O SISTEMA SERRA DO CAETE-PUGA CRIOGENIANO DA … · Tabela 4.1. Elementos maiores nas amostras de Ritmito de arenito e argilito 35 da Serra do Caeté. Tabela 4.2. Teste de correlação

MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO

INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA

DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

Renan Alex da Silva Grillaud

O SISTEMA SERRA DO CAETE-PUGA CRIOGENIANO

DA COBERTURA PLATAFORMAL DO CRATON

AMAZONICO (BORDA SUL)

Orientador

Prof. Dr. Jackson Douglas Silva da Paz

CUIABÁ

2013

i

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO

REITORIA

Reitora

Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder

Vice-Reitor

Prof. Dr. Francisco José Dutra Souto

PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO

Pró-Reitora

Profª. Drª. Leny Caselli Anzai

INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA

Diretor

Prof. Dr. Martinho da Costa Araújo

DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS

Chefe

Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

Coordenador

Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz

Vice-Coordenadora

Profª. Drª. Maria Zélia Aguiar de Sousa

ii

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

N° 43

O SISTEMA SERRA DO CAETE-PUGA CRIOGENIANO DA

COBERTURA PLATAFORMAL DO CRATON AMAZONICO

(BORDA SUL)

Renan Alex da Silva Grillaud

Orientador


CUIABÁ

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-

Graduação em Geociências do Instituto de

Ciências Exatas e da Terra da Universidade

Federal de Mato Grosso como requisito parcial

para a obtenção do Título de Mestre em

Geociências.

iii

iv

O Sistema Serra do Caete-Puga Criogeniano da Cobertura

Plataformal do Craton Amazonico (Borda Sul)

Dissertação de mestrado aprovada em ______________________.

BANCA EXAMINADORA

_______________________________________


Orientador (UFMT)

_______________________________________

Prof. Dr. Gerson Souza Saes

Examinador Interno (UFMT)

_______________________________________

Profª. Dra. Ana Maria Goes

Examinadora Externa (USP)

v

Dedico este trabalho a minha mãe,

pelo amor e valores ensinados como

honestidade, trabalho e respeito à vida.

vi

Agradecimentos

Em primeiro lugar agradeço a Deus pela minha vida e a de todos que fazem parte dela.

Agradeço minha família, em especial Raquel Maria e Fabiano Gustavo pelo apoio e paciência

nos momentos difíceis e incentivos;

A Daniela Freitas Coelho pelo carinho, amor, cumplicidade e força para seguir sempre em

frente.

Ao amigo e orientador Profº. Dr. Jackson Douglas Silva da Paz pela experiência geológica e

alegrias compartilhadas na confecção desta dissertação de mestrado;

Ao CNPq e Fapemat que financiaram este trabalho; bem como o Prof. Dr. Francisco Egídio

Pinho;

Agradeço a Bemisa S. A pelo acesso direto ao material geológico de estudo, em especial a

Geóloga Caroline Nalin pelo apoio e amizade;

Agradeço a Universidade Federal do Mato Grosso e ao Programa de pós graduação pelo

conhecimento adquiridos e oportunidade profissional;

Ao amigo Danilo Guilherme Queiroz que acompanhou o desenvolvimento profissional e de

mestrado lado a lado nestes anos de estudo e dedicação, mesmo nos momentos de provação que a vida

nos proporciona.

A Profª Drª Lena Simone que teve uma importância muito grande como amiga e também como

profissional nos auxiliando no desenvolvimento técnico, profissional e pessoal.

Aos professores que compõe o corpo docente do Programa de Pós graduação em Geociências,

bem como os técnicos e secretárias, em especial Daniele Cristina Xavier Pereira pelo auxílio e

predisposição;

Aos todos os amigos e colegas que acompanharam esta caminhada do conhecimento, em

especial: Profº. Dr. Gerson Saes, e estudantes Kéttilin Menoncello, Grabriel Luiz Zaffari e Gabriela

dos Santos.

vii

Sumário

AGRADECIMENTOS vii

LISTA DE FIGURAS ix

RESUMO xi

ABSTRACT xii

CAPITULO1 1

Introdução 1

Área de estudo 2

Contexto geológico 3

Materiais e Métodos 6

CAPITULO 2 8

Revisão Bibliográfica 8

Neoproterozóico 8

Formações Ferríferas Bandadas 9

CAPITULO 3 13

Abstract 14

Introduction 15

Study Area 16

Material and Methods 17

Results 18

Serra do Caeté Formation 18

Bituminous fine-grained facies 19

Conglomerate facies 20

Rythmites of sandstone and mudstone facies 22

Depositional Environment 23

Stratigraphic and Depositional Model 25

Acknowledgment 28

Refers 28

CAPITULO 4 31

Petrografia 31

Geoquímica 35

Elementos Maiores 35

Elementos Terras Raras 37

CONCLUSÃO 41

REFERÊNCIAS 42

viii

Lista de Figuras

Figura 1.1. Localização da área de estudo com delimitação dos municípios envolvidos 2

Figura 1.2. Geologia do entorno da área de estudo 5

Figura. 2.1 - O Sistema Neoproterozóico de Mato Grosso 9

Figura 2.2. Modelo de deposição de Fe e minerais associados ao ambiente marinho 11

Figure 3.1 - Regional geological map of Mirassold’Oeste Caeté hill 17

Figure 3.2. Stratigraphic column of the Serra do Caeté Formation from Porto

Esperidião (PE) to Mirassol d’Oeste (MO). 18

Figure 3.3. Betuminousfacies: A) scour structure (at the top) and dropstone

(at the bottom) with deformation of the bedding; B) pyrite crystals

along the bedding; C) low-angle cross lamination. 19

Figure 3.4. Conglomerate facies: A) polymictic conglomerate outcrop with

facetedclasts; B) striated clast; C) polymictic conglomerate

outcrop with well-rounded boulder; D) faceted pebbles with grooves. 20

Figure 3.5. Sandstone facies: A) normal graded sandstone with scours at the

bottom (debris flow); B) sandstone with expressive ripple marks. 21

Figure 3.6. Rhythmites of sandstone and mudstone facies. 23

Figure 3.7. The depositional model of the Serra doCaeté – Puga System. 27

Figura 4.1. Lâminas petrográfica de ritmitos de arenito e argilito 32

Figure 4.2. A,B –Ritmitos de arenito e argilito; C, D – Laminação cortada

por registro de sílica substituída (vidro). 34

Figura 4.3 - Modelo de processos de diagênese para fácies ritmito de arenito e argilito. 34

Figure 44. Gráfico de correlação dos elementos maiores Fe2O3(1), K2O(2),

CaO(3), MgO(4) , Na2O(5), SiO2(6) and P2O5(7) em relação ao Al2O3. 36

Figura 4.5 - Modelo de controle da estratificação da água marinha pela halocline. 39

ix

Lista de Tabelas

Tabela 4.1. Elementos maiores nas amostras de Ritmito de arenito e argilito 35

da Serra do Caeté.

Tabela 4.2. Teste de correlação do Al2O3 com outros elementos maiores 36

Tabela 4.3 - Amostras de Elementos Terras Raras dos Ritmito de arenito e

argilito da Serra do Caeté. (Normalizados) 40

x

Resumo

Este trabalho é fruto de pesquisa na região dos municípios de Mirassol d’ Oeste e

Porto Esperidião, sudoeste do estado de Mato Grosso. A escolha desta área para estudo se deu

em função da descoberta recente de rochas proterozóicas com teores significantes de ferro e

fosfato. Essas rochas foram classificadas como Formação Serra do Caeté devido a seu aspecto

litológico particular, especialmente relacionado ao alto teor de ferro, o qual nos permitiu

defini-la como uma formação ferrífera. Neste trabalho, este estudo busca o entendimento dos

processos relacionados a geração da formação Serra do Caeté. O método adotado para isso foi

a análise de fácies e geoquímica, que são uma ferramenta eficiente para caracterização de

processos fisicos e químicos de uma rocha.

A Formação Serra do Caeté representa uma nova unidade cronoestratigráfica, descritas

por Silva (2010) como estratigraficamente correlatas à Formação Bauxi, ambas sotopostas

pela Formação Puga (Marinoano). Aqui, estas duas unidades (Fm Serra do Caeté e Fm. Puga)

litoestratigráficas estão agrupadas e atribuídas a um único sistema. Estas sucessões de rochas

apresentam evidências claras de ação das ondas e eventos glaciais associados ao processo

deposicional. Três associações de fácies siliciclásticas distintas são observadas e agrupadas

como: o betume de grãos finos, o conglomerado e os ritmitos de arenito e argilito. A presença

de características peculiares, tais como estruturas de corte e preenchimento, pequenas marcas

de onda, laminação cruzada com lentes bidirecionais de truncamento de baixo ângulo e dobras

convolutas indicam a atividade das ondas no paleoambiente, além da presença de clastos

caídos (dropstones). Somado a essas características, as ocorrências de matéria orgânica e de

um conglomerado polimítico com clastos facetados (alguns estriados) contribuiram para

inferir que a deposição das facies ocorreu em ambiente marinho com influência glacial, como

o shoreface inferior de eventos glaciais, registrados por distintas associações de fácies como

fluxo de detritos e subglacial. Esta interpretação permitir-nos inferir que o mesmo evento

geológico glacial que ocorreu na formação Serra do Caeté foram os mesmos que ocorreram na

formação Puga e, consequentemente, a atribuição de uma mesma origem para ambas as

formações poderia ser reforçada e atribuída ao evento Marinoan (630 -600 Ma).

A petrografia mostrou que a diagênese na Formação Serra do Caeté não foi complexa

e envolveu poucas fases diagenéticas. A fim de testar o processo diagenetico do ferro, foi

utilizado o alumínio, que serviu de parâmetro para a análise Deduz-se isso do arcabouço

aberto dos arenitos finos da Formação Serra do Caeté e da cimentação restrita a hematita e

sílica. Essa análise mostrou que não houve percolação de fluidos significativa e que, portanto,

xi

o alumínio observado nestes depósitos é predominantemente detrítico. As correlações entre o

Al2O3 com Fe2O3, K2O e SiO2, respectivamente, são uma ferramenta promissora para seleção

entre a origem detrítica ou não detrítica para para os maiores óxidos na rocha total. Estes

resultados confirmam a premissa inicial de origem detrítica para o Al2O3 uma vez que quase

todo teor de alumínio em rocha sedimentar está nos argilominerais presentes da rocha.

Observa-se ainda, a p artir dos resultados da anomalia de Eu que os íons de Fe estudados na

bacia possam ser produto de intemperismo sobre as rochas matrizes e que é certo que a

distribuição da anomalia de Eu nos depósitos da área de estudo corroboram a hipótese de

origem detrítica da Formação Serra do Caeté. Especula-se também a partir da análise de fácies

que a idéia de Snowball Earth sugerida por Hoffman (1998) não estaria em seu clímax, sendo

mais sugestivo um evento do tipo sluggish ball Earth.

xii

Abstract

This work is the result of research in the towns of Mirassol d' Oeste and Porto

Esperidião, southwestern of Mato Grosso state. The study area was due to the recent

discovery of proterozoic rocks with significant content of iron and phosphate. These rocks

keep the geological record of the Neoproterozoic in the southern Mato Grosso and may lead

to the understanding of depositional environment. These rocks are ranked as Serra do Caeté

Formation due to their particular lithological aspects specially related to high content in iron

which allows us to define them as a kind of iron formation. In this work, this study aims for

understanding the processes linked to the generation of the Serra do Caeté Formation. The

methods adopted hereby were the facies analysis supported by geochemistry, which are

efficient tools for the characterization of their physical and chemical processes.

The Serra do Caeté Formation represents a new chronostratigraphic unit, described by

Silva (2010) as stratigraphically correlated to Bauxi formation, both placed underneath the

Puga Formation (Marinoano). Here, these two units (Fm Serra do Caeté.and Puga) are

grouped and ascribed to a single system. These successions of rocks present clear evidences

of wave action and glacial events associated to depositional process. Three distinct

siliciclastic facies associations are observed and grouped as: the bituminous fine-grained, the

conglomerate and the rhythmites of sandstone and mudstone. The presence of peculiar

features such as cut and fill structures, small wave-ripple marks, cross lamination with low-

angle truncation bidirectional lenses and convoluted folds indicate wave activity in the

paleoenvironment that also presented dropstones. Added to these features, the occurrences of

organic matter and a polymitic conglomerate with faceted clasts (some striated) contributed to

infer that the facies deposition occurred in glacial-influenced marine environment such as the

lower shoreface with glacial events well-marked by distinct facies association such as debris

flow and subglacial. This interpretation allow us to infer that the same geological-glacial

event occurred in the Serra do Caeté Formation is those of the Puga Formation and

consequently the precious attribution of a same origin to both formations could be reinforced

and the age attributed to the Marinoan event (630-600 Ma).

The petrography showed that the diagenesis process of the Serra do Caeté Formation

was not complex and involved few diagenetic phases, which could be confirmed by the open

framework of fine sandstones of the Serra do Caeté Formation and the restricted cement of

hematite and silica. In order to test the diagenetic process in the iron it was used the

aluminum, which served as a parameter to the analysis. This analysis showed that there was

xiii

no significant leaching fluid and, therefore, the aluminum observed in these deposits are

predominantly detrital. The correlation among Al2O3 with Fe2O3, K2O, and SiO2, respectively

is a promising tool to select between detrital and non detrital origin for the major oxides in the

total rock. These results confirm the initial premise of detrital Al2O3 since almost all

aluminum content in sedimentary rock is clay minerals in the rock. It has been speculated,

from the results of the Eu anomaly that the Fe ions observed in the basin may be a product of

weathering of the matrix rock and it is certain that the distribution of Eu anomaly in the

deposits of the study area support the detrital origin hypothesis for the Serra do Caeté

Formation. It has also been speculated from the facies analysis that the idea of Snowball Earth

suggested by Hoffman (1998) would not be at its climax, being more suggestive of an event

type sluggish ball Earth.

Grillaud, R.A.S. 2013. O Sistema Serra do Caete-Puga Criogeniano da Cobertura Plataformal do Craton Amazonico (Borda Sul)

1

CAPITULO 1

Introdução

Este trabalho é fruto de pesquisa na região dos municípios de Mirassol d’Oeste e Porto

Esperidião. A escolha desta área para estudo se deu por motivos acadêmicos, por se tratar de uma área

em que Silva (2010) recentemente descreveu rochas com teores significantes de ferro, depositadas na

Era Neoproterozóica. Essas rochas possuem registros que contam a história ocorrida nesta Era e podem

levar ao entendimento da origem do ambiente deposicional e, por conseguinte, dos depósitos de ferro e

como eles estão associados a estas rochas, além de somar para o conhecimento geológico do Estado de

Mato Grosso.

Estas rochas foram denominadas como Formação Serra do Caeté e representam uma nova

unidade cronoestratigráfica, descritas por Silva (2010) como estratigraficamente correlatas à Formação

Bauxi, ambas sotopostas pela Formação Puga (Marinoano). A Formação Puga é um registro geológico

de glaciações neoproterozóicas e estão associadas a ocorrências de formações ferríferas, descritas por

Boggiani et al. (2006) e Piacentini et al. (2006).

Sabe-se que as rochas sedimentares são grandes fontes de minério de ferro e seus grandes

depósitos estão confinados a um intervalo de tempo restrito da história da Terra (3.8 – 0.7 Ga). Por

apresentar teores significantes de Fe2O3 de até 62% e também de P2O5 até 6% (Silva, 2010) a Formação

Serra do Caeté é uma área propícia a estudos geológicos diversos, como este que aqui se apresenta. O

entendimento do ferro encontrado na Formação Serra do Caeté é uma questão importante a ser discutida,

uma vez que, mesmo sendo contemporâneo a outras formações ferríferas, o ferro encontrado na Serra

do Caeté não é caracterizado como uma Formação Ferrífera Bandada (BIF), pois encontra-se em

depósitos de Ritmito de argilito e siltito.

Para a realização deste trabalho foi imprescindível o auxílio do Programa de Pós Graduação em

Geociências e da empresa Bemisa S.A, a qual possibilitou acesso ao acervo de furos de sondagem. Desta

forma, foram selecionadas duas áreas prioritárias de estudo: Mirassol d’Oeste (Serra do Caeté) e Porto

Espiridião (Furos de Sondagem), onde ocorrem as rochas da Formação Serra do Caeté.

Assim, este trabalho objetiva caracterização geológica da Formação Serra do Caeté, através da

análise de fácies e geoquímica dos elementos maiores e elementos terras raras, com o intuito de entender

e também de auxiliar na reconstrução do ambiente desta formação, afim de que o modelo geológico-

estratigráfico e paleoambiental oriundo deste estudo possam contribuir com os dados geológicos

existentes no estado de Mato Grosso.


2

Área de estudo

A área estudada abrange em destaque as cidades de Mirassol do Oeste e Porto Esperidião,

distantes de Cuiabá cerca de 290 km e 317 Km, respectivamente. As vias de acesso à área de estudo

estão no estado de Mato Grosso. Iniciando pela saída de Cuiabá pela BR 070 em sentido ao município

de Cáceres, seguindo pela MT 174 até o município de Mirassol d’Oeste. Os afloramentos estão

localizados próximos a Mirassol d’Oeste (15 Km – Serra do Caeté) e Porto Esperidião (60 Km de

Mirassol) (Figura 1.1).

Figura 1.1 - Localização da área de estudo com delimitação dos municípios envolvidos.


3

Contexto Geológico

As rochas neoproterozóicas registram, pela primeira vez na história da Terra, todas as massas

continentais do planeta reunidas num imenso e único continente, denominado Rodínia, seu processo de

rifteamento continental generalizada ocorreu entre ca. 825 Ma e 740 Ma, com eventos episódicos em

pluma ca. 825 Ma, ca. 780 Ma e ca. 750 Ma (Li et al, 2008). Neste contexto, a área de estudo está

inserida na zona estrutural que recobre a porção sul do Cráton Amazônico. A borda sul do Cráton

Amazônico encontra-se limitada pela Faixa Paraguai (Almeida 1964, 1965) e recoberta por depósitos

sedimentares que datam do Neoproterozóico, Paleozóico e Cenozóico (Barros et al. 1982, Almeida

1984, Alvarenga & Saes 1992, Nogueira 2003, Nogueira et al. 2003, Nogueira & Riccomini, 2006)

apresentados por Silva Jr. et al.(2007).

Segundo Saes (1999), essa porção é dividida em pelo menos cinco terrenos exóticos que se

consolidaram, a partir do Paleoproterozóico até Mesoproterozóico e que formam o embasamento da

Faixa Paraguai.

A Faixa Paraguai é constituída de rochas sedimentares depositadas em margem passiva durante

o Neoproterozóico e, posteriormente, dobradas pela orogênese Brasiliana-Pan Africana no Cambriano

(Alvarenga e Trompette 1993; Trindade et al., 2003). Essas rochas foram agrupadas nas seguintes

unidades estratigráficas: Grupo Cuiabá, Formação Bauxi, Formação Serra do Caeté, Formação Puga,

Grupo Araras e Grupo Alto Paraguai (Figura 1.2).

A Formação Puga formação foi descrita por Maciel (1959) no Morro do Puga, margem direita

do Rio Paraguai, 6 km a sudoeste de Porto Esperança, município de Corumbá-MS. Oliveira (1964)

descreveu como tilitos as rochas da região do Alto Paraguai, e as designou provisoriamente de Formação

Puga, correlacionando-as às descritas por Maciel (1959) no Morro do Puga, em Porto Esperança, MS.

Almeida (1964) e Hennies (1966) denominaram de Grupo Jangada os sedimentos glaciais que ocorrem

entre a Série Cuiabá, stricto sensu, e a base do Grupo Araras. Figueiredo & Olivatti (1974) posicionam

essa formação como a unidade basal do Grupo Alto Paraguai. A espessura da Formação Puga foi

estimada em menos de 100 m por Almeida (1965) e de 55 a 330 m por Vieira (1965a). Consiste de

diamictitos associados a arenitos, siltitos e folhelhos. Os diamictitos contêm blocos e seixos de quartzito,

calcário, gnaisse, anfibolito, granito e riodacito, dispersos caoticamente na matriz síltica a arenosa fina

(Ribeiro Filho et al., 1975). O contato inferior da Formação é transicional com a Formação Bauxi

(Barros et al., 1982). O ambiente deposicional da Formação Puga é controverso e considerado como

glacial por Maciel (1959), Almeida (1964) e Dardene (1980, apud Barros et al., 1982), em virtude de

clastos estriados e facetados, ausência de estratificação e extensão e continuidade das camadas.

Alvarenga & Trompette (1992) atribuem à formação origem glácio-marinha, evidenciada pela

associação de diamictitos, arenitos e sedimentos finos com dropstones na área cratônica, próxima a


4

Mirassol d’Oeste, com diamictitos maciços e estratificados com intercalações de sedimentos finos

interpretados como depósitos de ressedimentação de detritos glaciais em fluxos sub-aquosos.

O embasamento da Faixa Paraguai, em sua porção oeste, é recoberto por rochas constituídas por

diamictitos glaciogênicos da Formação Puga, correlatos à glaciação global do final do Criogeniano, de

635 Ma, Silva Jr. et al.(2007). Contudo, estudos recentes de Silva (2010) caracterizam esta porção como

uma nova unidade, chamada de Formação Serra do Caeté, correlata à Formação Bauxi. O embasamento

que recebeu sedimentos da Formação Serra do Caeté, é constituído pelas rochas da borda do sul do

Cáton Amazônico de ao menos cinco assembleias diferentes de rochas, conhecidos como terrenos

alóctones, denominados nesta porção do Cráton de Terreno Jauru, Santa Helena Rio Alegre, Paragua e

San Pablo (Saes, 1999), a qual está sendo recoberta localmente de forma descontinua, e com mergulhos

sub-horizontais pela Formação Serra do Caeté, sobre suas rochas gnáissicas, metasilexitos, xistos e

corpos graníticos maciços e foliados. Além disso, esta unidade encontra-se recoberta pelos diamictitos

da Formação Puga, paraconglomerados da Formação Jauru, e Formação Pantanal (Figura 1.2). A

Formação Serra do Caeté constituí uma nova unidade litoestratigráfica, que recobre uma área de

aproximadamente 127 km² de rochas sedimentares que ocorre na Serra homônima e se estende sob a

forma de corpos descontínuos para SW. Foi mapeado por Figueiredo et al. (1974), seguido por Radam

Brasil (1982), como pertencentes à Formação Bauxi. Contudo, recentemente, esta unidade tem sido

tratada como uma nova unidade. Silva (2010) propôs renomear os sedimentos atribuídos à Formação

Bauxi, na região da Serra do Caeté, para formação Serra do Caeté e correlaciona-os aos sedimentos da

Formação Santa Cruz do Grupo Jacadigo, que ocorre na parte noroeste do Estado do Mato Grosso do

Sul, em posicionamento tectônico e estratigráfico similar. O nome proposto advém da Serra homônima

que compreende uma estrutura homoclinal com escarpas acentuadas do lado NW e vergência suave para

SE, drenada pelo Ribeirão Caeté e seus tributários. Neste trabalho adota-se a denominação de Serra do

Caeté, proposta inicialmente por Silva (2010)


5

Figura 1.2 - Geologia do entorno da área de estudo (modificado de Silva, 2010)

Silva (2010) descreve a sequência estratigráfica da Formação Serra do Caeté estimando sua

espessura em cerca de 100 m, constituindo-se de três fácies distintas: i) fácies conglomerado dispostos

em lajeados descontínuos, nos vales e pequenas drenagens:± 20m de espessura, com clastos variando

de grânulos a matacões, subarredondados a arredondados, boa a moderada esfericidade , composição

litológica variada (gnaisse, granito, xisto, rocha básica, quartzito, calcário), seixos de quartzo

esbranquiçados, subarredondados a arredondados, às vezes facetados. Sua matriz é composta por areia

média a grossa, cor cinza a esverdeada ou avermelhada (laterizada), às vezes com cimento calcífero e

presença de sulfetos (pirita); ii) fácies arenito: afloramento descontínuos, com até 1,5 m de exposição.

± 30m de espessura, maciço, eventualmente acamadado, com laminação plano-paralela, ondulado, com

estratos gradacionais, bege a amarelo, fino a médio (microconglomerática), micáceo, com clastos de até

10 cm de diâmetro (p.e., quartzo esbranquiçado, quartzito, granito e gnaisse), arredondados a

subarredondados, e facetados; e iii) fácies ritmitos: com espessura de ± 50m, em escarpas escalonadas,

descontínuas, de até 10 metros de altura, em lâminas de arenitos finos a médios, as vezes níveis de

arenito grosso, arenitos conglomeráticos, siltitos, argilitos, diamictitos (até 30 cm) e turbiditos (até 20

cm), bem como clastos caídos (20 cm de diâmetro) de quartzitos e granitos, arredondados. Seus ritmitos

estão cimentados por óxido de ferro (hematita/goethita), com cores variando de vermelha a amarelo e

teores de Fe2O3 de até 62% e de P2O5 até 6% (Silva, 2010).


6

Materiais e Métodos

Este trabalho contou com o apoio externo da Bemisa (Brasil Exploração Mineral S.A), a qual

disponibilizou o acesso a furos de sondagem de até 110 m de profundidade. Esses furos foram descritos

quanto as suas características fundamentais, bem como fotografados. Com os dados descritivos dos furos

foi possível a confecção de seções estratigráficas detalhadas da geologia contida na área de estudo.

Todas as amostras foram descritas e / ou recolhidos na Serra do Caeté, próximo as cidades de

Mirassol d'Oeste e Porto Esperidião. O detalhamento das rochas sedimentares em afloramentos e em

furos de sondagem da Formação Serra do Caeté permitiu o desenvolvimento do modelo deposicional

para a área de estudo.

A etapa de campo fundamentou-se na análise de fácies utilizando informações coletadas a partir

do mapeamento vertical e horizontal de fácies e de superfícies estratigráficas na área de estudo. Este

mapeamento se dá pela documentação das camadas que constituem a pilha sedimentar em termos das

características fundamentais das rochas, tipos de contato e continuidade lateral. A fácies é o registro do

processo deposicional que deu origem à camada ou conjunto de camadas que a constituem (Tucker,

2003).

A fim de entender o comportamento geoquímico da Formação Serra do Caeté, foram realizadas

análises de elementos maiores e elementos menores de 26 amostras no Laboratório ACME Lab Ltda

usando análise de rocha total “4A4B” utilizando ICP-espectrometria de emissão (ICP-ES). Para obter

as abundâncias dos principais óxidos e vários elementos menores, 0,2 g da amostra foi analisada por

ICP-ES seguida de uma fusão e nítrico diluído de Lithium metaborato / tetraborato. A “Loss on ignition”

(LOI) foi realizada a 1000 ° C.

Foram realizadas análises de correlação para os elementos maiores usando o método estatístico

de correlação do coeficiente de Pearson, que é conhecido como o raio da covariância de duas variáveis

pelo produto dos desvios padrão de cada um deles. Este coeficiente pode variar entre -1 e 1 e mostra o

sentido da correlação linear entre duas variáveis.

No entanto, quando o valor de “p” é inferior a 0,05, considera-se que a correlação é

estatisticamente significativa. Em outras palavras, é provável que o conjunto de dados corresponda a

uma linha com 95% de probabilidade de não ser aleatória. Neste caso, a correlação deve ser aceita como

verdadeira.

A análise dos Elementos Terras Raras utilizou o pacote 4B02 do ACME Lab Ltda, a fim de

atuar como ferramenta adicional para apoiar o processo ambiental retratado a partir da análise dos

principais elementos apresentados anteriormente. Esta análise compreende duas partes separadas. Em

primeiro lugar, os elementos de terras raras e os refratários são determinados por espectrometria de

massa ICP (ICP-MS), seguidos de lítio metaborato/tetraborato em fusão e ácido nítrico digestivo em

uma amostra de 0,2 g. Em segundo lugar, 0,5 g de amostra foram divididas e digerido em aqua regia e


7

analisados por ICP-MS. Em ambas as análises, as amostras foram trituradas, separadas e pulverizadas

com um mínimo de 250 g de a rocha a 200 mesh.

Para a análise dos elementos de terras raras foi necessária a aplicação de uma normalização dos

dados dentro de um nível aceitável para esses elementos. O elemento de terra rara na EU pode indicar

possibilidades para a compreensão do comportamento das formações ferríferas, Klein (2005). É

necessário normalizar os dados da EU, que é calculado pela seguinte: Eu / Eu * = Eun / √ [(SMN)

(GDN).] Postulado por McLennan (1985), no qual o padrão referência para rochas sedimentares de

normalização utilizada é a North American Shale Compost de Gromet et al, 1984, abordada por

Rollinson (1993).


8

CAPITULO 2

Revisão Bibliográfica

Neoproterozóico

O Pré-Câmbriano foi um período muito interessante, pois os continentes estavam a se colidir,

conduzindo à formação de supercontinentes, além do fato de que a Terra estava sujeita a grandes

glaciações. A cerca de 1,0 Ga, os continentes estavam agrupados num único supercontinente, o Rodínia.

Segundo Rogers (1996), entre 900 e 700 milhões de anos, o supercontinente Rodínia aparentemente

iniciou sua fase de dispersão. Ele se fragmentou ao longo de dois grandes riftes, gerando três blocos

principais: Gondwana Leste, Laurentia e Gondwana Oeste. O Laurentia é constituido de partes da

América do Norte e Europa, Groenlândia e Sibéria. O bloco Gondwana Leste, compreendendo parte da

África e Antártica (Cráton Kalahari- Grunehogna), Madagascar, Índia e Austrália permaneceram

praticamente coesas até o Mesozóico. Já o bloco Gondwana Oeste foi se aglomerando por diversas áreas

cratônicas: Amazônia, África Leste, Rio de la Plata, e vários blocos menores: Pampia, Central de Goiás,

Juiz de Fora, Luis Alves. Por causa disto, a história do Neoproterozóico é a evolução de um ciclo

supercontinental com destruição de um supercontinente e posterior reconstrução de outro

(Schobbenhaus e Brito Neves, 2003). Essa história tem seu registro preservado em algumas rochas do

embasamento das plataformas continentais.

Neste contexto é importante a ênfase ao entendimento do supercontinente Rodínia, que se

agrupou através de eventos orogênicos sincrônicos por todo o planeta entre 1.3 e 0,9 Ga, com a maioria

dos blocos continentais, existentes à época fazendo parte do processo. Segundo Li etal (2008), a

aglutinação foi por acresção ou colisão de blocos continentais em volta da margem do continente

Laurentia. Tal como o supercontinente Pangea, após sua completa aglutinação, o supercontinente

Rodínia perdurou por cerca de 150 Ma. Tal permanência permitiu-lhe uma isolação térmica do manto,

favorecendo que sob ele, se criasse, no manto, uma intumescência ou mesmo uma pluma mantélica, 40-

60 Ma após aquela aglutinação. Estes fenômenos provocaram extensos rifts entre 825 e 740 Ma com

episódios de plumas há 825 Ma e 780 Ma.

O quebramento de Rodínia sobreveio diacronicamente, o primeiro grande quebramento sucedeu

ao longo da margem de Laurentia, na sua topologia atual, talvez já precocemente a 750 Ma. Um processo

de rifteamento surgiu ao longo do Cráton Amazonico e da margem sudeste de Laurentia quase que

sincronicamente, mas este fenômeno só levou a sua separação por volta de 600 Ma. Ao redor deste

tempo os continentes ocidentais do Gondwana já estavam se agrupando, enquanto que a fusão completa

do supercontinente Gondwana só iria consumar-se ao redor de 530 Ma.


9

Já no final do Neoproterozóico ocorreram os grandes eventos glaciais que causaram grandes

mudanças atmosféricas e paleoceanográficas com suas evidências registradas nas rochas. Em Mato

Grosso, estas evidências podem ser encontradas nas rochas pertencentes ao “Sistema Neoproterozóico

de Mato Grosso” (Fig. 2.1). Hoffman et al. (1998) sugere que neste período a terra poderia ter calotas

de gelo até em regiões equatorias.

Figura. 2.1 - O Sistema Neoproterozóico de Mato Grosso (exclusa a região de Nova Xavantina)

Formações Ferríferas Bandadas (BIFs)

Nos dias atuais é bem aceito que as formações ferríferas bandadas (BIFs) são depósitos de

rochas sedimentares químicas e em sua maioria pré-cambriana. Mas ainda há grandes discussões em

relação a sua química deposicional, sua paleogeografia e o significado do seu paleoclima, bem como

seu material constituinte, especialmente o ferro.

O termo formação ferrífera (iron formation) é uma contração de iron bearing formation, usado

por Van Hise & Leith (1911) em sua revisão de trabalhos pioneiros na região do Lago Superior na

América do Norte, área clássica de ocorrência de formações ferríferas (Trendall, 2002).

O bandamento característico dessas rochas adjetiva a expressão “formações ferríferas”, o que

resulta na forma BIF (banded iron formation), consagrada pelo uso e tomada por Trendall (2002) como

uma subdivisão das formações ferríferas oposta a GIF (granular iron formation). GIFs constituiriam

litossomas compostos por grãos retrabalhados de material ferrífero primário.

Para James (1954), os mais comuns minerais de ferro em rochas sedimentares estão ligados a

sua deposição, diagênese ou origem metamórfica e são óxidos (hematita, magnetita, ghoetita, e limonita)

carbonatos (siderita), silicatos (bertierita, e minesotaita) e sulfetos (pirita e marcasita). Ele ainda

classifica os BIFs como sedimentos químicos, finamente bandados ou laminados, com 15% ou mais de


10

ferro primário e comumente, mas não necessariamente, intercalações de chert. Atualmente, esse termo

se refere a rochas sedimentares restritas ao registro estratigráfico pré-cambriano com alto teor de ferro:

aproximadamente metade do peso em óxidos de ferro e a outra metade em sílica.

Os esforços pioneiros de descrição e classificação das formações ferríferas, tomados de maneira

independente em diferentes partes do mundo levaram à proliferação de termos e acepções locais

(Trendall, 1983).

Trendall (1965) propôs uma divisão hierárquica em três escalas de bandamento micro, meso e

macrobandas, compreendendo, respectivamente, espessuras milimétricas a centimétricas, centimétricas

a decimétricas e decimétricas a métricas – que, embora criticada em trabalhos subsequentes, foi utilizada

por Beukes (1980) e reiterada pelo autor em síntese relativamente recente sobre formações ferríferas

(Trendall, 2002).

Invocando a similaridade entre as estruturas e texturas de sedimentos carbonáticos e formações

ferríferas, Dimroth (1975) interpretou os mesmos processos para a sedimentação desses dois tipos de

rocha. Dessa forma adaptou a nomenclatura de rochas carbonáticas de Folk (1962) tanto para descrições

texturais como para interpretação de processos sedimentares, o que resultou na sua proposição dos

termos femicrito, oofemicrito, biofemicrito e intrafemicrito como análogos ferríferos de seus

equivalentes carbonáticos.

Em sua proposta, Beukes (1980) também corroborou a sugestão de analogia com rochas

carbonáticas feita por Dimroth (1975), ao reconhecer como componentes físicos de formações ferríferas

elementos aloquímicos, matriz (femicrito) e cimento (chert). Beukes (1980) foi além e dividiu as

formações ferríferas em aloquímicas, ortoquímicas e autóctones, sendo as duas últimas dominadas,

respectivamente, por felutito e ferritmito (Figura 2.1). Felutito seria representante de sedimentos

ferríferos finos intraclásticos e o ferritmito de sedimentos químicos e/ou bioquímicos. No entanto o

termo ortoquímico de sua classificação parece estar fora de contexto, pois deveria corresponder ao seu

ferritmito autóctone e não ao felutito de afinidade intraclástica.

Os principais minerais de ferro encontrados atualmente e suas respectivas origens são:

Magnetita (Fe3O4) – rochas ígneas, metamórficas

Hematita (Fe2O3) – rochas sedimentares (itabiritos)

Goethita (FeO.OH) – produto do intemperismo (lateritas)

Siderita (FeCO3) – formações ferríferas

Pirita (FeS2) – ocorrência variada

Chamosita (Mg, Fe)3 Fe3 (AlSi3) O10 (OH)6 – formação ferrífera, ironstone

Para Bekker (2010), com base em análises detalhadas de variações laterais e horizontais de

fácies, as formações de ferro são depositos em que ocorrem interações de águas muito profundas basais

(muito abaixo das ondas de tempestade e da zona fótica) com as águas rasas de plataforma, (acima da


11

base de onda normal) (figura 2.2). A precipitação de ferro e sílica realiza-se a partir

de plumas hidrotermais, num oceano de forma dinâmica de sistema circular que não foi

permanentemente estratificado. Oxi-hidróxido férrico é o precipitado de ferro primário em

praticamente todas as fácies de formação de ferro. Esse precipitado primário é representado por

hematitas em algumas formações de ferro.

No entanto, em ambas as formações de ferro, profundas e em águas rasas a maior parte de óxi-

hidroxido do ferro original foram transformados por redução de ferro para início diagenético

de siderita e/ou magnetita na presença de carbono orgânico. A precipitação de óxi-hidroxido férrico em

águas muito profundas abaixo da zona fótica exige um fluxo baixo de derivados

fotossinteticamente livre de oxigênio da zona fótica rasas. Nestes ambientes de águas profundas, em

condições microaerobicas, bactérias ferro-oxidantes podem desempenhar um papel importante

a precipitação de óxi-hidroxido férrico e atuar como uma fonte primária de matéria orgânica, sugerido

tambem por Cloud (1968). Com a bacia cheia, mesmo áreas de plataforma rasa podem ser invadidas pela

circulação de pluma de água hidrotermal a partir do qual óxi-hidroxido férrico pode ser precipitado em

ambientes oxigenados com alta produção de carbono orgânico primário e, portanto, redução do

ferro para formar hematita-siderita pobres e ricos em formações de ferro de magnetite com textura

clástica.

Figura 2.2 – Modelo de deposição de Fe e minerais associados ao ambiente marinho (modificado de Bekker,

2010).

Outra hipótese seria desassociada a processos hidrotermais de águas profundas, mas ligadas a

biomineralizadores. Muitas evidências indicam que ambas, a redução microbial de Fe3+ para Fe2+ e


12

oxidação de Fe2+ para Fe3+ são comuns em condições anaeróbicas (Lovelyet al.,1987; Wilddel et al.,

1993; Brown et al.; 1997). A oxidação natural do Fe2+ para Fe3+ pode ocorrer por bactérias ou por

oxidação química, ambos envolvendo moléculas de oxigênio, ou, como sugere Wilddel et al. (1993) por

um grupo de bactérias presentes nas argilas marinhas que utiliza o processo de ausência de oxigênio

para reduzir CO2 na matéria celular, como exemplo, quando a bactéria fotossintetiza utilizando energia

da reação Fe2+ Fe3+.

As ações fototrópicas direta das bactérias são muito importantes, por que elas implicam que a

oxidação do ferro independente do oxigênio, sendo possível muito antes da evolução dos

fotossintetizantes de oxigênio.

Outra hipótese seria considerar a precipitação do ferro como consequência do isolamento das

águas marinhas devido à glaciação, tornando-as anóxicas e mais ricas em ferro dissolvido. Segundo

Trendall (2002), a rápida deglaciação levou a um aumento considerável do nível do mar, com

precipitação de quantidades expressivas de ferro em resposta à rápida oxigenação do nível do mar.


13

CAPITULO 3

Article

GLACIAL-MARINE FACIES OF THE PUGA SYSTEM, MID-EASTERN

BRAZIL

Renan Alex da Silva Grillaud(a)

(a) Programa de Pós-Graduação em Geociências, Universidade Federal do Mato

Grosso, Avenida Fernando Corrêa da Costa, Instituto de Ciências Exatas e da

Terra,78060-900Cuiabá, MT, Brazil.

Jackson Douglas Silva da Paz (b),

(b) Departamento de Geologia, Universidade Federal do Mato Grosso, Avenida

Fernando Corrêa da Costa, Instituto de Ciências Exatas e da Terra,78060-900Cuiabá,

MT, Brazil.

Gercino Domingos da Silva (c)

(c) Metamat – Companhia Matogrossense de Mineração, Avenida Gonçalo Antunes de

Barros, 2.970, Planalto, 78050-300Cuiabá –MT, Brazil


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ABSTRACT

It is described the Neoproterozoic Serra do Caeté Formation deposited just below the

glacial rocks of the Puga Formation (Marinoan). Here, these two lithostratigraphic units

are grouped and ascribed to a single system. These successions of rocks present clear

evidences of wave action and glacial events associated to depositional process. Three

distinct siliciclastic facies associations are observed and grouped as: the bituminous

fine-grained, the conglomerate and the rhythmites of sandstone and mudstone. The

presence of peculiar features such as cut and fill structures, small wave-ripple marks,

cross lamination with low-angle truncation bidirectional lenses and convoluted folds

indicate wave activity in the paleoenvironment that also presented dropstones. Added

to these features, the occurrences of organic matter and a polymitic conglomerate with

faceted clasts (some striated) contributed to infer that the facies deposition occurred in

glacial-influenced marine environment such as the lower shoreface with glacial events

well-marked by distinct facies association such as debris flow and subglacial. This

interpretation allow us to infer that the same geological-glacial event occurred in the

Serra do Caeté Formation is those of the Puga Formation and consequently the precious

attribution of a same origin to both formations could be reinforced and the age attributed

to the Marinoan event (630-600 Ma).

Keywords: Serra do Caeté Formation, Puga Formation, Glacial-marine deposit,

Iron formation, Neoproterozoic, Snowball Earth


15

GLACIAL-MARINE FACIES OF THE PUGA SYSTEM, MID-EASTERN

BRAZIL

1. Introduction

The southwestern portion of the state of Mato Grosso in the mid-eastern Brazil present

glacial rocks with significant content of iron and phosphate which are

cronostratigraphically positioned at the Neoproterozoic Era (Silva, 2010). According to

LØnne (1995) ice-contact glaciomarine rocks bear crucial record of the history and

dynamics of the glaciers in marine basins. In the study area, these rocks are known as

Serra do Caeté Formation, stratigraphically correlated to Bauxi Formation, both

underlying the Neoproterozoic glacial rocks of Puga Formation. Interestingly, some

geological characteristics of the Neoproterozoic continental rocks around the world

seems to be attached to drastic climatic changes, which might be related to glaciations,

some of them in global scale (Hoffman, 1998). The rocks of this Era are described

around the world not only for the economics but also for been a topic of great geological

importance in understanding the evolution of life, as well as the oceans and the

atmosphere in the Precambrian (Trendall, 2002; Beukes & Gutzmer, 2004; Klein, 2005)

such as those one observed in the Serra do Caeté Formation. The rocks of Serra do Caeté

Formation also presents evidences of glacial events on depositional process which could

serve as important palaeogeographic indicator. In addition, higher content of iron and

phosphate preserved in the Serra do Caeté Formation define it as an important regional

economic vector to mid-eastern Brazil (Silva, 2010; Borges et al., 2011).

This study aims to characterize the Serra do Caeté Formation in terms of better

paleoenvironment approach which leads us to understand the geological evolution and

influence of the glacier or others factors on its deposition. This study can contribute to

increment the geological data existing of the Neoproterozoic glacial rocks formations

which could be correlated to others rocks around the Brazilian plataform besides others

around the world (Klein, 2005; Nogueira & Riccomini, 2006; Piacentini et al., 2007).


16

2. Study Area

Neoproterozoic rocks have kept record of the first time in Earth's history of all the land

masses of the planet were gathered in a huge single continent known as Rodinia. The

widespread continental rifting process of the Rodinia occurred between 825 Ma and 740

Ma and culminated with the Gondwana’s birth (Li et al., 2008). In this context, the study

area is included in the Gondwana and it is associated to the sedimentary covers on that

covers the southern portion of the Amazonian Craton which is limited by the Paraguay

Belt (Almeida, 1964; 1965) and is overlain by sedimentary deposits from

Neoproterozoic, Paleozoic and Cenozoic (Barros et al., 1982; Almeida, 1984;

Alvarenga & Saes, 1992; Nogueira, 2003; Nogueira et al., 2003; Nogueira & Riccomini,

2006).

The Paraguay Belt (Almeida, 1965) is affected by the Brasilian-panafricantectonic cycle

and is located in the western portion of the Tocantins Province. The Paraguay Belt is

exposed in two segments: the northern portion is located in the state of Mato Grosso;

and the meridional portion is outcropped along the Bodoquena plateau and in the Massif

of Urucum (Corumbá) both located in the state of Mato Grosso do Sul. In the northern

portion, the Paraguay Belt shows virtually no deformation in the sedimentary cover

toward to Amazon Craton which is the substrate on that the study area is located. The

evolution of the Brasilian-Panafrican event probably occurred at the end of the

Ediacaran and early Cambrian (Alvarenga, 1990; Alvarenga &Trompette, 1992). These

northern and southern portions of the Paraguay Belt are separated by sedimentary covers

of the Paraná and Pantanal basins.

The most common subdivision for stratigraphic units of Paraguay Belt and the

respective coverage on the southern craton comes from Alvarenga & Trompette (1992)

that presented two units which are: the lower one comprises the glacio-marine sediments

(i.e. Puga Formation) with distal turbidites, which would be covered by carbonate rocks

(probably correspondent to Corumbá and Arara groups), followed by siliciclastic unit

known as Alto Paraguay Group. The Neoproterozoic rocks of the southern state of Mato

Grosso could be grouped as the following stratigraphic units (Fig. 3.11): Cuiabá Group,

Bauxi Formation, Puga Formation, Araras Group and Alto Paraguay Group (Alvarenga

and Trompette, 1993, Trindade et al., 2003).

Silva (2010) have studied the iron- and phosphate-bearing sedimentary successions of

the Caeté hills located around the Mirassold’Oeste town and assigned it to a new


17

stratigraphic unit, formally known as the Serra do Caeté Formation. The proposed name

comes from hill that comprising a homocline structure with NW side slopes steep and

SE soft convergence, drained by the Caeté stream and its tributaries.

Figure3.1 - Regional geological map of Mirassol d’ Oeste – Caeté hill (Modified from Borges et al.,

2011)

3. Material and Methods

Detailed sedimentological approach of the Serra do Caeté Formation from outcrops and

cores data has led to the development of more conspicuous stratigraphic and

depositional model for the study area. All samples were described and/or collected on

Caete hill near to Mirassol d’Oeste and Porto Esperidião towns. There outcrop

description was performed by vertical profiles along the Caeté hill that allowed the

exposed stratigraphic control.


18

4. Results

Serra do Caeté Formation

The Serra do Caeté Formation is outcropped along the Caeté hill. There, this unit is

120m thick usually be covered by soil and vegetation that contribute to the scarcity of

good expositions. The sedimentary rock strata formation of the Caete hills presents edge

craggy (cuesta) and the relatively flat on top, oriented according to NE-SW and dip

varying from 5º to 20º SE.

The succession rocks of the study area allow us to describe three distinct siliciclastic

facies association, which are grouped as: bituminous fine-grained, conglomerate and

rhythmites of sandstone and mudstone (Fig. 3.2).

Figure3.2 - Stratigraphic column of the Serra do Caeté Formation from Porto Esperidião (PE) to

Mirassol d’Oeste (MO).


19

4.1. Bituminous fine-grained facies

The bituminous fine-grained facies is a siliciclastic rock only observed at the subsurface,

about 45 m depth. It is composed of layers up to two centimeters of bituminous shale

with layers of sandstones or even conglomerates and breccias. The most common

structure found was parallel bedding, but we can also find low angle cross-lamination

and deformations caused by dropstones (up to 5 cm length) (Fig.3.3). There are also

secondary structures like small calcite-filled fractures which are oblique to the bedding.

Curiously, the lenses of sandstone in the bituminous shale could be show a marked

presence of sulfides (i.e. pyrite) which are disseminated throughout the lenses. These

sandstones are fine- to medium-grained size, gray and black in color, moderately sorted.

Added to, the presence of pyrite might also be observed in the contact of the sandstone

and shale and thin beds of conglomerates. The conglomerate is matrix-supported with

no orientation of the clasts, often gray and green in color and polymictic. The clasts vary

from granules to pebbles reaching up to 10 cm length. There is a strong odor of

hydrocarbon when the bituminous shale is placed in direct contact with fire. This fact

could be suggestive of some fossil association. However, there is no trace of any

fossiliferous association observed in bituminous shale and sandstone.

Figure3.3 – Betuminous facies: A) Scour structure (at the top) and dropstone (at the bottom) with

deformation of the bedding; B) pyrite crystals along the bedding; C) low-angle cross lamination.

Py

B

C

A


20

4.2. Conglomerate facies

The intermediate portion of the Serra do Caeté Formation is composed by the

conglomerate and sandstone beds. The facies of this association are outcropped along

exposition up to 20 m height. The conglomerate is polymictic, gray in color, varies up

to boulder (40 cm length) into a hard sand-grained matrix (Fig. 3.4). The clasts are

supported by the matrix, which are poorly to very poorly sorted, with a subangular to

angular roundness and to a great extent faceted, but poorly striated. Their fractions are

predominantly in pebble, granule and gravel with a great lithological and erosional

diversity features such as rounding the edges of the clasts and low sphericity. When

grouped into rocks provenience, their source very likely come from igneous rocks

(granite), metamorphic rocks (gneisses) and sedimentary rocks (sandstones) amid an

open framework in which the clasts show no orientation.

Figure3.4 – Conglomerate facies: A) polymictic conglomerate outcrop with faceted clasts; B)

striated clast; C) faceted pebbles with well-rounded boulder; D) faceted pebbles with grooves.

It was randomly collected 366 clasts that vary from granules to pebbles from Caeté hill

and described following the rounding, sphericity, lithology, striated features and the

presence of faces and edges. The lithologies of the clasts were grouped in metamorphic

42%, quartz 24%, granite 13%, sandstone 19 and mudstone 2%. The results shows that

92% of the clasts are faceted, but almost do not present striated features and only 4%

A B

C D

Sandstone


21

showed poorly some striated features (Fig 3.4B). The rounding presented 23% angular,

46% sub-rounded, 19% rounded and 12% well rounded.

Sandstone beds could be observed along the conglomerate facies and comprises an

fining-upward character to this facies association. The sandstone is fine and presents

yellow color, sometimes whitish, moderately sorted, and micaceous. This facies is

massive in structure, but sporadically presents ripple marks and some bedding with

normal graded character or even might expose the parallel lamination (Fig. 3.5). The

gravel-grained clasts eventually occur in these beds. Very friable texture also occurs in

the sandstone when the rock is altered by surface weathering, but it is restricted to local

portions.

Figure3.5 – Sandstone facies: A) normal graded sandstone with scours at the bottom; B) sandstone

with expressive ripple marks.

The sandstone petrography shows fine- to medium-grained sand with the pore space

filled by sericite and/or silica cement. There are oriented trend quartz grains and

subordinate feldspar amid a matrix composed of clay minerals (<10% modal) and

cement. The quartz grains (90%) are monocrystalline and shows wavy extinction,

poorly sorted, range from angular to sub-round with a predominance of angular type.

The feldspar crystals are represented by anhedral to occasionally subhedral forms

(tabular).


22

4.3. Rhythmites of sandstone and mudstone facies

The rhythmites of sandstone and mudstone are the most representative of the Serra of

Caeté Formation and presents greatest vertical extent among the three facies

associations added to significant content in iron and phosphate which led previous

works to described them as a kind of iron formation (Fig. 3.6). This facies contains

layers of sandstones, small layers of conglomeratic sandstones, siltites, shales,

diamictites (up to 30cm). The rhythmites of sandstone and mudstone are estimated about

50 m thick in outcrop which shows laminated parallel beds to low-angle cross-laminated

set which dips toward SE. The cementation is iron oxide (hematite/goethite) that color

ranges from red to yellow.

In terms of structures, the rhythmites of sandstones and mudstone are layered and

exhibit normal graded character, cut and fill structures, ripple marks, dropstones, small

waves in parallel lamination and cross lamination with low-angle truncation, convoluted

folds, as major primary structures. Secondary structures occur as small fractures filled

by ferruginous materials, which are crossing obliquely the primary lamination.

The beds organization occurs as millimeter to submillimeter pairs of clear and another

dark layers setting the sedimentary layering. The clear pair is fine-grained sand with

bedding marked by partial orientation of grains of quartz and feldspar. Overall, the

grains are angular while the largest ones are sub-angular. The dark layer is composed of

dark clay minerals and poorly oriented grains of quartz and feldspar. Quartz grains are

monocrystalline with undulatory extinction, poorly sorted and range from angular to

subrounded with predominance of angular ones. The grains of K-feldspar are

represented by rounded grains of microcline and orthoclase. The clay minerals represent

over 10% occurring between the quartz grains in the form of cement. The accessory

minerals such as sericite and biotite (probably detrital particles) occur in both layers.

However crystals of biotite and opaque minerals are very fine and rare generally

dispersed throughout the rock.

It was not possible to identify in thin section phosphate minerals indicators such as

apatite crystals.


23

Figure3.6 – Rhythmites of sandstone and mudstone facies: A) general aspect of this facies

association up to 3 m thick; B) syn-depositional deformation caused by dropstone of granite; C)

structures of wave action (undulation, planar cross lamination, cut-and-fill and bidirectional lenses;

D) rare cm-scale hummocky cross-stratification in rythmites of sandstone and mudstone. A and B

show the general aspect of the higher iron content portion of this facies association.

5. Depositional Environment

Some peculiar features such as cut and fill structures, small wave-ripple marks, cross

lamination with low-angle truncation and convoluted folds on the layers of the

rhythmites of sandstones and mudstones indicate wave activity. Beside all those

structures, symmetrical and asymmetrical ripple marks in this facies indicate reworking

from current and waves and proximity to the continent. The presence of turbidity

currents and storm waves suggest gravitational process as an active and strong process

on the continental platform slopes. The presence of bituminous rock suggests a

transition zone from shallow to deep waters in the lower shoreface. The presence of

dropstones was also common in this geological unit and has been interpreted as ice-

rafted debris that floated out till dropped down on the marine silt-grained substrate as

the ice melted. The ice age interpretation is considered proven, or at least well founded,

when is added dropstones to edged clasts evidence, it is suggestive of active glacial

events on depositional process of the Serra do Caete Formation.


24

The bituminous fine-grained facies represents the dominance of lower energy conditions

with significant wave action that suggests deposition at the storm wave base, in the

lower shoreface (storm wave evidences previously mentioned).

The anoxia could be a by-product of the glacier spread toward the ocean which inhibits

the entrance of water from the continent as well as induced the stratification of the water

column by a chemocline (for instance, a halocline). Glacial events have been associated

with higher salinity conditions once led to development of halocline that strength the

preservation potential of the organic matter. In this anoxic environment, bloom of

microorganisms like bacteria or algae eventually died and formed organic-enriched

sediment.

The conglomerate facies also shows clear evidences of the glacial events preserved in

the clasts. Some peculiar points as faceted clasts with several lithologies support the

idea of a glacier erosion process (Assine, 2008). The faceted feature of the clasts was

not be reworked enough to be obliterates by the rounding of the clasts and is interpreted

as resultant of subaqueous transport from gravitational depositional process and glacial

meltwater influence. This interpretation means a glacier retreating which is linked to

water abundance derived from the melting. This abundance favors hiperpicnal flux in

which debris flow is the most common. This process suggests that these clasts had two

steps of transport. First, the glaciers caused the faceted on the clast morphology. Second

one is the reworking of the clasts by current flows which barely preserved the original

morphology. Therefore, the dynamics of this system has a direct relationship with the

advances and retreats of the glacier and periodic variations of the meltwater discharge.

The sandstone beds marks the upper portion of the conglomerate beds and build a fining-

upward succession. Sandstone represents the final stage of the debris flow and also the

energy flow decrease. The massive character of the sandstone beds and occurrence of

dispersed gravel-grained clasts within the sandstone beds supports the debris flow

interpretation.

The rhythmite of sandstones and mudstones also represents deposits of lower shoreface

as the bituminous facies. This interpretation is based on evidences such as fine-grained

sediment prevalence, the rhythmic character, as well as laminated parallel beds to low-

angle cross-lamination and wave-influenced depositional processes. It is common in

shelf environment in the lower shoreface. The occurrences of slumping folds in the

rhythmite facies indicate some gradient at the shelf which favors a slope condition, not


25

a huge one, but enough to favor the process for generation of turbidity. The origin of

slumping bedding is caused by plastic deformation associated to gravity in the slope,

suggesting the processes that produce slumping and convolutions have occurred during

deposition. Some of them could be associated to storm wave action.

The presence of dropstones in the rhythmites was associated to the moment of maximum

retreat of the glacier that could have increased the number of iceberg migration. The

meltwater derived from the glacier retreat has increased the column of water and

generated the depositional conditions for this facies evolution.

6. Stratigraphic and Depositional Model

The glacial-influenced marine environment of the Serra do Caeté Formation was

evolved for four depositional stages (Fig. 3.7). Firstly, the glacier reaches the maximum

advance on the basin. This stage might have contributed to low rates of influx from the

continent which in turn contributed to low rates of sedimentation in the basin. In this

scenario, the wind influenced the ocean water surface which was responsible for the

wave action and generation of the few cross-stratification. In addition, the presence of a

chemocline favors the bituminous fine-grained facies generation. Secondly, there was a

glacier retreat to the continent beyond the foreshore. This retreat might have originated

the conglomerate facies by watermelt from the icesheets. This watermelt worked as

transport and deposition agent which favor meltwater streams and gravity flow

occurrences. In this moment, the conglomerate is deposited and toward upper portions

of the succession the conglomerate grades to sandstone massive beds. Thirdly, there was

an expressive glacier retreat to the continent which increased the water column by the

meltwater continuum process. This process originated the deposition of the rythmites of

sandstones and mudstones facies. Also it increased the dropstones. Finally, in the fourth

and final stage of the Serra do Caeté Formation, there was a last glacier advance toward

the basin with the dominance of subglacial deposits the tillites rocks known as the Puga

Formation which brought a lot kind of sediments from several lithologies and

mineralogies from the continent toward the basin margins. Interestingly, according to

Alvarenga & Trompette, 1992; Alvarenga et al., 2000; Alvarenga et al., 2004; and

Kendall et al., 2004 the Puga Formation is attributed to glacial events in the Marinoan

event (630-600 Ma).


26

This interpretation allow us to infer that the same geological-glacial event occurred in

the Serra do Caeté Formation is those of the Puga Formation and consequently the

attribution of a same origin to both formations which could be attributed to the Marinoan

event (630-600 Ma).

Alvarenga & Trompette (1992) and Alvarenga et al., (2009) described the origin of the

Paraguay Belt events taking place in a rifting triple junction in which the branch located

in Bolivia was aborted, the aulacogen of Tucavaca. The two other evolved to generate

a discrete passive margin and an ocean opening. In this context the Serra do Caeté

Formation might be the geological record of a passive margin. This assumption is well

founded on data such organic matter preservation recorded in the bituminous fine-

grained facies which could occur on the marine realm. Added to it, the structures

previously described in the results show the massive presence of wave action. So, the

Puga and Serra do Caeté system was hardly influenced by interaction between the winds

as the geologic agent from atmosphere and the surface water of the ocean. This

interaction was only possible whether no glacier was present on ocean surface. Indeed,

this presence of ice sheet cover on marine surface would led to inhibition of the wave

primary sedimentary structures in this local system. This assumption allows us to infer

that at least in the study area the ice recovering of the ocean was not at its highest

potential.


27

Figure3.7 – The depositional model of the Serra do Caeté – Puga System.

1º Stage: 1º Stage: the glacier is at its

maximum range on the basin

2º Stage: there is a glacier's retreat to the

continent near “foreshore”

3º Stage: glacier retreat, which generated

increased water column from the meltwater

process.

4º Final stage: There is a new glacier’s

advance toward basin with

predominance of subglacial tillites

deposits, known as the Puga Formation

rocks.


28

Acknowledgment

This study was financed by Fapemat (project number 286949/2010) and the first author

was granted by CNPq (project number 133090/2010-8). The authors would like to thank

the additional logistic support from Francisco Egídio Pinho (project number 296020/10

- Fapemat) and the Bemisa S.A. for the geological material of study. Authors are also

grateful to Carolina Nalin, Gerson Saes, Lena Simone Barata, Danilo Guilherme

Queiroz, Kéttilin Menoncelo, Grabriel Luiz Zaffari and Gabriela dos Santos.

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31

CAPITULO 4

Petrografia e Geoquímica

Petrografia

Na petrografia foram descritas 10 lâminas pertencentes aos afloramentos da Serra do Caeté são

das fácies ritmito de arenito e argilito e do arenito da porção superior da fácies conglomerado (Figura

4.1). A organização da fácies ritmito se dá em lâminas milimétricas a submilimétricas que formam um

par claro e outro escuro, definindo o acamamento sedimentar. Os seus principais minerais constituintes

são os grãos de granulações areia muito fina, silte e argila. As lâminas claras são de grãos orientados de

quartzo e, subordinadamente, feldspato em meio a uma matriz (>10% da moda) essencialmente de

argilomineral. As lâminas claras são finamente arenosas ou sílticas, irregulares, com o acamamento

marcado pela orientação parcial dos grãos de quartzo e feldspato. A lâmina escura é constituída de

argilomineral cimentada por ferro, e discretos grãos orientados de quartzo e feldspato. O contato entre

os grãos também é pontual, quando ocorre.

No ritmito de arenito e argilito, os grãos de quartzo grãos preferencialmente monocristalinos,

com extinção ondulante, mal selecionados e variam de angulosos até subarredondados, com predomínio

dos tipos angulosos. Os grãos de K-feldspato estão representados por grãos arredondados cujas faces

dos grãos podem ser identificadas grosseiramente, dando a entender que se tratava de grãos subédricos

(tabulares) de microclina e às vezes de ortoclásio. Os argilominerais representam mais de 10% do

volume sedimentar e ocorrem entre os grãos de quartzo sob a forma de uma matriz. Eles também

ocorrem concentrados como lâminas individualizadas na rocha. Distribuídos na matriz deposicional,

encontram-se ainda minerais acessórios como sericita e biotita (provavelmente, partículas detríticas) as

quais ocorrem em ambas as lâminas. Os principais minerais acessórios presentes nos ritmitos de arenito

e argilito podem alcançar até 3% do volume sedimentar, são: K-feldspato e plagioclásio (usualmente

tabulares), sericita, Já os cristais de biotita e minerais opacos são muito finos e raros, geralmente,

dispersos pela rocha. Além destes, não foi possível identificar em seção delgada minerais indicadores

de fosfato, como cristais de apatita, ainda que a área seja alvo de prospecção para este minério.

A petrografia do arenito mostrou que este contém grãos de areia fina a areia média (grãos de até

0,3 mm). Nas amostras analisadas, os vazios podem apresentar cimento de sericita e silica. Em sua

maioria, observam-se grãos orientados de quartzo e, subordinadamente feldspato em meio a uma matriz,

constituída de argilomineral (<10% da moda) e cimento. Os grãos de quartzo (90%) são monocristalinos,

com extinção ondulante, mal selecionados, variando de angulosos até subarredondados, com predomínio

dos tipos subangulosos. Os grãos de feldspato estão representados por cristais anédricos a

ocasionalmente subédricos (tabulares) de microclina.


32

Figura 4.1 – A, B - (Lente de 2x) - Ritmitos de arenito e argilito - As lâminas claras são: grãos orientados de

quartzo e, subordinadamente, feldspato em meio a uma matriz essencialmente de argilomineral (>10% da

moda), com deformação em forma de “dobra” (C, D). A lâmina escura é constituída de argilomineral com

grãos dispersos de gipsita, e discretos grãos orientados de quartzo e feldspato. O contato entre os grãos é

pontual, quando ocorre. E, F - Arenito - Os grãos de quartzo (80%) são monocristalinos, com extinção

ondulante, mal selecionado, variando de angulosos até subarredondados, com predomínio dos tipos

subangulosos. G, H (Nc) Arenito de arcabouço aberto de matriz fina.


33

Algumas características peculiares como as marcas onduladas nas lâminas do ritmito indicam

que havia atuação de ondas no processo de formação dessa rocha, como também, correntes de turbidez

ou mesmo turbiditos de tempestades, caracterizada pelos grãos dispersos em um arcabouço aberto.

Contudo, este fato é mais bem caracterizado em afloramento de campo. Podemos sugerir também que a

extinção ondulante presente nos grãos de quartzo é um critério que pode ser interpretado como indicação

de proveniência associada a terrenos metamorfisados ou escudo cristalino. Ainda é plausível pensar em

metamorfismo de baixo grau devido à presença de cimento de sericita entre os grãos, mesmo que seja

anquimetamorfismo. Outro fato interessante são os testes de campo nos ritmitos de arenito e argilito

para determinação de fosfato (ataque com solução de HNO3 e molibdato de amônia), os quais em geral

demonstraram melhor reação à amostra de cor amarela. As lâminas de ritmito de argilito e siltito, bem

como as lâminas de arenito, não apresentaram grãos visíveis ao microscópio de apatita, carbonatos ou

outros minerais que pudessem estar associados ao fosfato, o que sugere uma origem autigênica para este

fosfato.

A petrografia mostra também que o ferro que se apresenta seria proveniente de um processo

secundário (diagenético) em função de se apresentar como cimento entre os grãos nas lâminas escuras

do ritmito de arenito e argilito, bem como mostrar-se cortado por registro de sílica substituída (vidro)

(Figura 4.2). Podemos ver então, dois processos geológicos distintos em função do tempo da fácies

ritmitos de arenito e argilito (Figura 4.3): Deposição do arcabouço e a diagênese.


34

Figura 4.2 – A, B –Ritmitos de arenito e argilito - As lâminas claras são: grãos orientados de quartzo e,

subordinadamente, feldspato cimentados por ferro. C, D – Lâminação cortada por registro de sílica

substituída (vidro).

Figura 4.3 - Modelo de processos de diagênese para fácies ritmito de arenito e argilito.

A B

C D


35

Geoquímica

Elementos Maiores

A origem terrígena das rochas que constituem a Formação Serra do Caeté permite que o

alumínio atue como um parâmetro viável à análise da mobilidade geoquímica dos elementos maiores,

em função de seu controle primário (deposicional) ou secundário (diagenético ou quiçá metamórfico).

Os valores dos conteúdos de elementos maiores obtidos são mostrados na tabela 4.1.

Tabela 4.1 - Elementos maiores nas amostras de Ritmito de arenito e argilito da Serra do Caeté.

Al2O3 CaO Fe2O3 K2O MgO Na2O SiO2 P2O5

% % % % % % % %

Amostras 0,01 0,01 0,04 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 Localização

MOR-004A 2,33 5,48 43,30 0,29 0,36 0,07 34,33 5,47 Mirassol d'Oeste

MOR-004B 9,96 0,23 7,13 1,89 0,28 0,07 74,10 0,27 Mirassol d'Oeste



MOR-44B 5,15 1,39 26,58 0,80 0,71 0,03 57,17 1,72 Mirassol d'Oeste

P-18A 3,27 0,14 23,33 0,12 0,09 0,03 65,24 1,75 Porto Espiridião

P-18B 2,13 0,12 60,04 0,08 0,04 0,02 30,60 1,97 Porto Espiridião


P-35C 6,40 0,88 21,85 1,67 0,34 0,07 61,61 1,17 Porto Espiridião


P-39B 4,60 0,23 19,22 0,85 0,33 0,03 68,90 0,96 Porto Espiridião

Na crosta terrestre o alumínio ocorre principalmente como silicato de alumínio, mas também na

forma de óxido e de hidróxido, não ocorrendo no estado elementar. A mobilidade ambiental do alumínio

é muito pequena e é controlada principalmente pelo pH da solução, tais como solos muito ácidos. Não

é o caso da Formação Serra do Caeté, cujo ambiente deposicional tem sido atribuído a marinho raso

terrígeno. Não há registro de paleossolos no seu registro geológico.

Dada sua baixa mobilidade, o alumínio tende a ser trazido por meio de transporte mecânico

epiclástico, especialmente na forma de argilominerais gerados na área-fonte e que, uma vez depositados,

temndem a se manter “imóveis” no perfil deposicional. Esta premissa permite organizar os elementos

maiores em categotias genéticas como aquelas primárias, provavelmente associadas ao ambiente

deposicional, e aquelas secundárias, sejam elas deiagenéticas ou além como metamorfismo.

A ideia por trás desta premissa é que o conteúdo de alumínio absorvido nas camadas

sedimentares terrígenas seja deposicional, como explicado antes. Posteriormente, a percolação de


36

fluidos diagenéticos tende a lixiviar ou a precipitar os demais íons elementos maiores mais suscetíveis

a solubilidade por processo diagenético.

A petrografia mostrou que a diagênese na Formação Serra do Caeté não foi complexa e envolveu

poucas fases diagenéticas. Deduz-se isso do arcabouço aberto dos arenitos finos da Formação Serra do

Caeté e da cimentação restrita a hematita e sílica (ver Figura 4.1 – G,H). Por meio de comunicação oral

(Jackson Paz), também é sabida a presença de minerais pesados meta-instáveis, tais como cianita e

estaurolita. Esta situação corrobora a assertiva inicial de que não houve percolação de fluidos

significativa e que, portanto, o alumínio observado nestes depósitos é predominantemente detrítico.

Deste ponto em diante, adota-se uma abordagem estatística para avaliar o comportamento

detrítico ou não dos demais elementos maiores em relação ao alumínio, levando em conta: 1) a regressão

linear para testar a correlação entre os conteúdos dos demais elementos maiores em relação ao alumínio

(Figura 4.2, Tabela 4.1); e 2) ao coeficiente de Pearson (valor p) que confirma a correlação observada a

grosso modo pela regressão linear (Tabela 4.2).

Figura 4.4 – Gráfico de correlação dos elementos maiores Fe2O3(1), K2O(2), CaO(3), MgO(4) , Na2O(5),

SiO2(6) and P2O5(7) em relação ao Al2O3.

Tabela 4.2. Teste de correlação do Al2O3 com outros elementos maiores:

CaO Fe2O3 K2O MgO Na2O P2O5 SiO2

Valor - p 0.5840 0.0024 0.0000 0.2422 0.0651 0.1500 0.0091

Correlação -0.19 -0.81 0.92 0.39 0.57 -0.46 0.74

Os coeficientes de correlação cujos módulos são maiores que 0,7 são aqui interpretados como

correlacionados entre si. No caso deste estudo, o Fe2O3 (r = -0,81) se torna empobrecida à medida que


37

aumenta o teor de Al2O3 na rocha. Ao contrário SiO2 (r = 0,74) e K2O (r= 0,92) são incrementados. Para

os demais elementos maiores, os coeficientes de correlação são inconclusivos.

Os resultados acima são confirmados pelo teste de Pearson (valor p < 0,05) para a correlações

de Al2O3 com Fe2O3, K2O e SiO2, respectivamente. Estes resultados corroboram a premissa inicial de

origem detrítica para o Al2O3 uma vez que quase todo teor de alumínio em rocha sedimentar está nos

argilominerais presentes da rocha ritmito de arenito e argilito. A correlação forte /e positiva com Al2O3

indica aporte de sedimentos terrígenos na bacia. O K2O pode estar tanto na forma de ilita, argilomineral

comum originado por pedogênese da área-fonte sob climas secos como o glacial, predominante na

deposição da Formação Serra do Caeté, ou como fragmento de rocha félsica de feldspato comumente

observados como detritos da Formação Serra do Caeté (ver item petrografia e capítulo 3). A SiO2

representa o aporte dos grãos de quartzo e de argila na bacia, portanto reflete o aporte sedimentar e

confirma a origem detrítica do Al2O3.

Por outro lado, a correlação negativa entre o Al2O3 e Fe2O3 indica que outro processo atuou para

a precipitação do Fe2O3 na bacia. Por meio da petrografia, foi observado que o ferro ocorre

exclusivamente como cimento. A abordagem por correlação estatística corrobora os dados da

petrografia. Contudo, neste momento não permite que atribuamos nenhum processo diagenético

específico.

Elementos Terras Raras

Os elementos terras raras (ETRs) são de grande utilidade dentre todos os elementos traços e seus

estudos têm importantes aplicações, inclusive no campo da Geologia Sedimentar, porque eles podem

sugerir proveniência da rocha e origem de fluidos hidrotermais (Klein, 2005). Os elementos terras raras

são aqueles pertencentes à série de metais com números atômicos de 57 a 71 – La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm,

Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb e Lu. Em adição, o elemento Y com um raio iônico similar ao do ETR

holmium (Ho) é, às vezes, incluído. Tipicamente, os membros de baixo número atômico da série são

denominados ETRs leves. Aqueles com os números atômicos maiores são os ETRs pesados, e os

membros intermediários, do Sm ao Ho, são conhecidos como ETRs médios.

As análises químicas das rochas amostradas na área de estudo apresentam os elementos terras

raras com a adição dos elementos Y (Tabela 4.3).

Para Klein (2005), os ETRs podem ser de grande valia para estimar a origem do Fe e Si que as

compõe utilizando-se de valores obtidos por meio da anomalia de Eu nos ETR. Se positivas (anomalia

de Eu acima de 1,0), interpreta-se que o Fe + Si são provenientes de origem hidrotermal de águas

marinhas.

Pelos dados obtidos de anomalias do Eu, os gráficos demonstram que em sua maioria as

amostras (19 amostras) apresentam anomalias negativas (abaixo de 1,0) com variação de 0,85 a 0,99 na


38

anomalia de Eu, enquanto que as outras 7 amostras apresentam anomalias positivas, com variação de

1,00 a 1,17 da anomalia de Eu. Com isso, infere-se que a origem do Fe e Si não tenha relação com

processos hidrotermais de águas marinhas para a Formação Serra do Caeté.

Especula-se a partir dos resultados da anomalia de Eu que o os íons de Fe observados na bacia

possam ser produto de intemperismo sobre as rochas matrizes. É certo que a distribuição da anomalia

de Eu nos depósitos da área de estudo corroboram a hipótese de origem detrítica da Formação Serra do

Caeté. O Európio é um elemento químico que se encontra como elemento-traço de minerais como

plagioclásio, monazita e xenotima, dentre poucos outros. Por ser um mineral formador de rocha, o

plagioclásio é o mais importante fator controlador da distribuição de Eu no ambiente geológico. A

petrografia da Formação Serra do Caeté revelou que há um percentual pequeno de grãos de plagioclásio

dispersos. Este fato sugere condições climáticas severas em que a Formação Serra do Caeté se depositou.

A aridez prevalecente tornou possível a preservação de grãos tão susceptíveis ao intemperismo da área-

fonte como é o caso de grãos de plagioclásio. Acredita-se, portanto, que inconsistência da anomalia de

Eu seja fruto da origem detrítica dos depósitos da Serra do Caeté e revele ainda alternativamente duas

áreas-fontes distintas para os grãos de plagioclásio.

A ocorrência de matéria orgânica evidenciada na fácies betumes finos e a presença de ferro dos

ritmitos de arenito e argilito nos traz uma concepção mais simples da presença desses dois elementos

(matéria orgânica e ferro) num mesmo sistema.

A matéria orgânica poderia ser um subproduto da propagação da geleira glacial para o mar, o

que inibe a entrada de água a partir do continente, bem como a induz, por estratificação da coluna de

água a formação de uma “chemocline” (por exemplo, um haloclina). A haloclina pode ser definida

como um gradiente vertical bem definido ou uma camada estratificada num corpo d’água no qual a

salinidade está no seu máximo potencial, encontrado nos mares e oceanos.

Os eventos glaciais ocorridos no ambiente deposicional da Formação Serra do Caeté foram

associados com as condições de salinidade mais elevados, uma vez que conduziram ao desenvolvimento

de uma haloclina, gerando a predominância de condições de anoxia, proporcionando o potencial de

acúmulo e preservação da matéria orgânica. Neste ambiente anóxico, propicio aos microrganismos,

como bactérias ou algas, estes eventualmente morreram dando origem ao sedimento orgânico

enriquecido. Neste processo de acúmulo de matéria orgânica o ferro, no estado Fe2+ mantem-se presente,

mas ausente de qualquer processo de oxidação.

O processo de oxidação do ferro se deu somente com a alteração na estratificação da água, ou

seja, devido a uma movimentação da haloclina em alteração as águas do mar. Uma vez que o nível da

água do mar se altera a haloclina sofre uma movimentação na sua posição em relação as águas do mar,

esse movimento proporciona uma nova estratificação dessas águas, fato que levou o oxigênio numa


39

porção das águas antes anóxica. As águas anóxicas, agora enriquecidas em oxigênio causaram a

oxidação do Ferro Fe2+ para Fe3+ resultando no processo de enriquecimento de ferro na formação Serra

do Caeté.

Figura 4.5 - Modelo de controle da estratificação da água marinha pela halocline.

A

B

Haloclina

Haloclina


40

Tabela 4.3 - Amostras de Elementos Terras Raras dos Ritmito de arenito e argilito da Serra do Caeté. (Normalizados).


41

Conclusão

O estudo desenvolvido neste trabalho demonstrou que mesmo evento geológico-glacial que

ocorreu na Fm. Serra do Caeté é aquele da Fm. Puga e, consequentemente, uma mesma origem para

ambas as formações poderia ser atribuída ao evento Marinoano (630-600 Ma);

Neste evento geológico-glacial o ambiente deposicional para a Fm. Serra do Caeté foi atribuído

ao Shoreface inferior com subambientes de debris flow, subglacial;

Na área de estudo, a idéia de Snowball Earth não estaria em seu clímax, ou seja, a Terra não

estaria coberta por gelo como um todo. Provavelmente, mais sugestivo o evento tipo sluggish ball Earth,

no qual temos porções da Terra recoberta por camadas de gelo, podendo haver áreas expostas que

permitiram ações de ventos na lamina d’água superficial, auxiliando assim a geração de ondas

registradas nos arenitos da fácies conglomerado.

O ferro presente na fácies ritmito de arenito e argilito é atribuído a um processo secundário

(diagenético) em função de se apresentar como cimento entre os grãos nas lâminas escuras do ritmito

de arenito e argilito, bem como mostrar-se cortado por registro de sílica substituída (vidro).

A ocorrência de matéria orgânica evidenciada na fácies betumes finos e a presença de ferro dos

ritmitos de arenito e argilito foi associada a presença de uma haloclina que causou a estratificação da

coluna de água que controlou a oxidação do ferro e a preservação da matéria orgânica.


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O SISTEMA SERRA DO CAETE-PUGA CRIOGENIANO DA … · Tabela 4.1. Elementos maiores nas amostras de Ritmito de arenito e argilito 35 da Serra do Caeté. Tabela 4.2. Teste de correlação