from metasedimentary

rocks of the Cuiabá Group reveals it mostly consists of opaque minerals, epidote, titanite,

zircon, tourmaline, and rutile and minor leucoxene, calcite and chlorite. The ZTR index and

zircon content of these rocks increase towards the top of the stratigraphic column, which show

an increasing sediment maturity from bottom (Campina de Pedra Formation) to top (Coxipó

Formation). Morphological analysis of detrital zircons allowed identifying five families: (F-1

and F-2) prismatic grains with preserved edges (F-3 and F-5), rounded and medium- and long-


23

sized prisms, (F4) spherical grains. The relationship between zircon families and zircon U-Pb

ages is disperse, but euhedral grains show an age concentration at ± 1.4 Ga and are exclusive

of the Campina de Pedra Formation (basal unit of the column), which are an indicative of

proximal sources. The U-Pb isotopic data by LA-ICPMS yield mostly Mesoproterozoic ages

which points out to a main source from the west-northwestern portion of the Sunsás Orogen.

Paleoproterozoic grains provide a maximum age of 2.164 Ma. Based on the youngest zircon

identified, the maximum depositional age is of Tonian age (923 Ma). The bottom portions of the

stratigraphic column yield zircon ages around 1.4 Ga, while the intermediate portions provide

ages around 1.2 Ga. The upper parts of the column reveals a wide variation of age

distributions, however there is a concentration of grains aged around 1.0 Ga. The integrated

analysis of heavy mineral studies, ZTR index, morphology and geochronological U-Pb data of

detrital zircons point out to the western Amazon Craton as the main source for rocks of the

Cuiabá Group. The pattern of results from the bottom to the upper portions of the basin

stratigraphy reveals variation of the source areas and sediment maturity controlled by the

variable settings in which the sedimentary basin formed. These data suggest that the deposition

of the Cuiabá Group started in a continental rift environment represented by the Campina de

Pedra Formation, followed by a period of glacial-influenced marine transgression that gave

rise to the Acorizal Formation, which finally evolved into a passive margin represented by the

Coxipó Formation. The transition between the members Engenho and Pai Joaquim records the

sedimentary basin inversion with associated glacial isostatic adjustment in the basin, which

provides evidence of reworking of the oldest sources within the sedimentary basin.

KEYWORDS: Cuiabá Group, provenance, detrital zircon.

Resumo O Grupo Cuiabá (Zona Tectônica Interna da Faixa Paraguai) foi acumulado no

Neoproterozóico e é constituído basicamente por uma sucessão de rochas sedimentares

depositadas em ambiente continental, passando no topo a marinho com influência glacial,

intensamente deformada e metamorfizada em baixo grau durante o ciclo Brasiliano-Pan-

Africano. O estudo da assembleia de minerais pesados dos metassedimentos Grupo Cuiabá

revelou que estes são constituídos principalmente por opacos, epidoto, titanita, zircão,

turmalina e rutilo e em menor proporção por leucoxênio, calcita e clorita. O índice ZTR e o

teor de zircão dentre estes, aumenta em direção ao topo da coluna estratigráfica, indicando

aumento da maturidade dos sedimentos da base (Formação Campina de Pedra) para o topo

(Formação Coxipó). Com análise morfológica de zircão detrítico, são descriminadas cinco

famílias: (F-1 e F-2) grãos prismáticos com terminações preservadas (F-3 e F-5) prismas

médios e longos arredondados, (F4) grãos esféricos. A relação entre as famílias de zircão e as

idades U-Pb é muito dispersa, porém grãos euedrais são de ocorrência significativa em ±1.4Ga


24

e exclusivos da Formação Campina de Pedra (base da coluna), sugerindo fontes proximais. Os

dados isotópicos U-Pb através de LA-ICPMS fornecem idades predominantemente

mesoproterozóicas, embora registros de idades paleoproterozoicas estejam presentes com

idade máxima registrada em 2.164Ma. De acordo com o zircão mais novo a idade máxima para

a deposição da bacia é Toniana (923Ma). Na porção inferior da coluna estratigráfica a maior

frequência de idades é em torno de 1,4 Ga, enquanto na intermediarias a principal

contribuição fica próxima à 1,2Ga. No topo da coluna ocorre uma grande variação na

distribuição de idades, porém a maior contribuição é de 1.0Ga. A análise conjunta dos estudos

de minerais pesados, índice ZTR, morfologia e dados geocronológicos U-Pb dos zircões

detríticos, apontam uma proveniência para o Grupo Cuiabá a partir de rochas do Cráton

Amazônico. O padrão dos resultados da base para o topo na estratigrafia da Bacia, sugere

variação de áreas fonte e da maturidade dos sedimentos de acordo com os ambientes de

sedimentação que formam a bacia sedimentar. A partir de tais dados, sugere-se que a

deposição do Grupo Cuiabá inicia em um ambiente de rift continental representado pela

Formação Campina de Pedra, passando à um período de transgressão marinha com influência

glacial gerando a Formação Acorizal, que evoluiu para uma margem passiva representada

pela Formação Coxipó. O marco da inversão da bacia sedimentar com ajuste glácio-isostático,

ocorre na transição entre os Membros Engenho e Pai Joaquim, que fornece evidencias de

retrabalhamento das fontes mais antigas dentro da bacia sedimentar.

PALAVRAS-CHAVE: Grupo Cuiabá, Proveniência, Zircão Detrítico.

2.1 INTRODUCTION

The study of provenance of sedimentary rocks, allows the reconstruction of the

different aspects of the source region. Several analytical techniques reveal

characteristics such as mineralogical composition, paleoclimatic conditions under which

the sediment is formed until paleogeographic reconstruction (Morton and Hallsworth.

1994, Fedo et al. 2003, Weltje and Eynatten. 2004, Gehrels G. 2014 ).

The main tools include the study of heavy mineral assembly, ZTR variation

(zircon, tourmaline and rutile) in relation to the stratigraphic position of the layers, grain

morphology and U-Pb zircon dating as well as other methods.

The determination of heavy mineral assembly and their abundance allows

diagnosing whether the source rocks are igneous, metamorphic or sedimentary. The

morphology of grains records important information on the history of sediment

transport which allows distinguishing between distal source areas and proximal source


25

areas on the basis of rounded and euhedral grains, respectively. U-Pb zircon and apatite

isotopic data and their respective accumulations reveal mountain-forming events that

later became the main sediment source areas (Wilson et al., 2014).

Quantitative provenance analysis of sediments (QPA) includes all types of

research and aims at a quantitative characterization of the factors controlling

composition and texture modifications of a parent rock from the source area to the

sedimentary basin (Weltje and Eynatten, 2004).

The maturity of sandstones can be estimated through the Zircon-Tourmaline-

Rutile index using heavy mineral assembly available in these rocks. As a rule, high ZTR

index in sandstones is related to recycled sources, while low ZTR index is related to

first cycle sediments (Hubert, 1962).

The analysis of detrital zircon provides not only the age of the source area, but it

also provides its paleogeographic reconstruction as well as other important data about

the sedimentary record. The youngest zircon yet recorded indicates the maximum

depositional age of the basin (Fedo et al., 2003).

The pattern distribution of detrital zircon ages reflects the tectonic settings in

which the basin was deposited. Convergent settings show a large proportion of zircons

ages close to the depositional age of the basin, while variations in the distribution of

zircon ages may indicate compressional, extensional or intracratonic tectonic settings

(Cawood et al., 2012).

The Cuiabá Group (Internal Zone of the Paraguay Belt) was accumulated in the

Neoproterozoic and consists basically of a succession of sedimentary, intensely

deformed, and low-grade metamorphic rocks deposited in a continental environment

that graded upward into a glacial-influenced marine environment. The regional geology,

stratigraphy, basin-modifying tectonics, and gold metallogenesis have been investigated

for the last decades (Almeida, 1964; Luz et al., 1980; Alvarenga, 1988; Alvarenga and

Trompette, 1993; Silva et al., 2002; Tokashiki and Saes, 2008, Vasconcelos et al.,

2015).

The geodynamic history of the Paraguay Belt is still a controversial topic with

regards to the physiographic, climatic and tectonic settings in which the sedimentary

rocks were deposited. Pioneer researchers (Almeida, 1964) suggest that the lithological,

structural and metamorphic characteristics of the Cuiabá Group are compatible with a

basin of the miogeosyncline type that likely evolved into eugeosyncline settings in the

area nowadays covered by the Paraná Basin. The accumulation of the Paraguay Belt has


26

been either ascribed to passive margin settings (Cuiabá Group and its Cratonic

equivalents) on the western border of a Brasiliano ocean, or to accumulation in a

continental aulacogen/rift (Alvarenga and Trompette, 1992). The convex arc boundary

with vergence towards the cratonic foreland seems incompatible with the presence of a

crustal discontinuity between the geotectonic units, as previously argued by these

authors, once there are evidences that the Paraguay Belt went through all stages of the

Wilson Cycle as also having received contributions from parent rocks of the Amazon

Craton throughout the depositional period.

Provenance studies of the different rock successions in the Paraguay Belt have

shown the predominance of ages between 1.7-2.5 Ga with basis on Nd model ages,

while studies using zircon U-Pb and Hf data (Mc Gee et al., 2014) have shown ages

varying from 918 Ma to 527 Ma for the Puga Formation and Diamantino Formation,

respectively. Nd data indicate a mainly continental source terrain of Proterozoic age

attributed to the Amazon Craton (Dantas et al. 2009) whereas U-Pb and Hf ages point

out to a mainly cratonic source area up to the beginning of the Neoproterozoic, when the

Paranapanema Block and Magmatic Arc of Goiás have started to be assumed as the

main source areas (McGee et al., 2014).

The Serra Azul Formation in the North Paraguay Belt comprises a succession of

glacial diamictites and silts deposited at around 630-615Ma and represents a new glacial

event in the Paraguay Belt (Figueiredo M.F et al 2008). Babinsky et al., 2013 through

SHIRIMP U-Pb shows that the Puga Formation has a maximum deposition age of about

706 Ma according to the youngest zircon, and would be related to late glacial Cryogenic

events. 40Ar/ 39Ar muscovite ages from the Serra Azul Formation, member of the Alto

Paraguai Group, suggest that these rocks were deposited during the Ediacaran (540 ±

15Ma) in glacier-influenced passive margins that evolved into compressive settings

(McGee et al., 2014).

Late-tectonic igneous bodies mark the end of the collage between South

America and Gondwana. U-Pb zircon ages of 518 ± 4 Ma from the São Vicente Granite,

in turn, mark the end of metamorphism and deformation in the Paraguay Belt (McGee et

al., 2012).

The present work aims to contribute to a better understanding of the source areas

that gave rise to the metasedimentary rocks of the Cuiabá Group. Considered the


27

geotectonic unit that represents the initial phase of the opening and deposition of the

Paraguay basin.

Therefore, seven representative samples were selected for heavy-mineral

assemblage studies and calculation of the ZTR index (zircon, tourmaline and rutile).

Morphological analysis of detrital zircons as well as their 400 new U-Pb analysis using

LA-ICP-MS provided a closer look at the evolution of this sedimentary basin over

geological time.

2.2 REGIONAL GEOLOGICAL SETTINGS

The Paraguay Belt is a prominent fold belt in the central region of the South

America continent along the limit between the eastern-southeastern portion of the

Amazon Craton and eastern portion of the Rio Apa Block consisting of

metasedimentary rocks deformed during the Brasiliano cycle. The Paraguay belt

exhibits close isoclinal folds within a compressional zone that progresses towards the

platform covers overlying the craton, which are partially contemporaneous, structurally

undulated and faulted (Alvarenga, 1990; Alvarenga and Trompette 1993).

A tectonic framework initially proposed by Almeida (1964, 1984) and later

discussed by Alvarenga (1990) and Alvarenga & Trompette (1993) includes: (i)

Foreland basin where there is a sub-horizontal and slightly inclined sedimentary

succession that covers the Amazon Craton (ii) External Domain composed of rocks

displaying incipient metamorphism, symmetrical folds and regional reverse faults with

vergence towards the cratonic area; (iii) Internal Domain composed of metamorphic

rocks formed under the greenschist facies, and polyphase deformation with folds and

thrust faults that verge away from the craton.

Almeida (1984) described three adjacent structural zones for the Paraguay Belt:

Metamorphic Brasilides, Non-Metamorphic Brasílides and the Brasiliano Covers. These

structural zones are later named by Alvarenga (1988) and Alvarenga and Trompete

(1992) as Internal Structural Zone, External Structural Zone and Platform Sedimentary

Covers, respectively (Figure 2). The Cuiabá Group is reference the Internal Structural

Zone, which provides rock samples that are stud in this work (Figure 3)

The sedimentary rocks of the Puga and Bauxi formations sit between the

external and internal domains in part of the cratonic basement, and are composed of

shallow-water glacigenic sediments, while they show lateral chrono-correlation with


28

sediments of the intermediate and upper portions of the Cuiabá Group, which are

attributed to a turbiditic environment controlled by gravity flows (Luz et al, 1980,

Alvarenga, 1984, 1988, 1990, Alvarenga and Trompette, 1992, Alvarenga and Saes,

1992).

Figure 2. Geological map of the central-west region of Brazil and east Bolivia with emphasis on the Paraguay Belt. Location of the study area marked with a rectangle (Extracted and modified from Alvarenga, 1988).


29

Figure 3. Geological map of the Cuiabá Group in the study region, with the location of the samples analysed in each stratigraphic unit.

2.3 STRATIGRAPHY OF THE CUIABÁ GROUP.

Systematic regional geological mapping in the Cuiabá region on the 1:50,000

scale (Coxipó Project) gave rise to the classification of informal lithostratigraphic

subunits as well as their temporal order, which are attributed to glacio-marine

depositional settings where tectonic instability gave rise to turbidity currents and mud

flows (Luz et al., 1980). Later stratigraphic interpretations suggested that the deposits of

the internal and external zones of the Paraguay Belt are partially contemporaneous and

divided their stratigraphy into Inferior Unit, Intermediate Units, Glacio-Turbiditic and

Carbonate Unit, and Superior Terrigenous Unit, which are a record of strongly glacial-

influenced sedimentation along a cratonic border that laterally changes into a deeper

marine basin, with sedimentation driven by gravity flows in elongate submarine fans

from NW towards SE (Alvarenga, 1988, Alvarenga and Saes, 1992, Alvarenga and

Trompette, 1992).

More recent studies propose the retrieval of terms and classical sections

available in the geological literature about the Paraguay Belt, and present the

subdivision of the Cuiabá Group in the formations: (i) the lower Campina de Pedra

Formation which accumulated in a lacustrine environment as a response of the rift phase

during basin evolution; (ii) the Acorizal Formation, a glacio-marine sedimentary pile


30

deposited in rift margin settings that evolved into continental passive margin settings;

(iii) Coxipó, a post-glacial marine unit that includes deposits generated by gravity

flows, carbonate rocks and quartz-sandstones of stable platform (Tokashiki and Saes

2008, Beal 2013).

The lithotypes near the municipality of Planalto da Serra have received special

attention, as well as a local stratigraphic classification which adopts both classical

nomenclature from the literature and incorporates new formations. The stratigraphy is

composed, from bottom to top, by the formations Marzagão, Jangada, Nobres and Pacu,

as well as Serra Azul Formation 2 in the Alto Paraguai Group (CPRM, 2012).

This work adopts the stratigraphy presented by Tokashiki and Saes (2008),

except for the subunit 4 which is here called Engenho Member, and the Subunit 5 (Pai

Joaquim Member) which is here ascribed to the bottom portions of the Coxipó

Formation (Figure 5).

Based on the data discussion as well as the synthesis of several field work , a

new stratigraphic organization is proposed (Figure 4Figure 5.Stratigraphic columns of

units of the Cuiabá Group: Campina de Pedra, Acorizal and Coxipó Formation.). The

Pai Joaquim Member corresponds to the initial period of sedimentary basin inversion.

This assumption is made due to sedimentary characteristics and tectonic factors that are

part of the depositional history of the Cuiabá Group.

The Campina de Pedra Formation is the undivided and lower unit of the Cuiabá

Group in the region of Cuiabá, and has received such denomination in reference to the

Quilombo Community Campina de Pedra located to the west of Poconé municipe. The

unit consists, from bottom to top, of fining upward cycles composed of phyllites,

graphitic phyllites, intercalations of immature metasandstone with dark pelitic fabric

and incomplete Bouma sequences, calcitic marbles and feldspathic metagraywacke at

the top.


31

Figure 4. Synthesis of the evolution of stratigraphic concepts for the Cuiabá Group - Paraguay Belt, modified from Tokashiki and Saes (2008).

Figure 5.Stratigraphic columns of units of the Cuiabá Group: Campina de Pedra, Acorizal and Coxipó Formation.


32

The lithological organization points out to a deeper-lacustrine depositional

environment whose main characteristic observed are the preservation of organic matter

as well as carbonate deposition during drought intervals, this organic material is

observed in micropetrography (Figure 6). This system would still count with a system

of deltas carrying debris that were exposed on the rift shoulders.

Three representative samples were collected from the Campina de Pedra

Formation as shown in (Figure 7): Cb-1 (S 16º01’314’’ /W 56º47’438’’) - An immature

bituminous metasandstone rich in organic matter and characterized by blue quartz

recrystallization. Cb-2 (S 16º01’351’’ /W 56º51’239’’) - Metagraywacke, greenish-

gray, composed of quartz, feldspar and lithic fragment. Cb-A (S 16º01’305’’ /W

56º48’503’’) – Carbonatic-pelitic level, with lenses of sand, rich in organic matter.

The Acorizal Formation outcrops in the surroundings of the homonymous

municipality and is composed of the Pindaival and Engenho Members, which are

separated by an interdigitated horizon informally named as transition layer. This

formation also comprises the Cangas Member, distal chrono-correlate unit of the

Engenho Member.

Figure 6. Photomicrography of the Campina de Pedra formation. Mineralogical composition feldispatica essentially quartz, especially in the presence of organic matter and matrix-Cb The sample (A-B), and with pressure shadow biotite crystallization Cb-2 (C).

At the bottom of the Acorizal Formation, the Pindaival Member comprises

metric cycles of thin to coarse-grained, massive and laminated lithosandstones overlaid

by greenish-gray polymictic conglomerates, therefore, a coarsening-upward stacking

pattern. This latter occurs in interdigitated contact with the carbonate muds of the

Campina de Pedra Formation. This unit shows local evidence of progradation of the

Pindaival Member towards the rocks of the Campina de Pedra Formation.


33

The Engenho Member extends from the municipality of Jangada to the

surroundings of Cuiabá and Poconé. This unit is represented by thick layers of purple-

grey massive diamictites with clasts of granite, gneiss, quartzite and sandstone

displaying groove-type slickenlines and common pentagonal shape (iron shape). It is

accepted that these massive diamictites are lodgement tills formed at the base of glaciers

which involves abrasion of subglacially-transported clasts (Almeida, 1965).

Two representative samples of the Acorizal Formation are studied, one from

each member, as shown in Figure 7; Cb-3 (S 15°17'35.4"/W 56°26'49.1"): (i) A

greenish-gray polymictic carbonaceous metaconglomerate; (ii) Cb-4 (S 15º49’439’’ /W

56º51’540’’) - Massive purple diamictite commonly displaying striated and faceted

dropstones.

The Coxipó Formation is composed of two members, the Pai Joaquim Member

and Marzagão Member, as well as exhibits two facies, the Guia Facies (Limestone) and

Facies Mata-Mata (Sandstone). The Pai Joaquim Member consists of yellowish mature

conglomerates; sandstones arranged as decametric fining-upward cycles whose bottom

is marked by frequent cut-and-fill structures, as well as penecontemporaneous

deformation structures. A characteristic retrogradational stacking pattern is observed as

a result of the retreat of glaciers, which is compatible to sedimentation associated with

outwash fans.

The intermediate and upper parts of the Coxipó Formation are characterized by

the Marzagão Member which comprises massive, pinkish and greenish diamictites, with

striated and faceted pebbles and boulders up to 10 m, displaying intercalations of

turbiditic facies as expected for a typical deglacial debris-flow sequence. This package

has the largest exposure of rocks of the Cuiabá Group.

Two samples are studied here (Figure 7), therefore approaching the stratigraphy

of the Cuiabá Group as a whole; Cb-5 (S 15º15’068’’/ W 56°14’130’’) Quartz

metasandstone showing fining-upward stacking pattern and textural maturity. Cb-6 (S

14º49’596’’/ W 55º00’443’’) – Foliated greenish diamictite displaying rotated pebbles

and well-preserved pressure shadows.


34

Figure 7. Lithotypes from the Cuiabá Group. Campina de Pedra Formation: Cb-A Carbonaceous level, Cb-1 Bituminous metasandstone, Cb-2 Metagraywacke. Acorizal Formation: Cb-3 Polymictic metaconglomerate, Cb-4 Purple diamictite. Formation Coxipó: Cb-5 Metasandstone

2.4 MATERIALS AND METHODS

Seven representative samples were collected from the main stratigraphic units of

the Cuiabá Group for studies of heavy mineral assembly and ZTR index as well as

morphological and U-Pb zircon analyzes.

Samples were first crushed and water-washed. After drying, they were sieved

into fine and very fine (0.062-0.255mm) sand fractions to undergo gravity separation

using Bromoform (CHBr3, d= 2.89 g/cm³). From the heavy mineral assembly, around


35

300 non-micaceous transparent grains were studied to yield the ZTR index (zircon,

tourmaline and rutile) according to the procedures proposed by Hubert J.F. (1962).

The panned heavy-mineral concentrates provided an average of 100 zircons per

sample that were described regarding their morphology (shape, inclusions, color,

zoning). A third part of the sieved material was still concentrated through panning and

hand-picking, and then sent to the Geochronology Laboratory of the Institute of

Geosciences - University of Brasilia. There, 60 zircons from each sample were mounted

into epoxy resin disks, imaged using Scanning Electron Microscope, and later analyzed

through LA-ICP-MS (Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry)

using a ThermoFinningan Neptune coupled with New Wave laser system. The

analytical procedures for obtaining the U-Pb detrital zircon ages followed the standard

methodology described by Buhn B. et al (2009).

2.5 RESULTS.

2.5.1 Heavy minerals study and ztr index.

The heavy minerals assembly (HMA) of metasedimentary rocks from the Cuiabá

Group consists basically of opaque mineral, epidote, titanite, zircon, tourmaline and

rutile. Minor metamorphic and alteration minerals (leucoxene, calcite, muscovite,

biotite and chlorite) occur. A single occurrence of apatite is recorded in the Cb-4

sample, and another of anatase is observed in the Cb-6 sample Figure 8(A).

The specimens of heavy minerals found are shown in Figure 8(B). Opaque

minerals usually represent up to 50% of the HMA in samples, and over 70% in the Cb-2

sample.

The low percentages of opaque minerals in the Pindaival Members and bottom

portions of the Marzagão Member are related to the higher concentrations of leucoxene

and presence of chlorite, calcite and titanite. Epidote occurs in all the studied samples,

and is the most representative specimen among non-micaceous transparent minerals

assembly at the bottom portions (Campina de Pedra Formation), as well as at the

transition between the Engenho Member and the Coxipó Formation.

The ZTR index values obtained and their variation in the stratigraphic units

studied can be observed in a graph of comparative distribution (Figure 8(B)). The ZTR

index shows a growing pattern from 20% for the Campina de Pedra Formation to values


36

over 80% for the Coxipó Formation. Among the ZTR, zircon is the most abundant

mineral and its proportion tends to increase in the stratigraphic column in comparison to

Tourmaline and Rutile. The tourmaline occurs in low amount and in wide range of

colors, in places, absent. Rutile is the dominant specimen in bottom portions of the

Campina de Pedra Formation.

Campina de Pedra Formation: Cb-1

The ZTR index is calculated only on the basis of non-micaceous and non-

metamorphic transparent minerals (80% epidote, 14% rutile, 4% tourmaline, 2% titanite

and 2% zircon). The ZTR index is of about 20% for this sample, with euhedral zircon

grains ranging from brown to dark, red in color, commonly displaying zoning, fluid and

mineral inclusions. The tourmaline is green in color, with preserved striae and angular

edges, and the rutile occurs as anhedral grains that vary from yellow to red in color. Cb-

2 - The ZTR index is of 48% (52% epidote, 39% zircon, 6% tourmaline, and 3% rutile).

The zircon grains are rounded with long and short axes, brown to yellow in color. The

tourmalines are rounded and spherical in shape with colors varying from olive to

yellow; the rounded dark-red rutile grains are rare, in turn.

Acorizal Formation: Cb-3

The ZTR index is of 67% (41% rutile, 26% epidote, 26% zircon, and 7%

titanite). The rutile grains, yellow and light red in color, show partially preserved edges

whilst rounded zircons show short and long prisms. Cb-4 - The ZTR index is of 62%

(35% zircon, 20% tourmaline, and 7% rutile). Zircons are rounded and show short and

long axes, commonly broken and varying in color from pink to colorless, with

inclusions. Tourmaline grains are green in color and show sub-rounded edges; the rutile

grains are red.

Coxipó Formation: Cb-5

The ZTR index of 85% with basis on the non-micaceous transparent minerals

(38% zircon, 30% rutile, 17% tourmaline, 13% epitote and 1% titanite). The zircon

grains are essentially rounded and spherical in shape, and bronze and brown in color;


37

the tourmaline grains are green and rounded while the rutile grains are rounded and vary

from yellow to red in color. Cb-6 - The ZTR index is of 82%, a high value (46% zircon,

32% rutile, 18% epidote and 4% tourmaline). The assembly is represented by colorless

rounded zircon grains with long and short axes, round green tourmaline grains, and

spherical rutile grains.

2.5.2 Morphological Analysis of detrital zircon grains.

The study of zircon grains from the different units of the Cuiabá Group revealed

the existence of five families, which are distinguished on the basis of habit, roundness,

sphericity, color and inclusions. In terms of color variation, zircon grains are more

reddish at the bottom and colorless at the upper portions, however there are grains

amber and light pink in color along the stratigraphy. In the study area, grains with well-

preserved edges and prisms (F1 and F2) occur only in the Campina de Pedra Formation

decreasing in amount towards the top of the stratigraphic column. The distribution of

the zircon families according to samples is summarized in Figure 8(C).

Family F1 – Zircon grains of this family are elongated euhedral prisms with

bipyramidal terminations; they usually display zoning in red tones, and are present only

in the Campina de Pedra Formation and more significantly in the very bottom portions.

Family F2 – Short subhedral zircon grains, pale red in color, with well-preserved

terminations; this family is observed only in the Campina de Pedra Formation.

Family F3 – The zircon grains are of medium size, prismatic, with rounded

edges, pink in color.

Family F4 – Rounded and spherical zircon grains; this is the only family present

in all samples and the most abundant as well.

Family F5 – Zircon is characterized by long prismatic with rounded edges

grains. It is ubiquitous in the units of the Cuiabá group, except for the Campina de

Pedra Formation.


38

Figure 8. (A) Examples the grained of heavy mineral assembly of the Cuiabá Group. (B) Distribution of heavy minerals assembly and ZTR index, where the values go from 20% at the base and reaches more than 80% at the top, so the sediment maturity increases towards.

2.5.3 - U-Pb Geochronology

The results of over more than 400 U-Pb zircon analyzes by LA-ICP-MS carried

out on all the seven samples collected from the Cuiabá Group, show that their source

rocks are predominantly of Proterozoic age, with a minimum age at 923 Ma and a

maximum age at 2.164 Ma. Samples from the bottom portions have a higher frequency

of ages at 1.5 and 1.4 Ga, while the intermediate portions show a main peak of around

1.2 Ga; the upper portions show a large age distribution although the peak contribution

is of age 1.2 -1.0 Ga. Analytical data are presented in the Eletronic Appendix B. Only

results with low Pb values (percentage of Pb206 less than 3%) showing concordance

greater than 90% were considered in the results. From these results, concordia plots


39

Pb206/ U238versus Pb207/U235 (Figure 9) as well as density and frequency histograms

were created (Figura 10).

Campina de Pedra Formation Cb-A

Carbonaceous pelitic level, with lenses of sand up to 1cm in thickness: 42 zircon

grains that yeld a concordance greater than 90%. The youngest zircon is 1364 Ma, and

the oldest is 1779 Ma. This sample contains a major contribution of ages the major

concordance, with a main concentration close to 1.5 Ga. Cb-1 – Bituminous

metasandstone; 33 zircon grains that yield a concordance greater than 90%. The peak of

ages is around 1.4 Ga; the youngest zircon has an age of 1067 Ma, and the oldest an age

of 2164 Ga, with two other minor age concentrations around 1.0 Ga and 1.8 Ga. Cb-2 –

Lithic metagraywackes; 51 grains analyzed yielding a concordance of 90%. The

youngest zircon is 927 Ma, and the oldest is 1906 Ma. This sample contains a major

contribution of ages, with a main concentration close to 1.2 Ga.

Acorizal Formation Cb-3

Polymictic conglomerate; 42 grains yielded a concordance greater than 90%.

The minimum age is of 923 Ma, and the maximum age is of 2053 Ma, with a main peak

around 1.2 Ga. Cb-4 – Purple diamictite; 36 grains analyzed yielded a concordance

greater than 90%. The minimum age observed is 934 Ma, and the maximum age is 1874

Ma. Detrital zircon ages occur disperse along the concordia, but there are two larger

populations with ages of 1.3 Ga and 1.5 Ga, and two smaller populations around 1.0 Ga

and 1.8 Ga.

Coxipó Formation Cb-5

Texturally mature metasandstone; 29 grains yielded results with concordance

over 90%. The minimum age recorded is 951 Ma, and the maximum age is 1873 Ma.

The major concentration is around 1.0 Ga and 1.1 Ga, but smaller populations yield

ages around 1.3Ga and 1.5 Ga. Cb-6 – Greenish diamictite; 41 grains yielded ages with

concordance over 90%. The minimum age recorded is 923 Ma, and the maximum age is

1950 Ma. The major concentration of ages is around 1.2 Ga, but it also shows a smaller

concentration at 1.0 Ga.


40

Figure 9. Concordia plots for U-Pb ages detrital zircon laser-ablation–inductively coupled plasma–mass spectrometry (LA-ICP-MS) data from rocks of the Cuiabá Group, Paraguay Belt – MT.


41

Figura 10. Frequency and distribution histograms and probability curves for U-Pb data of the detrital zircons, for samples Cb-A-Cb-6 from and stratigraphic column of the Cuiabá Group, Paraguay Belt – MT.


42

2.5.3.1 - MEV – Microscópio Eletrônico de Varredura

Images were recorded with back-scattered electrons using Scanning Electron

Microscopy (SEM) in the sample samples analyzed by U-Pb geochronology (Figure

11). The images show rounded, short and long prismatic zircon grains that are

commonly zoned containing inclusions; although edges are partially preserved in the

Cb-1 sample. This technique is therefore important to observe clearly the relationship

between the zircon families and the ages obtained.

The occurrence of euhedral and subhedral grains (F1 and F2) are mostly related

to older sources (± 1.4 Ga), which is an evidence that the oldest source rocks were close

to the basin depocenter at the time of deposition, once angular edges are still well-

preserved given the minimal mechanical abrasion caused by the sedimentary transport.

In the case of families with rounded edges (F3, F4 and F5), there is not a pattern for the

distribution of ages, however this zircon grains are more frequent in the upper samples

of the Cuiabá Group, which suggests that the source rocks in the upper portions went

through a longer period of mechanical transport. This fact is consistent with the

hypothesis of an advanced tectonic stage for the basin during deposition the Coxipó

Formation, such as passive margin settings.

Figure 11. Backscattered electron (BSE) images of zircon detrital families of Cuiabá Group. Preserved edge zircon grains (F-1 and F-2) tend to age c.a 1.4-1-5Ga. Grains with


43

rounded ends (F-3, F-4 and F-5), have variants and represent longer time without sediment.

2.6 DISCUSSION

2.6.1 Heavy mineral assembly and ztr index.

The study of heavy mineral assembly (HMA) is one of the most accurate means

to determine the lithologies of source areas and their variations until they are finally

deposited. The composition of heavy minerals is controlled by the mineralogical

composition of the source area (Hubert 1962, 1971, Morton 1985, 1991, Statteggar

1987, Hurst and Morton 1988, Grigsby 1992, Morton & Hallsworth 1994, 1999, Morton

& Yaxley 2007).

The HMA from metasedimentary rocks of the Cuiabá Group is essentially

composed of opaque minerals, epidote, titanite, zircon, tourmaline, rutile and alteration

minerals (leucoxene and calcite), and metamorphic minerals in minor proportion (biotite

and chlorite). The samples Cb-4 and Cb-6 show single occurrences of apatite and

anatase in the Acorizal and Coxipó formations. The ultrastable minerals show an

association of rounded grains, angular-shaped and broken grains, with preserved

crystalline faces, that indicates a relative tectonic instability and climatic aridity

(glaciation) as the controlling factors of the sedimentation cycle that transported the

material from the parent sources (igneous and metamorphic rocks).

Determining the HMA and its abundance in certain lithologies allows

diagnosing source rocks (Wilson A. et al, 2014). The Campina de Pedra Formation

contains heavy mineral grains, partially euhedral, that show pink tourmaline and apatite

among its accessory assembly, which suggests a close and acid igneous parent source.

In the case of metasedimentary rocks of the Cuiabá Group, the HMA of transparent

non-micaceous minerals consists essentially of zircon, tourmaline, rutile, epidote and

titanite, and may be related to the acidic and basic rocks of the Amazon Craton, a fact

that has been supported by the U- Pb ages of detrital zircons.


44

2.6.1.1 ZTR index (zircon, tourmaline and rutile)

The ZTR index (zircon, tourmaline and rutile) is used to determine the maturity

of sandstones, where low ZTR values indicate first cycle sediments whereas high ZTR

values indicate more mature sandstones that went through several cycles of

sedimentation (Hubert J.S, 1962). The increase of the ZTR index as well as the increase

of zircon content towards the top of the Cuiabá Group is directly relate to the degree of

maturity of these sediments given their typical high mechanical and chemical resistance.

Thus, it is clear that samples from the Coxipó Formation have a greater sediment

maturity relative to the rocks of the Campina de Pedra Formation.

2.6.2 Morphological analysis of detrital zircon grains.

The morphology of a single zircon grain can provide important data about the

history of its sedimentary transport. Therefore, different populations and subpopulations

relates to the duration of transport indicating if the source area was proximal or distal at

the time of deposition (Wilson et al. 2014, Fedo et al. 2003). Shape is the physical

property of zircon grains taken into account in the determination of its sedimentary

provenance. Zircons derived from magmatic rocks are usually euhedral, but after

mechanical abrasion as well as physical and chemical weathering they assume rounded-

like shapes, which indicate different origins (Morton 1985, Morton & Hallsworth 1994,

1999). During transport, minerals undergo mechanical abrasion processes that results in

their shortening. Climatic factors and time influence directly in the morphological

aspect of the grain during sediment transport (Morton and Hallsworth, 1999).

Euhedral prismatic zircons (F1) occur only in the Campina de Pedra Formation

which indicates that these grains went through little transport once the parent rock was

close to the sedimentary basin, probably in a period of opening of the basin.

The Acorizal and Coxipó formations have more mature zircon grains that are

rounded and mostly spherical, typical characteristics of grains reworked through several

cycles with a long residence time in the sedimentary cycle prior to their final deposition

in a distal depocenter. This reveals that the sedimentary basin was in an advanced

tectonic stage of greater extension, likely passive margin, which is supported by the

turbidites already described for this unit.


45

In this way most of the prismatic zircons of the Campina de Pedra Formation

have little transportation time from the proximal rock source. The rounded zircon grains

of Coxipó Formation remain longer in the sedimentary transport from distal source

rock, which causes mechanical abrasion and physical and chemical changes, directly

influencing the morphological aspect of the grain. Considering the morphological

characteristics, it is possible to consider different tectonic and paleogeographic

configurations of the sedimentary basin, in the period of deposition of each Formation

of the Cuiabá Group.

2.6.3 Detrital zircon U-Pb geocronology.

The age of the youngest zircon represents the maximum depositional age (Fedo

et al. 2003, Cawood et al. 2012, McGee et al. 2014, Wilson et al. 2014, Gerehels 2014).

The U-Pb geochronology on detrital zircons of the Cuiabá Group reveals minimum age

at 923 Ma suggesting the maximum deposition in basin.

In general, the ages recorded and their main concentrations define zircon

provenance. In the cuiabá group as the main concentrations of ages, 1.5Ga for Cb-A, 1.4

Ga for Cb-1, 1.2 Ga for both Cb-2 and Cb-3, to the younger ages (~ 1.0 Ga for Cb-5).

All these ages can be found in the rocks of the Craton Amazonico, which has been

divided into 6 geochronological Provinces by Tassinari and Macambira (1999): Central

Amazonian Province (> 2.3 Ga), Maroni-Itacaiúnas Province (2.2-1.95 Ga), Ventuari-

Tapajós (1.95-1.8 Ga), Rio Negro-Juruena Province (1.8-1.55 Ga), Rondonian-San

Ignacio (1.55-1.3 Ga), and Sunsás (1.25-1.0 Ga).

The end of the Mesoproterozoic is marked by the collision between the southern

Amazon and Laurentia resulting in the amalgamation of the Supercontinent Rodinia. It

is possible that this amalgamation is recorded in the SW Amazon Craton by the

collision between an allochthonous block (Paraguá Terrane) and the Amazon proto-

Craton resulting ino the development of an active margin represented by several

intrusive suites of the San Ignacio Orogeny (Bettencourt et al. 2010, Ruiz et al. 2005)

The immature bituminous metasandstones of the Campina de Pedra Formation

as well as the reddish prismatic zircon grains in the bottom portions of the Cuiabá

Group indicate a proximal source of acid igneous composition. The most basal sample

yields ages of 1.5 ± 16 Ma which are compatible with ages obtained for granites of the

Cachoeirinha Orogen (Ruiz et al 2004). In general, the main age concentrations for this


46

unit are at around 1.4 Ga and may be related to the granitoids of the Santa Helena

Intrusive Suite (Geraldes et al 2000, 2001, Ruiz et al 2005).

Ages of around 1.2 Ga obtained from rounded and spherical zircons predominate

in the samples Cb-2 and Cb-3, and are attributed to a sedimentary protolith associated

with Sunsás rocks (Teixeira et al. 1989, Ruiz et al 2004) that are represented by the

Aguapeí and Nova Brasilândia Groups in Brazil (Saes G. et al 1999), and by the Sunsás

Group in Bolivia. Ages around 1.0 Ga and 900 Ma may be associated with igneous

rocks of the Guapé/ São Domingos Intrusive Suite (Ruiz A. S. 2005).

The studies carried out on the metasedimentary rocks of the Cuiabá Group

complement each other, and point out to provenance from rocks of the Amazon Craton,

mainly from the southwestern portion of the cratón. However, the other source rocks

recorded (2.2-2.1 Ga, 1.9-1.8 Ga), stem from sedimentary reworking the northern

provinces where these ages are recorded (Maroni-Itacaiúnas Province, Ventuari-Tapajós

e Rio Negro-Juruena.

2.6.4 Tectonic settings of Cuiabá Group.

Cawood et al (2012) argues that the age patterns of detrital zircons as well as the

sediment load available to sedimentary basins are controlled by tectonic settings. Basins

sitting in intraplate settings are tectonically stable with syn-sedimentary igneous activity

lacking; therefore, the younger detrital zircon grains yield a maximum depositional age,

which may be tens or hundreds of millions of years older than the deposition time of

sediments. Hence, the author establishes detrital zircon spectra for the three tectonic

settings: convergent, collisional and extensional.

Extensional basins show a predominance of detrital zircons which are much

older than the time of sediment accumulation, with less than 5% of grains having ages

within 150 Ma of the depositional age. Zircon ages near the depositional age probably

reflect rift-related magmatic activity, but these form only a minor component of the age

spectra (Cawood et al 2012). Extensional patterns include rift and passive margin (post-

rift basin) that share very similar configurations among their populations, usually syn-

depositional magmatic activity missing, and are dominated by input from older sources.

The age populations in the analyzed metasedimentary rocks of the Cuiabá Group are

distributed throughout the Proterozoic (2.1 Ga - 923 Ma).


47

The older ages are in the Campina de Pedra Formation and the younger ages are

in the other formations, always influenced by sources with smaller or larger populations

during the Timing of the sedimentary basin.

Thus, the Campina de Pedra Formation would have deposited in continental rift

settings, followed by a period of sea transgression with glacial influence represented by

the Acorizal Formation, and finally the evolution to passive margin settings marked by

the Coxipó Formation and associated basin inversion with glacial isostatic adjustment

observed in the transition between the Engenho Member and the Pai Joaquim Member,

which provides evidence of reworking of the oldest sources within the basin.

2.6.5 Tectonic and stratigraphic evolution of the Paraguay Belt.

The U-Pb zircon ages obtained allows us to identify the populations of parent

rocks for these sediments. The analytical methods applied to the provenance study

carried out in this work indicate that these sediments are of cratonic provenance, and

were deposited in a rift basin represented by the Campina de Pedra Formation that

evolved into passive margin settings represented by the Coxipó Formation.

The association of immature pelitic rocks and sandstones, rich in organic matter,

with intercalating carbonaceous levels that is observed in the Campina de Pedra

Formation is compatible with a lacustrine environment in which the deposition of black

shales would occur in the central part of the lake where anaerobic activity is intense,

with periods of drought marked by carbonate deposition. The immaturity of these rocks

as well as the occurrence of euhedral zircon grains restricted to this formation indicates

a proximal source area. As observed in this work, the age pattern shown for this

formation points out to continental rift settings in which the parent rocks are crystallized

millions of years before basin deposition. Thus, the Campina de Pedra Formation is

ascribed to rift settings, lacustrine/ deltaic environment, and represents the most basal

portion that records the onset of deposition as previously mentioned by Tokashiki and

Saes (2008) and Saes et al (2008).

The rock association present in the Acorizal Formation composed of polymictic

conglomerates, lithic-sandstones and pelitic rocks arranged in fining-upward cycles

(Pindaival Member), which occur interdigitated with the Campina de Pedra Formation,

reveals high-frequency cycles (facies progradation) deposited on subaqueous fan-deltas.

According to the U-Pb age pattern, this formation was deposited on rift settings and


48

corresponds to its terminal stage, where erosion of the rift-basin border faults takes

place resulting in glacier advance. The climax of the glaciation is marked by glacial-

influenced massive diamictites that make up the Engenho Member.

At the bottom of the Coxipó Formation, fining-upward sandy conglomerate

sequences, cut-and-fill structures and textural maturity are the main characteristics of

the Pai Joaquim Member. The decrease of particle size towards the top indicates a

decrease in the system energy over time, which can be caused by retreat and melting of

the glaciers in typical sections of subaqueous proglacial outwash fans. This unit has a

high ZTR index in which rounded and spherical zircon grains are the majority

suggesting that the source rocks were reworked through several cycles of sedimentation.

Therefore, the Pai Joaquim Member marks the basin inversion linked to isostatic

glacial adjustment and base level rise. This is confirmed by the pattern of U-Pb ages for

detrital zircons which is typical of passive margin basins.

In the intermediate and upper parts of the Coxipó Formation, the Marzagão

Member comprises massive, pinkish and greenish diamictites containing faceted and

striated pebbles and boulders that occur intercalated to turbiditic facies, a typical

deglacial sequence. The Member is composed of shallow-water turbidites and

subaqueous debris flows. This sequence was deposited in a passive margin

environment, which is confirmed by the histogram for U-Pb ages, as well as by its high

ZTR index and rounded zircon grains.

The rhythmic pelites and sandstones of the Mata Mata Unit are represented by

fine-grained sediments and sandy bars deposited on a shallow siliciclastic marine

platform and the calcitic and dolomitic limestones of the Guia Member would have

been deposited on a carbonatic platform.

Geochronological studies carried out on rocks of the Cuiabá Group yield mainly

U-Pb results of Paleo-Mesoproterozoic age which is compatible with rocks of the

Amazon Craton. The results are consistent with those obtained by Dantas et al. (2009).

Detrital zircon U-Pb and Hf isotopic studies carried out in the external zone of

the Paraguay Belt, Alto Paraguai Group, suggest a mainly cractonic source area up to

the beginning of the Neoproterozoic when the main source area started to be the

Paranapanema Block and the Magmatic Arc of Goias (McGee et al, 2014).

In the south of the Paraguay Belt, ages U-Pb by SHIRIMP in zircon detritic of

the Puga Formation (Alto Paraguai Group), indicate other rocks sources different of

Amazon Craton. It considered source region the Rio de la Plata Block and rocks of the


49

Mara Rosa Junior Magmatic Arc in the Brasília Belt or Laurentia External Belts

(Babinski M. et al 2013).

The Criogenian 40Ar/ 39Ar detrital muscovite ages from the Serra Azul

Formation, member of the Alto Paraguai Group, are interpreted as being sourced from

the evolving orogen to the east – from an arc terrene, possibly the Goias–Paranapanema

Massif. (McGee et al. 2014).

That allows to make a reconstitution of the evolution of the Belt as a whole in a

way that it can be assumed that after the rift reaches a stage of passive margin in the

Cuiabá Group, the Paraguay Belt becomes a foreland basin during the deposition of the

Alto Paraguai Group that, in turn, evolves into compressive settings marked by late-

orogenic granitic intrusions.

Paleomagnetic and geochronological data on carbonates, indicate that the

closure of the Clymene Ocean basin between the Amazon-West Africa and other South

American cratons occur in c.a 528 Ma, and deformation of the Paraguay marker mark is

collision. (Tohver E. et al 2010).

The end of the South American- Gondwana Supercontinent Collage is marked

by late-tectonic igneous bodies, with U-Pb zircon ages of 518 ± 4 Ma for the São

Vicente Granite that mark the end of the orogeny, metamorphism and deformation in

the Paraguay Orogenic belt (McGee et al, 2012).

A schematic model of the tectonic and stratigraphic evolution of the Cuiabá

Group, internal zone of the Paraguay Belt, is provided in Figura 12. To sum up, a

cratonic origin is proposed for these sediments, which were deposited in a rift-type

basin in the case of the Campina de Pedra Formation whose settings changed into

passive margin in the case of the Coxipó Formation.


50

Figura 12. Schematic model illustrating the tectonic and stratigraphic evolution of the Cuiabá Group.

2.7 CONCLUSIONS

The main contribution of this work is that the Cuiaba Group represents the rift

phase that for the passive margin of the Paraguayan Range, with the dominant

provenance of rocks sources of the craton Amazonico, at this moment of evolution of

the sedimentary basin.

The maximum depositional age of the Cuiabá Group at 923 Ma, represents the

youngest zircon date.

In conclusion, the pattern of results shown from the bottom to the top of the

basin stratigraphy suggests a variation of source areas and sediment maturity according

to the sedimentation environments that form the Cuiabá Group.

The study of heavy minerals from metasedimentary rocks of the Cuiabá Group

reveals a main composition of common accessory minerals derived from acidic igneous

rocks. The increase of ZTR index and content of zircon towards the top of the

stratigraphic column is an evidence of sediment maturity which is higher for the rocks

of the Coxipó Formation relative to the rocks of the Campina de Pedra Formation.

The analysis of the detrital zircon morphology of the Cuiabá Group allowed the

identification of five families of zircon grains which are mostly rounded with

intermediate and long prisms (F-3 and F-5), and mostly spherical in the F4 family. The

families F-1 and F-2 are of prismatic grains with preserved edges that concentrate at the

bottom portions of the stratigraphic column once these grains were less transported.


51

The studies of heavy minerals, ZTR index, morphological analysis and U-Pb

detrital zircon geochronology of detrital zircon carried out on the metasedimentary

rocks of the Cuiabá Group suggest its rocks derived from rocks of the Amazon Craton,

mainly from the southwestern portion of the craton.

This work provides a general overview of the geological evolution of the

Paraguay Belt. The deposition of the Cuiabá Group first gave rise to the Campina de

Pedra Formation in continental rift settings, followed by a period of marine

transgression with glacial influence in which the Acorizal Formation formed and,

finally, changed to passive margin settings gaving rise to the Coxipó Formation. The

Alto Paraguai Group are a record of a foreland basin in the Paraguay Belt that latter

evolved into a compressive environment marked by late-tectonic granitic intrusions.

2.8 REFERENCES.

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55

2.1 . APPENDIX

Appendix A. Supplementary data

Supplementary data related to this article found at Location, lithographic

discrimination and synthesis of results in the Cuiabá Group.

Tabela 1. Appendix A: Location, lithographic discrimination and synthesis of results in the Cuiabá Group.

Appendix A: Location, lithographic discrimination and synthesis of results in the Cuiabá Group. CUIABÁ GROUP

Member Samples Localization Lithology AMP ZTR Morfology FORMAÇÃO CAMPINA DE PEDRA

_ Cb-A S 16º01’305’’ W 56º48’503’’

Carbonatic-pelitic level, with lenses of sand, rich in organic matter.

F1, F2, F3 e F4

_ Cb-1 S 16º01’314’’ W 56º47’438’’

An immature bituminous metasandstone rich in organic matter and characterized by

blue quartz recrystallization.

Opaque, epidote, rutile, zircon, titanite and

leucoxene.

20% F1, F2, F3 e F4

_ Cb-2 S 16º01’351’’ W 56º51’239’’

Metagraywacke, greenish-gray, composed of quartz, feldspar and lithic fragment.

Opaque, epidote zircão, leucoxene, tourmaline and

rutile.

48% F1, F3, F4 e F5

ACORIZAL FORMATION PINDAIVAL Cb-3 S 15°17'35.4"

W 56°26'49.1" A greenish-gray polymictic carbonaceous

metaconglomerate. Opaque, calcite, rutile,

epidote, zircon, clhorite and titanite

67% F3, F4 e F5

ENGENHO Cb-4 S 15º49’439’’ W 56º51’540’’

Massive purple diamictite commonly displaying striated and faceted dropstones.

Opaque, epidote, zircon, tourmaline, leucoxene, rutile

and clhorite

62% F4 e F5

COXIPÓ FORMATION

PAI JOAQUIM Cb-5 S 15º15’068’’ W 56°14’130’’

Quartz metasandstone showing fining-upward stacking pattern and textural

maturity.

Opaque, zircon, rutile, tourmaline, epidote

leucoxene and titanite.

68% F4 e F5

MARZAGÃO Cb-6 S 14º49’596’’ W 55º00’443’’

Foliated greenish diamictite displaying rotated pebbles and well-preserved

pressure shadows.

Opaque, leucoxene, zircon, rutile, epidote, clhorite e

tourmaline.

82% F4 e F5


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Appendix B. Supplementary data

Supplementary data related to this article can found at Summary U-Pb detrital

zircon results for samples of Cuiabá Group by LA-ICPMS.

Tabela 2. Appendix B: Summary U-Pb detrital zircon results for samples of Cuiabá Group by LA-ICPMS in Geochronology Laboratory of the Institute of Geosciences - University of Brasilia.

Appendix B: Summary U-Pb detrital zircon results for samples of Cuiabá Group by LA-ICPMS in Geochronology Laboratory of the Institute of Geosciences - University of Brasilia. Zircão Th/U

207Pb/235U

��

%

206Pb/ 238U

��

% Rho 207Pb/

206Pb �� abs

206Pb/ 238U

�� abs

207Pb/ 235U

�� abs

% U-Pb

disc4 Cb-A – (LAB2777_NC) Formação Campina de Pedra.

Zir17 0,285 3,162 3,67 0,2426 2,20 0,60 1519 108 1400 55 1448 56 7,82 Zir13 0,750 3,292 2,08 0,2528 1,46 0,70 1517 54 1453 38 1479 32 4,21 Zir50 0,438 2,861 4,02 0,2386 2,93 0,73 1360 103 1379 73 1372 60 -1,46 Zir07 0,348 3,190 3,88 0,2532 2,42 0,62 1455 112 1455 63 1455 59 -0,02 Zir02 0,338 3,110 3,65 0,2493 2,61 0,72 1435 94 1435 67 1435 55 0,05 Zir15 0,394 3,086 3,54 0,2474 2,64 0,75 1435 88 1425 67 1429 54 0,65 Zir19 0,195 3,115 3,46 0,2493 2,24 0,65 1438 98 1435 57 1436 52 0,24 Zir53 0,303 3,802 1,91 0,2920 1,52 0,79 1516 41 1652 44 1593 31 -8,91 Zir51 0,124 3,521 1,43 0,2719 1,13 0,79 1506 30 1551 31 1532 22 -2,97 Zir40 0,145 3,568 0,98 0,2760 0,74 0,75 1503 20 1571 21 1542 16 -4,53 Zir54 0,485 5,095 3,20 0,3397 2,30 0,72 1779 79 1885 75 1835 54 -5,94 Zir36 0,222 4,784 1,16 0,3195 0,79 0,68 1776 28 1787 25 1782 19 -0,62 Zir16 0,145 5,054 1,12 0,3363 0,82 0,73 1783 24 1869 27 1828 19 -4,84 Zir56 0,580 3,444 1,28 0,2629 0,88 0,69 1528 32 1505 24 1514 20 1,50 Zir43 0,189 3,514 0,90 0,2699 0,65 0,73 1516 19 1541 18 1530 14 -1,60 Zir37 0,313 3,467 2,01 0,2632 1,50 0,75 1539 48 1506 40 1520 31 2,13 Zir26 0,147 3,514 1,40 0,2614 1,02 0,73 1577 33 1497 27 1530 22 5,09 Zir25 0,150 3,515 1,13 0,2655 0,81 0,72 1548 26 1518 22 1531 18 1,90 Zir27 0,304 2,927 3,13 0,2360 2,27 0,72 1424 80 1366 56 1389 47 4,11 Zir08 0,489 3,205 2,96 0,2517 2,11 0,71 1474 77 1447 55 1458 45 1,83 Zir35 0,304 3,085 2,96 0,2520 2,05 0,69 1399 80 1449 53 1429 45 -3,53 Zir14 0,317 3,139 2,80 0,2591 2,04 0,73 1380 72 1485 54 1442 43 -7,65 Zir41 0,217 3,019 2,78 0,2407 2,13 0,76 1445 66 1391 53 1412 42 3,78 Zir28 0,517 2,941 2,67 0,2316 2,10 0,79 1470 60 1343 51 1392 40 8,64 Zir45 0,399 2,950 2,57 0,2452 1,76 0,69 1366 70 1414 45 1395 39 -3,51 Zir03 0,336 3,053 2,48 0,2448 1,74 0,70 1435 65 1412 44 1421 38 1,59 Zir49 0,426 2,957 2,44 0,2424 2,04 0,84 1393 49 1399 51 1397 37 -0,47 Zir52 0,351 3,175 2,27 0,2518 1,67 0,74 1455 56 1448 43 1451 35 0,51 Zir42 0,265 3,039 2,07 0,2501 1,34 0,65 1386 58 1439 35 1418 31 -3,83 Zir33 0,235 3,009 1,96 0,2416 1,50 0,76 1433 46 1395 38 1410 30 2,64 Zir04 0,523 3,012 1,79 0,2411 1,15 0,64 1438 50 1392 29 1411 27 3,20 Zir39 0,422 3,081 1,66 0,2484 1,22 0,74 1424 40 1430 31 1428 25 -0,43 Zir46 0,390 3,081 1,66 0,2506 1,23 0,74 1407 40 1442 32 1428 25 -2,46 Zir24 0,308 3,149 1,60 0,2547 1,18 0,73 1418 39 1463 31 1445 25 -3,16 Zir29 0,207 2,988 1,60 0,2424 1,12 0,70 1413 41 1399 28 1405 24 0,99 Zir31 0,382 3,048 1,57 0,2395 1,08 0,69 1473 41 1384 27 1420 24 6,04 Zir20 0,360 3,127 1,57 0,2469 1,22 0,78 1464 34 1423 31 1439 24 2,80 Zir58 0,250 2,700 1,48 0,2222 1,09 0,74 1385 36 1294 26 1328 22 6,58 Zir18 0,397 3,312 1,25 0,2684 0,86 0,69 1415 32 1533 24 1484 19 -8,30 Zir48 0,277 2,974 1,23 0,2411 0,89 0,72 1414 29 1392 22 1401 19 1,55 Zir32 0,497 2,897 1,19 0,2337 0,84 0,71 1423 29 1354 21 1381 18 4,86 Zir05 0,268 2,814 1,16 0,2288 0,95 0,82 1408 21 1328 23 1359 17 5,66 Zir21 0,233 3,047 0,99 0,2441 0,72 0,73 1437 22 1408 18 1419 15 2,01

Cb-1 – (LAB2781_AB) Formação Campina de Pedra Zir20 0,503 6,755 1,33 0,3627 0,93 0,70 2165 30 1995 32 2080 23 7,83 Zir52 0,366 5,201 2,46 0,3484 1,89 0,77 1770 55 1927 63 1853 41 -8,85


57

Zir29 0,441 5,476 1,55 0,3468 1,37 0,89 1872 22 1919 45 1897 26 -2,54 Zir14 0,500 4,732 1,34 0,3188 1,02 0,76 1760 29 1784 32 1773 22 -1,36 Zir32 0,418 4,846 0,91 0,3172 0,69 0,76 1813 17 1776 22 1793 15 2,03 Zir7 0,384 4,709 0,89 0,3129 0,60 0,67 1785 20 1755 18 1769 15 1,68

Zir18 0,573 4,647 1,00 0,3090 0,72 0,72 1784 21 1736 22 1758 17 2,67 Zir37 0,393 4,537 0,87 0,3047 0,61 0,70 1766 18 1715 18 1738 14 2,89 Zir41 0,423 3,784 1,81 0,2733 1,46 0,80 1632 37 1557 40 1589 29 4,58 Zir36 0,623 3,716 1,18 0,2643 0,88 0,75 1660 26 1512 24 1575 19 8,90 Zir35 0,348 3,267 0,98 0,2536 0,79 0,81 1497 17 1457 21 1473 15 2,69 Zir40 0,297 3,108 0,99 0,2515 0,77 0,78 1417 19 1446 20 1435 15 -2,04 Zir15 0,306 3,127 1,38 0,2515 0,98 0,70 1429 35 1446 25 1439 21 -1,19 Zir51 0,498 3,143 2,20 0,2512 1,59 0,72 1441 56 1445 41 1443 34 -0,24 Zir27 0,376 3,066 0,80 0,2456 0,56 0,70 1437 17 1416 14 1424 12 1,50 Zir30 0,372 3,009 1,03 0,2428 0,71 0,69 1423 24 1401 18 1410 16 1,52 Zir25 0,500 3,004 0,97 0,2414 0,68 0,70 1431 22 1394 17 1409 15 2,63 Zir4 0,648 2,953 1,25 0,2398 0,81 0,65 1411 33 1386 20 1396 19 1,78 Zir8 0,194 2,972 0,80 0,2394 0,54 0,67 1426 18 1383 13 1400 12 2,99 Zir5 0,289 2,953 1,29 0,2372 0,92 0,71 1432 32 1372 23 1396 20 4,18

Zir31 0,361 2,840 1,19 0,2368 0,93 0,78 1359 25 1370 23 1366 18 -0,80 Zir33 0,226 2,882 0,95 0,2359 0,71 0,75 1395 20 1366 17 1377 14 2,14 Zir10 0,306 2,873 1,38 0,2353 1,18 0,86 1395 23 1362 29 1375 21 2,34 Zir1 0,268 2,773 0,88 0,2325 0,62 0,71 1349 19 1348 15 1348 13 0,08

Zir26 0,435 2,814 1,05 0,2290 0,73 0,70 1406 25 1329 18 1359 16 5,48 Zir12 0,189 2,738 1,15 0,2269 0,94 0,82 1371 21 1318 22 1339 17 3,87 Zir24 0,469 2,639 1,13 0,2190 0,80 0,71 1370 27 1276 18 1312 17 6,81 Zir49 0,173 2,056 1,14 0,1947 0,72 0,64 1111 32 1147 15 1134 16 -3,26 Zir46 0,431 2,041 2,30 0,1929 1,74 0,76 1115 57 1137 36 1129 31 -1,95 Zir3 0,324 1,938 0,83 0,1854 0,55 0,66 1090 20 1097 11 1094 11 -0,63

Zir17 0,499 1,921 1,76 0,1843 1,25 0,71 1085 47 1090 25 1089 23 -0,53 Zir19 0,461 1,879 1,00 0,1807 0,73 0,73 1080 23 1071 14 1074 13 0,85 Zir28 0,314 1,594 2,14 0,1542 2,05 0,96 1068 21 924 35 968 27 13,4

3 Cb-2 – (LAB2781_GRAUVACA) Formação Campina de Pedra.

Zir33 0,298 5,543 1,03 0,3508 0,70 0,68 1874 24 1938 23 1907 18 -3,46 Zir59 0,161 3,223 0,91 0,2594 0,64 0,71 1428 20 1487 17 1463 14 -4,10 Zir54 0,349 3,501 2,53 0,2579 1,86 0,74 1595 62 1479 49 1527 40 7,23 Zir06 0,157 2,683 1,34 0,2312 1,04 0,77 1296 30 1341 25 1324 20 -3,51 Zir09 0,146 2,563 1,10 0,2285 0,85 0,77 1229 24 1327 20 1290 16 -7,94 Zir16 0,187 2,580 1,17 0,2234 0,88 0,76 1286 26 1300 21 1295 17 -1,07 Zir15 0,293 2,570 1,16 0,2232 0,81 0,70 1281 29 1299 19 1292 17 -1,39 Zir46 0,312 2,665 1,56 0,2221 1,11 0,71 1361 39 1293 26 1319 23 5,00 Zir18 1,478 2,587 3,79 0,2206 2,61 0,69 1316 104 1285 61 1297 55 2,37 Zir29 0,339 2,629 1,31 0,2201 0,88 0,68 1352 34 1282 21 1309 19 5,16 Zir47 0,381 2,570 1,15 0,2185 0,77 0,68 1322 29 1274 18 1292 17 3,69 Zir51 0,186 2,377 2,05 0,2145 1,45 0,71 1206 55 1252 33 1236 29 -3,84 Zir36 0,233 2,404 1,10 0,2140 0,65 0,59 1232 32 1250 15 1244 16 -1,44 Zir13 0,308 2,342 4,70 0,2131 3,65 0,78 1190 114 1245 82 1225 66 -4,66 Zir08 0,332 2,360 1,39 0,2130 1,02 0,74 1205 34 1245 23 1230 20 -3,31 Zir39 0,228 2,397 1,60 0,2121 0,94 0,59 1245 48 1240 21 1242 23 0,36 Zir07 0,367 2,321 1,15 0,2115 0,84 0,74 1187 27 1237 19 1219 16 -4,25 Zir25 0,215 2,374 1,18 0,2115 0,88 0,75 1232 27 1237 20 1235 17 -0,40 Zir44 0,273 2,282 2,07 0,2105 1,53 0,74 1163 53 1231 34 1207 29 -5,92 Zir21 0,226 2,333 1,40 0,2098 0,98 0,70 1213 37 1228 22 1223 20 -1,24 Zir57 0,399 2,344 1,21 0,2097 0,86 0,71 1223 30 1227 19 1226 17 -0,33 Zir35 0,434 2,320 1,51 0,2090 1,01 0,67 1209 42 1224 22 1218 21 -1,26 Zir26 0,259 2,324 1,00 0,2088 0,72 0,71 1215 23 1222 16 1220 14 -0,63 Zir05 0,188 2,307 1,21 0,2074 0,77 0,64 1213 33 1215 17 1214 17 -0,16 Zir03 0,227 2,226 3,27 0,2066 2,35 0,72 1150 88 1211 52 1189 45 -5,25 Zir53 0,663 2,308 1,49 0,2066 0,97 0,65 1222 42 1211 21 1215 21 0,93 Zir41 0,389 2,256 3,24 0,2065 2,49 0,77 1178 79 1210 55 1199 45 -2,71 Zir30 0,338 2,318 3,89 0,2057 2,73 0,70 1239 106 1206 60 1218 54 2,68 Zir52 1,036 2,328 1,41 0,2056 1,03 0,73 1248 35 1205 23 1221 20 3,40 Zir01 0,250 2,241 1,35 0,2055 1,01 0,75 1174 32 1205 22 1194 19 -2,60 Zir43 0,206 2,271 1,78 0,2037 1,27 0,72 1218 46 1195 28 1203 25 1,87


58

Zir61 0,168 2,235 1,46 0,2035 1,02 0,70 1189 38 1194 22 1192 20 -0,45 Zir40 0,193 2,190 1,21 0,2026 0,88 0,73 1157 30 1189 19 1178 17 -2,84 Zir27 0,338 2,241 2,34 0,1999 1,68 0,72 1228 62 1175 36 1194 33 4,37 Zir28 0,269 2,160 1,37 0,1971 1,08 0,79 1184 30 1160 23 1168 19 2,02 Zir32 0,186 2,195 2,56 0,1958 1,81 0,71 1229 69 1153 38 1179 35 6,17 Zir10 0,244 2,177 3,39 0,1955 2,45 0,72 1216 90 1151 51 1174 47 5,32 Zir60 0,178 2,117 1,30 0,1951 0,94 0,73 1164 32 1149 20 1154 18 1,30 Zir23 0,195 2,146 2,60 0,1943 1,88 0,72 1199 68 1145 39 1164 36 4,51 Zir14 0,342 2,016 0,98 0,1930 0,70 0,71 1088 23 1138 15 1121 13 -4,55 Zir02 0,235 2,183 2,03 0,1925 1,36 0,67 1252 57 1135 28 1176 28 9,32 Zir19 0,222 1,970 1,29 0,1883 0,95 0,73 1091 32 1112 19 1105 17 -1,96 Zir17 0,037 2,032 0,96 0,1873 0,68 0,70 1164 23 1107 14 1126 13 4,93 Zir24 0,025 1,833 1,09 0,1836 0,79 0,73 998 26 1087 16 1057 14 -8,90 Zir31 0,062 1,996 1,44 0,1813 1,20 0,84 1192 27 1074 24 1114 19 9,91 Zir56 0,435 1,759 1,62 0,1769 1,00 0,62 989 49 1050 19 1030 21 -6,11 Zir42 0,184 1,796 1,09 0,1768 0,63 0,58 1033 33 1049 12 1044 14 -1,62 Zir58 0,195 1,862 1,50 0,1753 1,06 0,71 1122 39 1041 20 1068 20 7,26 Zir38 0,463 1,856 3,39 0,1611 2,28 0,67 1283 95 963 41 1066 44 24,9

4 Zir22 0,201 1,579 1,20 0,1602 0,86 0,72 971 30 958 15 962 15 1,32 Zir37 0,174 1,509 4,60 0,1587 3,19 0,69 898 133 950 56 934 55 -5,74 Zir34 0,346 1,022 1,66 0,1172 1,22 0,73 716 45 715 17 715 17 0,19

Cb-3 – (LAB2749_PIN) Formação Acorizal (Membro Píndaival) Zir2 0,406 6,551 0,82 0,3752 0,52 0,64 2052 18 2054 18 2053 14 -0,11

Zir10 0,608 5,608 1,86 0,3538 1,40 0,75 1879 42 1953 47 1917 32 -3,93 Zir17 0,723 5,032 2,17 0,3339 1,65 0,76 1788 49 1857 53 1825 36 -3,87 Zir45 0,207 5,150 1,39 0,3277 0,80 0,58 1864 38 1827 26 1844 23 1,98 Zir4 0,386 4,417 1,11 0,3084 0,84 0,76 1695 23 1733 25 1716 18 -2,23 Zir5 0,415 4,429 1,34 0,3069 0,93 0,70 1709 33 1725 28 1718 22 -0,97

Zir20 0,205 4,152 4,84 0,2956 3,16 0,65 1659 132 1669 93 1665 78 -0,66 Zir32 0,436 3,996 1,38 0,2787 1,10 0,80 1696 27 1585 31 1633 22 6,58 Zir25 0,234 3,391 1,49 0,2652 1,05 0,71 1482 37 1516 28 1502 23 -2,30 Zir30 0,482 3,327 1,38 0,2567 1,00 0,73 1508 33 1473 26 1487 21 2,33 Zir59 0,083 3,187 2,87 0,2545 1,98 0,69 1442 77 1462 52 1454 44 -1,34 Zir3 0,196 3,052 0,97 0,2459 0,66 0,68 1425 23 1418 17 1421 15 0,56 Zir1 0,249 2,747 0,84 0,2301 0,56 0,66 1352 19 1335 13 1341 12 1,24

Zir13 0,279 2,689 1,64 0,2240 1,28 0,78 1362 36 1303 30 1325 24 4,33 Zir19 0,187 2,490 2,23 0,2232 1,75 0,78 1220 52 1299 41 1269 32 -6,47 Zir26 0,083 2,614 1,66 0,2216 1,33 0,80 1328 36 1290 31 1304 24 2,84 Zir23 0,171 2,459 2,80 0,2205 2,13 0,76 1219 69 1284 49 1260 40 -5,36 Zir16 0,245 2,480 2,07 0,2193 1,63 0,79 1246 48 1278 38 1266 30 -2,54 Zir14 0,402 2,349 2,51 0,2172 1,96 0,78 1158 60 1267 45 1227 35 -9,46 Zir6 0,271 2,423 1,49 0,2161 1,02 0,69 1229 40 1261 23 1249 21 -2,60 Zir7 0,170 2,391 1,59 0,2145 1,02 0,64 1218 45 1253 23 1240 23 -2,85

Zir24 0,271 2,394 3,03 0,2117 2,18 0,72 1245 80 1238 49 1241 43 0,61 Zir12 0,214 2,307 1,30 0,2110 0,99 0,76 1179 30 1234 22 1214 18 -4,63 Zir27 0,311 2,306 1,62 0,2097 1,15 0,71 1191 42 1227 26 1214 23 -3,03 Zir42 0,174 2,263 1,65 0,2041 1,18 0,71 1207 43 1197 26 1201 23 0,77 Zir37 0,427 2,260 1,21 0,2026 0,93 0,77 1219 27 1189 20 1200 17 2,44 Zir41 0,224 2,269 1,20 0,2023 0,94 0,79 1230 25 1187 20 1203 17 3,46 Zir55 0,222 2,181 1,47 0,2003 1,06 0,72 1171 38 1177 23 1175 20 -0,46 Zir9 0,342 2,229 2,15 0,1986 1,62 0,75 1231 53 1168 35 1190 30 5,13

Zir44 0,372 2,251 2,67 0,1969 1,71 0,64 1266 78 1159 36 1197 37 8,50 Zir34 0,223 2,119 1,63 0,1969 1,24 0,76 1148 39 1159 26 1155 22 -0,92 Zir18 0,504 2,231 1,69 0,1967 1,30 0,77 1251 39 1158 28 1191 24 7,47 Zir39 0,279 2,218 2,08 0,1953 1,53 0,73 1254 53 1150 32 1187 29 8,32 Zir40 0,227 2,175 1,32 0,1947 1,04 0,79 1222 28 1147 22 1173 18 6,17 Zir31 0,208 2,191 1,41 0,1945 1,09 0,77 1238 32 1146 23 1178 20 7,46 Zir52 0,061 2,173 3,41 0,1930 2,09 0,61 1238 103 1137 43 1172 47 8,11 Zir29 0,236 1,958 1,47 0,1853 1,06 0,72 1111 38 1096 21 1101 20 1,35 Zir8 0,041 1,787 1,43 0,1767 1,00 0,70 1023 39 1049 19 1041 19 -2,54

Zir11 0,198 1,715 1,32 0,1724 0,93 0,71 990 35 1026 18 1014 17 -3,60 Zir36 0,212 1,666 1,48 0,1654 1,04 0,70 1015 40 987 19 996 19 2,80 Zir35 0,143 1,542 1,13 0,1573 0,87 0,78 959 25 942 15 947 14 1,77


59

Zir56 0,208 1,512 3,29 0,1571 2,33 0,71 923 93 940 41 935 40 -1,88 Cb-4 – LAB2776_EN) Formação Acorizal (Membro Engenho)

Zir37 0,322 5,348 1,75 0,3547 1,31 0,75 1789 40 1957 44 1877 30 -9,41 Zir38B 0,084 4,219 2,25 0,3055 1,63 0,73 1627 55 1718 49 1678 37 -5,61 Zir18 0,480 4,069 1,69 0,2869 1,07 0,64 1676 46 1626 31 1648 27 3,01

Zir38N 0,159 4,160 1,50 0,2840 1,10 0,73 1736 35 1612 31 1666 24 7,14 Zir21 8,088 3,898 1,62 0,2820 1,14 0,70 1629 41 1601 32 1613 26 1,69 Zir53 0,374 3,558 1,46 0,2765 1,04 0,71 1494 36 1574 29 1540 23 -5,29 Zir2 0,314 3,651 0,93 0,2762 0,75 0,80 1545 16 1572 21 1561 15 -1,77

Zir31 0,517 3,643 3,56 0,2747 2,25 0,63 1552 101 1564 62 1559 56 -0,83 Zir34 0,176 3,570 1,73 0,2731 1,14 0,66 1524 47 1556 31 1543 27 -2,10 Zir52 0,268 3,433 1,95 0,2686 1,53 0,78 1481 44 1534 42 1512 31 -3,52 Zir39 0,418 3,549 1,51 0,2677 1,14 0,76 1551 34 1529 31 1538 24 1,38 Zir26 0,322 3,424 1,14 0,2637 0,78 0,68 1511 28 1509 21 1510 18 0,18 Zir43 0,435 3,582 1,96 0,2635 1,42 0,72 1598 48 1508 38 1546 31 5,64 Zir22 0,512 3,406 1,37 0,2631 1,06 0,77 1505 30 1506 29 1506 21 -0,04 Zir12 0,314 3,447 3,71 0,2539 2,52 0,68 1595 99 1458 66 1515 58 8,58 Zir13 0,553 3,070 1,69 0,2473 1,11 0,66 1426 46 1425 28 1425 26 0,08 Zir5 0,171 3,049 0,97 0,2466 0,67 0,68 1418 23 1421 17 1420 15 -0,18 Zir7 0,625 3,063 2,58 0,2455 1,92 0,75 1436 63 1415 49 1424 39 1,40

Zir20 0,503 2,958 0,89 0,2416 0,57 0,64 1399 22 1395 14 1397 13 0,29 Zir27 0,373 2,787 0,86 0,2361 0,55 0,64 1329 21 1366 14 1352 13 -2,81 Zir6 0,360 2,654 1,27 0,2251 0,81 0,64 1327 35 1309 19 1316 19 1,43

Zir19 0,653 2,656 1,85 0,2245 1,17 0,63 1334 53 1306 28 1316 27 2,13 Zir33 1,000 2,706 3,03 0,2243 2,14 0,71 1371 80 1304 50 1330 44 4,88 Zir25 0,148 2,540 0,96 0,2242 0,57 0,60 1250 26 1304 14 1284 14 -4,31 Zir8 0,290 2,459 3,21 0,2239 2,32 0,72 1188 85 1303 55 1260 46 -9,63

Zir30 0,118 2,447 1,04 0,2153 0,68 0,66 1255 27 1257 16 1257 15 -0,16 Zir36N 0,157 2,488 2,85 0,2145 1,85 0,65 1296 82 1253 42 1269 41 3,31

Zir9 0,213 2,352 1,54 0,2085 1,10 0,71 1241 39 1221 24 1228 22 1,66 Zir16 0,380 2,284 2,90 0,1983 2,05 0,71 1281 77 1166 44 1207 40 8,96 Zir35 0,175 2,158 2,23 0,1964 1,56 0,70 1189 61 1156 33 1168 31 2,81 Zir28 0,199 1,803 1,13 0,1770 0,80 0,71 1038 28 1050 16 1046 15 -1,15 Zir4 0,271 1,745 0,93 0,1737 0,64 0,70 1009 22 1033 12 1025 12 -2,30

Zir10 0,299 1,711 3,20 0,1720 2,34 0,73 990 86 1023 44 1013 41 -3,32 Zir23 0,193 1,741 1,22 0,1715 0,73 0,60 1030 36 1020 14 1024 16 0,97 Zir17 0,426 1,744 1,07 0,1692 0,63 0,59 1062 31 1007 12 1025 14 5,16 Zir32 0,233 1,516 2,17 0,1574 1,58 0,73 923 59 942 28 937 26 -2,07

Cb-5 – (LAB2748_PJ) Formação Coxipó (Membro Pai Joaquim). Zir48 0,371 5,345 1,76 0,3535 1,22 0,69 1794 44 1951 41 1876 30 -8,79 Zir02 0,475 4,919 3,77 0,3284 2,77 0,73 1776 91 1831 88 1805 63 -3,06 Zir53 0,199 3,680 3,25 0,2821 2,26 0,70 1521 85 1602 64 1567 51 -5,34 Zir30 0,270 3,378 1,24 0,2616 0,79 0,63 1501 33 1498 21 1499 19 0,20 Zir08 0,365 3,203 1,35 0,2600 0,94 0,70 1412 34 1490 25 1458 21 -5,51 Zir49 0,378 3,169 4,29 0,2590 2,86 0,67 1399 120 1485 76 1450 65 -6,16 Zir36 0,382 3,352 1,16 0,2569 0,85 0,74 1521 26 1474 23 1493 18 3,07 Zir35 0,414 3,260 1,70 0,2524 1,08 0,64 1501 47 1451 28 1472 26 3,36 Zir01 0,367 2,970 2,56 0,2415 1,90 0,74 1408 63 1395 48 1400 39 0,97 Zir03 0,385 2,778 2,04 0,2405 1,64 0,81 1287 45 1389 41 1350 30 -7,97 Zir07 0,182 2,834 1,27 0,2402 0,83 0,65 1329 34 1388 21 1365 19 -4,43 Zir19 0,579 2,874 2,36 0,2363 1,72 0,73 1387 60 1367 42 1375 35 1,39 Zir33 0,369 2,635 1,14 0,2282 0,85 0,74 1287 26 1325 20 1311 17 -3,00 Zir50 0,414 2,392 1,81 0,2194 1,22 0,68 1174 50 1279 28 1240 26 -8,95 Zir46 0,284 2,450 1,75 0,2186 1,12 0,64 1229 50 1274 26 1257 25 -3,71 Zir05 0,408 2,370 2,48 0,2151 1,88 0,76 1195 61 1256 43 1234 35 -5,16 Zir10 0,291 2,456 2,91 0,2151 2,24 0,77 1265 70 1256 51 1259 42 0,68 Zir41 0,123 2,396 1,23 0,2140 0,98 0,79 1225 26 1250 22 1241 18 -2,03 Zir37 0,293 2,130 1,72 0,2023 0,97 0,56 1104 54 1188 21 1159 24 -7,60 Zir34 0,275 2,198 1,52 0,1989 1,06 0,70 1201 40 1169 23 1180 21 2,61 Zir42 0,259 1,919 1,19 0,1865 0,93 0,78 1059 26 1102 19 1088 16 -4,13 Zir20 0,156 1,893 1,85 0,1857 1,05 0,57 1039 59 1098 21 1078 24 -5,63 Zir40 0,174 1,846 1,26 0,1814 0,94 0,75 1037 30 1075 19 1062 17 -3,65 Zir47 0,239 1,903 2,06 0,1789 1,47 0,71 1124 55 1061 29 1082 27 5,59 Zir31 0,431 1,779 2,90 0,1731 2,24 0,77 1056 71 1029 43 1038 37 2,55


60

Zir54 0,536 1,713 4,76 0,1714 3,09 0,65 999 143 1020 58 1013 60 -2,09 Zir32 0,215 1,711 1,26 0,1700 0,84 0,67 1013 35 1012 16 1013 16 0,11 Zir29 0,216 1,686 1,12 0,1695 0,71 0,64 989 32 1010 13 1003 14 -2,07 Zir27 0,166 1,566 1,46 0,1622 1,06 0,73 928 38 969 19 957 18 -4,39

Cb-6 – (LAB2846_FC) Formação Coxipó (Membro Marzagão) ZR5 0,493 5,826 1,16 0,3495 0,84 0,73 1969 25 1932 28 1950 20 1,89

ZR46 0,552 5,343 1,65 0,3424 1,38 0,84 1851 29 1898 45 1876 28 -2,57 ZR36 0,495 4,802 1,86 0,3282 1,61 0,87 1734 31 1830 51 1785 31 -5,54 ZR52 0,415 3,710 1,29 0,2818 0,99 0,77 1537 28 1601 28 1573 21 -4,13 ZR24 0,525 3,779 3,85 0,2745 3,14 0,82 1622 81 1563 87 1588 61 3,58 ZR21 0,276 3,748 1,71 0,2702 0,94 0,55 1635 51 1542 26 1582 27 5,68 ZR50 0,319 3,416 1,28 0,2661 0,86 0,67 1490 33 1521 23 1508 20 -2,06 ZR49 0,427 3,435 1,91 0,2616 1,41 0,74 1533 46 1498 38 1512 30 2,26 ZR2 0,254 3,340 1,24 0,2596 1,05 0,85 1495 21 1488 28 1491 19 0,47

ZR27 0,148 3,307 1,33 0,2557 0,67 0,51 1504 41 1468 18 1483 21 2,43 ZR61 0,235 3,056 1,38 0,2455 0,73 0,52 1432 42 1415 18 1422 21 1,17 ZR30 0,480 2,785 2,14 0,2302 1,83 0,85 1377 40 1336 44 1352 32 2,98 ZR4 0,625 2,526 1,77 0,2242 1,56 0,88 1239 29 1304 37 1280 26 -5,23

ZR54 0,334 2,478 2,26 0,2220 1,42 0,63 1220 67 1293 33 1266 32 -5,94 ZR59 0,332 2,427 1,96 0,2202 1,74 0,89 1196 32 1283 40 1251 28 -7,25 ZR18 0,381 2,437 1,92 0,2191 1,77 0,92 1213 26 1277 41 1254 27 -5,28 ZR1 0,199 2,394 1,48 0,2158 1,15 0,78 1208 34 1260 26 1241 21 -4,28

ZR38 0,270 2,401 1,15 0,2148 0,83 0,72 1223 27 1254 19 1243 16 -2,59 ZR53 0,318 2,428 2,34 0,2139 1,62 0,69 1254 64 1250 37 1251 33 0,32 ZR12 0,479 2,313 1,33 0,2119 0,94 0,71 1176 34 1239 21 1216 19 -5,35 ZR22 0,692 2,319 2,93 0,2106 2,15 0,73 1194 76 1232 48 1218 41 -3,15 ZR26 0,147 2,290 1,60 0,2093 0,87 0,54 1181 51 1225 19 1209 23 -3,68 ZR3 0,362 2,314 1,40 0,2083 1,01 0,72 1210 35 1220 22 1216 20 -0,80 ZR6 0,219 2,298 1,04 0,2075 0,74 0,71 1205 25 1215 16 1212 15 -0,86

ZR48 0,317 2,247 1,26 0,2069 0,92 0,73 1166 31 1213 20 1196 18 -4,01 ZR41 0,236 2,265 1,47 0,2054 1,14 0,77 1196 33 1205 25 1202 21 -0,70 ZR15 0,340 2,249 1,75 0,2036 1,56 0,89 1200 27 1194 34 1196 24 0,43 ZR8 0,643 2,231 1,30 0,2033 1,01 0,77 1187 29 1193 22 1191 18 -0,53

ZR60 0,170 2,137 1,30 0,2002 0,90 0,69 1131 34 1176 19 1161 18 -3,98 ZR33 0,445 2,137 1,63 0,1961 1,23 0,75 1173 40 1154 26 1161 22 1,59 ZR7 0,349 2,100 1,83 0,1944 1,38 0,75 1155 45 1145 29 1149 25 0,81

ZR10 0,620 1,978 1,96 0,1936 1,38 0,70 1043 54 1141 29 1108 26 -9,38 ZR29 0,458 1,918 3,15 0,1870 2,77 0,88 1051 58 1105 56 1087 42 -5,16 ZR17 0,346 1,785 3,70 0,1802 2,57 0,69 980 105 1068 50 1040 48 -8,98 ZR37 0,260 1,841 1,34 0,1800 0,99 0,74 1046 33 1067 20 1060 18 -2,05 ZR11 0,281 1,788 1,20 0,1772 1,01 0,84 1019 22 1052 20 1041 16 -3,23 ZR55 0,289 1,731 3,16 0,1727 2,07 0,65 1004 95 1027 39 1020 40 -2,27 ZR57 0,355 1,661 2,76 0,1614 1,79 0,65 1059 82 965 32 994 35 8,91 ZR51 0,339 1,522 1,36 0,1590 0,93 0,69 911 38 951 16 939 17 -4,38 ZR13 0,284 1,544 1,56 0,1585 1,24 0,80 947 35 949 22 948 19 -0,12 ZR45 0,286 1,509 1,53 0,1575 1,02 0,67 914 44 943 18 934 19 -3,12

1 Convertion factor from mV to CPS is 62500000 2 concentration uncertainty c.20% 3 data not corrected for common-Pb 4 not corrected for common-Pb 5 Discordance calculated as (1-(206Pb/238U age/207Pb/206Pb age))*100 Decay constants of Jaffey et al 1971 used


61

CAPÍTULO 3 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES

DISCUSSÃO

Assembleia de minerais pesados e índice ZTR.

O estudo da assembleia de minerais pesados (AMP), é um dos meios mais

precisos para determinar a litologias das áreas fonte de sedimentos e suas variações até a

deposição. A composição dos minerais pesados é controlada pela composição

mineralógica da área fonte (Hubert 1962, 1971, Reizebos 1979, Morton 1985, 1991,

Statteggar 1987, Hurst & Morton 1988, Grigsby 1992, Morton & Hallsworth 1994,

1999, Morton & Yaxley 2007).

A AMP dos metassedimentos do Grupo Cuiabá, é essencialmente constituída de

minerais opacos, epidoto, titanita, zircão, turmalina, rutilo e minerais de

alteração (leucoxênio e calcita), minerais metamórficos ocorrem em pequena proporção

(biotita e clorita). Com ocorrências isoladas de apatita e anatásio, restritas as amostras

Cb-4 e Cb-6 respectivamente (Formação Acorizal e Formação Coxipó). Os minerais

ultraestáveis apresentam uma associação de grãos desgastados e arredondados à

angulosos com faces cristalinas preservadas e quebrados, o que sugere a relativa

instabilidade tectônica e aridez climática (glaciação) no controle do ciclo de

sedimentação que afetou os grãos provenientes das fontes primárias (ígneas e

metamórficas).

Através da determinação da AMP e da abundância desta em determinadas

litologias, pode-se diagnosticar rochas fontes (Wilson A. et al, 2014). Na Formação

Campina de Pedra, os grãos de minerais pesados possuem espécimes parcialmente

euedrais e contam com a presença de turmalina rosa e apatita entre os acessórios,

sugerindo uma fonte ígnea ácida e não muito distante. No caso dos metassedimentos do

Grupo Cuiabá, a AMP de translúcidos não micáceos, esta constituída essencialmente de

zircão turmalina e rutilo, epidoto e titanita, pode estar relacionada às rochas ácidas e

básicas do Cráton Amazonas, fato que se complementa pelos resultados de idades U-Pb

nos zircões detríticos.


62

Índice ZTR (zircão, turmalina e rutilo)

O índice ZTR (zircão, turmalina e rutilo) é usado para determinar a maturidade

dos arenitos, onde ZTR é baixo são sedimentos de primeiro ciclo e altos valores deste

indicam arenitos mais maduros, que passam por vários ciclos de sedimentação (Hubert

J.S 1962). No Grupo Cuiabá o aumento do índice de ZTR, e o aumento do teor de

zircão dentre os ZTR, em direção do topo da coluna estratigráfica, está relacionado

diretamente com o aumento da maturidade desses sedimentos, visto a alta resistência

mecânica e química típica de minerais ultra estáveis. Desta forma, fica evidente uma

maior maturidade sedimentar nas amostras da Formação Coxipó em relação as rochas

da Formação Campina de Pedra. Sendo que estas litologias recebem grãos de segundo

ou até mais ciclos de sedimentação.

Análise morfológica de zircão detrítico.

A morfologia de um grão de zircão pode fornece dados importantes sobre o

histórico de seu transporte sedimentar, sendo que diferentes populações e

subpopulações pode estar relacionada com a duração do transporte, possibilitando

estimar se a área fonte é proximal ou distal (Wilson A. et al, 2014, Fedo C.M et al

2003). A característica do zircão, aplicável na determinação de sua proveniência

sedimentar é a forma. O zircão de rochas magmáticas é geralmente euédrico, após os

processos de abrasão mecânica e alterações físicas e químicas, o zircão em rochas

derivadas geralmente é mais arredondado, apontando distintas proveniências (Morton

1985, Morton & Hallsworth 1994, 1999). Durante o transporte, os minerais passam por

processos de abrasão mecânica que provocam o encurtamento deste. Fatores climáticos

e o tempo no transporte sedimentar influenciam diretamente no aspecto morfológico do

grão (Morton A.C & Hallsworth, 1998).

No Grupo Cuiabá ocorrem zircões prismáticos euedrais (F1) somente na

Formação Campina de Pedra, indicando pequeno período de permanência no transporte

sedimentar desses grãos, sendo a área fonte proximal ao depocentro da Bacia

Sedimentar.

Nas Formações Acorizal e Coxipó os grãos de zircão são mais maduros,

essencialmente arredondados e predominantemente esféricos, típico de sedimentos com

vários ciclos de retrabalhados, com longo período de permanência no transporte

sedimentar, até sua acomodação em um depocentro distal de sua rocha fonte, revelando

que neste período a bacia sedimentar estava em um estágio tectônico mais avançado,


63

com uma extensão consideravelmente maior, possivelmente margem passiva, o que se

confirma ao caráter turbiditico já reconhecido nessa unidade.

Desta forma a maioria dos zircões prismáticos da Formação Campina de Pedra,

permaneceu menos tempo no transporte sedimentar a partir de uma área fonte proximal.

Grãos de zircão arredondados da formação Coxipó permaneceram longos períodos no

transporte sedimentar a partir de um rocha fonte distal, causando abrasão mecânica e

alterações químicas, que influenciam diretamente no aspecto morfológico do grão.

Considerando as características morfológicas, é possível considerar diferentes

configurações tectônicas e paleogeográficas na bacia sedimentar, nos períodos de

deposição entre as Formações do Grupo Cuiabá.

Geocronologia U-Pb de zircão detritico

A idade do zircão mais novo representa o máximo deposicional da bacia (Fedo.

C.M et al 2003, Cawood P.A et al 2012, McGee B. et al 2013, Wilson A. et al 2014,

Gerehels G. 2014). A geocronologia U-Pb em zircão detritico do Grupo Cuiabá, revela

idade mínima de 923Ma, sugerindo esta a idade máxima de deposição.

Os estudos realizados nos metassedimentos do Grupo Cuiabá se complementam

e apontam para uma proveniência a partir das rochas do Cráton Amazônico,

principalmente da porção sudoeste do Cráton. De modo geral, as idades registradas e

suas principais acumulações que definem a proveniência dos zircões, bem como as

mínimas registradas, variam das mais velhas (1.5Ga em Cb-A, 1.4 Ga na Cb-1, 1.2 Ga

em Cb-2 e Cb-3) para as mais novas (~1.0 Ga em Cb-5). Essas idades são encontradas

em rochas do Craton Amazonico, que é dividido em 6 provincias geocronológicas por

Tassinari & Macambira (1999): Provincia Amazonia Central(>2.3Ga), Provincia

Maroni-Itacaiumas (2.2-1.95Ga), Provincia Ventuari-Tapajós (1.95-1.8 Ga), Provincia

Rio Negro e Juruena (1.8-1.55Ga), Provincia Rondoniana-San Inacio (1.55-1.3Ga) e

Provincia Sunsás (1.25-1.0Ga).

O final do mesoproterozoico é marcado pela colisão do sul da Amazônia como o

Laurentia, resultando na amalgamação do Supercontinente Rodinia. É possível que a

amalgamação no SW do Craton Amazônico seja representada pela colisão de um bloco

alóctone (Terreno Paraguá) ao próton Craton Amazônico, culminando no

desenvolvimento de uma margem ativa representada por diversas suítes intrusivas da

Orogenia San Ignácio (Bettencourt et al. 2010 e Ruiz et al. 2011).


64

Nas porções basais do Grupo Cuiabá, a meta arenitos betuminosos imaturos da

Formação Campina de Pedra e os zircões prismáticos, de coloração avermelhada, nos

remete a uma contribuição de área fonte ígnea ácida proximal. Na amostra mais basal

idades de 1.5±16 Ma, são compatíveis com registros nos granitos do Orogêno

Cachoeirinha (Ruiz et al 2004). Nesta formação o maior registro de idades se dá em

torno de 1.4 Ga, podendo estar associado aos granitóides da Suíte Intrusiva Santa

Helena (Geraldes et al 2000, 2001, Ruiz et al 2003).

Idades em torno de 1.2 Ga são predominantes nas amostras Cb-2 e Cb-3 e

possuem zircões de terminações arredondadas e esféricos, neste caso admite-se um

protólito sedimentar, que pode ser associado as rochas da Orogenia Sunsás (Teixeira et

al. 2010, Ruiz et al 2004), que no Brasil é representada pelos Grupos Aguapeí e Nova

Brasilândia (Saes G. et al 1999), enquanto que na Bolívia é representado pelo Grupo

Sunsás. Idades em torno de 1.0Ga e 900 Ma, podem estar associadas a rochas ígneas da

Suíte Intrusiva Guapé/São Domingos (Ruiz A. S. 2005).

Ambiente tectônico do Grupo Cuiabá

Para Cawood et al (2012), o padrão etário de zircão detríco, assim como o

preenchimento clástico de bacias sedimentares são controlados pelo ambiente tectônico.

Bacias situadas em ambientes intraplaca são tectonicamente estáveis, com atividade

ígnea sin sedimentar ausente, portanto os grãos mais jovens de zircão detríticos irão

fornecer a idade de deposição máxima, que pode ser dezenas ou centenas de milhões de

anos mais velho do que o tempo de acumulação de sedimentos. Desta forma o autor

relaciona o espectro das idades de zircão detríticos em três configurações tectônicas

principais: convergentes, de colisão e extensionais. No caso de bacias extensionais há o

predomínio de zircão detríticos que são muito mais velhos do que o tempo de

acumulação de sedimentos, com menos de 5% de grãos com idades dentro de 150 Ma

da idade de deposição. Zircões perto da idade de deposição provavelmente refletem a

atividade magmática relacionada com a falha, mas estas formas apenas um componente

menor dos espectros de idade. Padrões extensionais incorporam rift e bacias pós rift de

margem passiva que possuem configurações em suas populações muito semelhantes,

geralmente não têm um componente de atividade magmática sin-deposicional e são

dominados por entrada a partir de fontes mais antigas. As populações de idades nos

metassedimentos analisados do Grupo Cuiabá se distribuem por todo o Proterozóico e

essencialmente no mesoproterozoico (2.1Ga – 923Ma).


65

Os zircões mais antigos ocorrem na Formação Campina de Pedra e os mais

jovens nas demais Formações, sempre com influência de fontes com menores ou

maiores populações no decorrer do Timing da bacia sedimentar. De acordo com a ideia

desenvolvida por Cawood et al 2012, o espectro das idades de zircões detríticos do

Grupo Cuiabá, são compatíveis com uma bacia de ambiente tectônico extensional (rift e

margem passiva). Deste modo a deposição do Grupo Cuiabá ocorre em um ambiente de

rift continental na Formação Campina de pedra, com um período de transgressão

marinha com influência glacial na Formação Acorizal, que evolui para margem passiva

na Formação Coxipó, com o marco da inversão da bacia sedimentar com ajuste glacio

isostático, na transição entre o Membro Engenho e o Membro Pai Joaquim, que fornece

evidencias de retrabalhamento das fontes mais antigas dentro da bacia.

Evolução tectono estratigráfica da Faixa Paraguai

As idades obtidas através de Geocronologia U-Pb nos zircões detríticos nos

permite identificar as populações de rochas fontes para estes sedimentos. As

complementações com métodos analíticos aplicados ao estudo de proveniência

realizadas neste também apontam uma proveniência cratônica para estes sedimentos,

que se depositam em uma bacia do tipo rift na Formação Campina de Pedra, que evolui

para um ambiente de margem passiva na Formação Coxipó.

Na formação Campina de Pedra, a associação de pelitos e arenitos imaturos,

ricos em matéria orgânica, intercalados com níveis carbonosos, remete a um ambiente

lagunar, em que a deposição de folhelhos pretos representaria as partes centrais e

anaeróbicas do lago, com períodos de ressecamento marcada pelos carbonatos. A

imaturidade dessas litologias, assim como a presença de zircões euedrais exclusivos a

esta Formação, indica uma pequena distância percorrida entre a área fonte dos

sedimentos até que estes sejam depositados na bacia sedimentar. Como visto neste

trabalho, o padrão etário nesta formação aponta para um ambiente de rift continental,

em que as rochas fontes são cristalizadas milhões de anos antes da deposição da bacia.

Desta forma admite-se, que a Formação Campina de Pedra é depositada em um

ambiente com tectônica do tipo rift, lagunar/deltaico, representando a porção mais basal,

no início da deposição da bacia sedimentar, como já citado por Tokashiki e Saes (2008)

e Saes et al (2008).

Na Formação Acorizal a associação de conglomerados polimiticos, litoarenitos e

pelitos, organizados em ciclos granodecrescentes (Membro Pindaival), em contato


66

interdigitado com Formação Campina de Pedra, revela progradação de fácies com ciclos

de alta frequência, depositados em fan deltas subaquosos. De acordo com o padrão das

idades U-Pb, esta formação é depositada em ambiente de rift, e representaria o estágio

terminal, onde ocorre a erosão das falhas na borda do rift e posteriormente o avanço da

geleira, com o ápice da glaciação é representado pelos diamictitos maciços, tipicamente

glaciais do Membro Engenho.

Na base da Formação Coxipó, sequencias arenoconglomeraticas com

granodecrescência ascendente, marcas de escavação e maturidade textural,

compreendem o Membro Pai Joaquim. A diminuição do tamanho do grão para o topo,

indica um decréscimo da energia ao longo do tempo, que pode ser causado pelo

afastamento e derretimento das geleiras, em seções típicas de leques proglaciais sub

aquosos de Outwash. Esta unidade possui índice ZTR elevado, onde predominam

zircões arredondados e esféricos, o que indica que as rochas fontes foram muito

transportadas passando por vários ciclos de sedimentação. Desta forma o Membro Pai

Joaquim marca a inversão da bacia, com ajuste glacio isostático e soerguimento do nível

de base. O que se confirma com o padrão das idades U-Pb dos zircões detricitos, típico

de bacias de margem passiva.

Na parte média e superior da Formação Coxipó, o Membro Marzagão,

compreende diamictitos maciços, róseos e verdes com seixos a matacões, facetados e

estriados, depositados intercalando fácies turbiditicas, em uma sequência tipicamente

deglacial. O Membro compreende tubiditos rasos e fluxos gravitacionais subaquosos.

Este pacote é depositado em ambiente de margem passiva, que se confirma com o

padrão das idades U-Pb em histograma, bem como índice ZTR elevado e grãos

arredondados de zircão.

Os ritimitos, pelitos e arenitos da Unidade Mata Mata, registram material fino

em suspensão e barras arenosas depositados em plataforma marinha rasa siliciclástica, e

plataforma carbonatica nos calcários cálciticos e dolomíticos do Membro Guia.

A geocronologia do Grupo Cuiabá realizada neste, aponta para idades U-Pb em

rochas fontes predominantemente mesoproterozoicas, vindas a partir do Cráton

Amazônico. Resultado compatível com os obtidos por Dantas et al.(2009), que analisou

as diferentes sucessões rochosas da Faixa Paraguai por estudo sistemático de isótopos

de Nd, e sugere uma fonte continental dominante, relacionada a rochas paleo-

mesoproterozóicas do Cráton Amazônico.


67

Na zona externa da Faixa Paraguai, Grupo Alto Paraguai, estudos istótopicos U-

Pb e Hf em zircão detritico, apontam para uma área fonte predominantemente cratônica

até o início do Neoproterozóico e a partir daí é considerada a influência de rochas fontes

do Bloco Paranapanema e Arco Magmático de Goias (McGee et al, 2014).

Idades 40Ar/39Ar nas muscovitas da Formação Serra Azul membro do Grupo

Alto Paraguai, sugerem que esta, tem sua deposição no Ediacarano, em ambiente de

margem passiva com influência glacial que evolui para um ambiente compressivo

(McGee et al 2014).

Desta forma é possível fazer uma reconstituição da evolução da Faixa como um

todo, pode-se afirmar que após o rift chegar a um estágio de margem passiva no Grupo

Cuiabá, a Faixa Paraguai passa a uma bacia de foreland na deposição das rochas do

Grupo Alto Paraguai que por sua vez evolui para um ambiente compressivo que conta

com intrusões graníticas pós orogênicos.

Dados paleomagnéticos e geocronológicos em carbonatos, indicam que a

colagem da bacia do oceano Clymene entre o Oeste da Africa-Amazonia e os Cratons

da America do sul ocorrem em c.a 528Ma, e a deformação da Faixa Paraguai marcam

essa colisão ( Tohver E. et al 2010).

O final da Colagem da América do Sul com o Supercontinente Gondwana é

marcado através de corpos ígneos pós-tectônicos, com idades U-Pb de zircão em

518±4Ma para o Granito São Vicente esta idade marca o final da orogenia,

metamorfismo e deformação para o cinturão orogênico Paraguai (McGee et al, 2012).

Um modelo esquemático com a evolução tectono estratigráfica do Grupo

Cuiabá, zona interna da Faixa Paraguai, pode ser observado na Figura 13. Em suma,

admite-se uma proveniência essencialmente cratônica para estes sedimentos, que se

depositam em uma bacia do tipo rift na Formação Campina de Pedra, que evolui para

um ambiente de margem passiva na Formação Coxipó.


68

Figura 13. Modelo esquemático com a síntese da evolução tectono estratigráfica do Grupo Cuiabá.

CONCLUSÕES

A maior contribuição deste trabalho é que o Grupo Cuiabá representa a fase rift

para a margem passiva da Faixa Paraguai, e a principal proveniência das rochas fontes é

o Craton Amazonico até esse momento de evolução da bacia.

O máximo deposicional do Grupo Cuibaá é 923Ma, de acordo com o zircão mais

novo datado.

O estudo de minerais pesados dos metassedimentos Grupo Cuiabá, revela que a

AMP é constituída principalmente por minerais comuns como acessórios de rochas

ígneas ácidas. O aumento do índice ZTR, e o aumento do teor de Zircão dentre os ZTR,

em direção do topo da coluna estratigráfica, indica a maturidade desses sedimentos

neste sentido, deixando evidente uma maior maturidade sedimentar nas amostras da

Formação Coxipó em relação as rochas da Formação Campina de Pedra.

A análise da morfologia dos zircões detríticos do Grupo Cuiabá, permitiu a

identificação de cinco famílias de grãos de zircão sendo estes são predominantemente

arredondados, com formas em prismas médios e longos (F-3 e F-5), sendo a família F4

em sua maioria esféricos. Na família (F-1 e F-2) ocorrem grãos prismáticos com

terminações preservadas que concentram-se na base da coluna, sendo que esses grãos

passaram menos tempo pelo transporte sedimentar, até se depositarem.

A relação entre as famílias de zircão e as idades U-Pb é muito dispersa, porém

grãos euedrais (F1-F2) são de ocorrência exclusiva da Formação Campina de Pedra,

permitindo admitir que tal unidade estava próxima da sua principal rocha fonte no


69

período de ±1.4Ga. Isto sugere que a Faixa Paraguai estava em um momento de abertura

da bacia quando esta unidade foi depositada.

O estudo de minerais pesados, índice ZTR, análise de morfológica e

geocronologia U-Pb de zircão detrítico para os metassedimentos do Grupo Cuiabá,

apontam uma proveniência a partir das rochas do Cráton Amazônico, principalmente da

porção sudoeste do Cráton.

Neste trabalho é possível compreender a evolução geológica da Faixa Paraguai

com um todo. A deposição do Grupo Cuiabá ocorreu em um ambiente de rift

continental que gerou a Formação Campina de pedra, evoluindo para um período de

transgressão marinha com influência glacial gerando a Formação Acorizal, que grada

para margem passiva gerando a Formação Coxipó. A partir daí, a Faixa Paraguai passa a

uma bacia de foreland na deposição das rochas do Grupo Alto Paraguai que por sua vez

evolui para um ambiente compressivo que conta com intrusões graníticas pós

orogênicos.


70

CAPÍTULO 4 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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