a formação sete lagoas (grupo bambuí) e as variações

UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS

LUCIETH CRUZ VIEIRA

A Formação Sete Lagoas (Grupo Bambuí) e as

variações paleoambientais no final do Proterozóico

São Paulo 2007

LUCIETH CRUZ VIEIRA

A Formação Sete Lagoas (Grupo Bambuí) e as variações paleoambientais no final do Proterozóico

Tese apresentada ao Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo para obtenção do título de doutor em Geofísica. Área de concentração Paleomagnetismo Orientador: Ricardo Ivan Ferreira da Trindade

São Paulo 2007

AGRADECIMENTOS

Certamente uma das lições mais valiosas que aprendi durante meu doutoramento foi

estabelecer parcerias científicas. Esta tese apresenta os frutos da colaboração com vários

pesquisadores, que contribuíram para aumentar meu cabedal intelectual. Gostaria de expressar

meus agradecimentos aos pesquisadores, instituições e todos que direta ou indiretamente

contribuíram para a realização desta tese.

Inicialmente gostaria de agradecer ao meu orientador Prof. Dr. Ricardo Ivan Ferreira da

Trindade por todos os ensinamentos, pela credibilidade depositada em mim, por suprir todos os

meios necessários para o desenvolvimento do trabalho, por abrir portas “ailleurs”, pelo incentivo

e principalmente por sua amizade.

Ao amigo Prof. Dr. Afonso César Rodrigues Nogueira, responsável pelo contato inicial

entre Ricardo e eu que resultou no meu ingresso no doutorado, por todos os ensinamentos, pela

parceria nos trabalhos de sedimentologia e estratigrafia, pelas críticas, sugestões e co-autoria nos

artigos.

Ao amigo Prof. Dr. Renato Paes Almeida, pela colaboração nos trabalhos de

sedimentologia e estratigrafia, pelas discussões, críticas, sugestões e co-autoria nos artigos.

À amiga Dra. Liliane Janikian que também colaborou nos trabalhos de sedimentologia e

estratigrafia, pela co-autoria nos artigos, pelas críticas e sugestões sobre o texto da tese, pelo

incentivo e pelas conversas tão agradáveis durante as pausas para o café.

À Profa. Dra. Marly Babinski pelas discussões e parceria no trabalho sobre a datação da

Formação Sete Lagoas.

Ao Dr. Franck Poitrasson por ter me orientado durante o estágio doutoral na França, por

todos os ensinamentos sobre os isótopos de ferro, sobre técnicas analíticas e procedimentos

laboratoriais, pela paciência e gentileza com que sempre me tratou.

À Profa. Dra. Anne Nédélec por todos os ensinamentos, pelos trabalhos realizados em

Toulouse, pelas discussões que resultaram no artigo sobre os cristais, por ter me recebido de

forma tão acolhedora na França e por conjuntamente com Jean Luc ter me proporcionado fins de

semana inesquecíveis nos Pirenéus.

À Profa. Dra. Márcia Ernesto por acompanhar o desenvolvimento da tese através dos

relatórios internos da CPG e pelas críticas e sugestões feitas nos pareceres.

À Dra., Jane Nobre Lopes pelas discussões sobre os carbonatos.

À Universidade de São Paulo (USP) e Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São

Paulo (FAPESP, processo 03/08716-3) pelo apoio logístico e financeiro.

Ao Laboratoire des Mécanismes et Transferts en Géologie (LMTG-Toulouse) e

Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Ensino Superior (CAPES) pelo apoio logístico e

financeiro durante o estágio doutoral na França.

A todos os funcionários do IAG e em especial Teca, Virgínia, Magda, Cacilda, Daniele,

Rosemary, Jefferson, Airton, Elder, Lúcia, pela colaboração e por tornarem minha passagem pelo

IAG muito agradável.

Aos colegas de laboratório Gelvan, Elder, Edgard, Rosana, Franklin, Jairo, Everton,

Miguel, Daniel, Claydson, pelo convívio agradável e pelas boas risadas que demos juntos.

À amiga Daniele, pelo carinho ao longo destes anos, por sua paciência ao me ensinar

física, pelas discussões sobre paleomagnetismo e por sua preciosa amizade.

Aos amigos Manuele, Ana, Alanna, Wanderson, Eduardo, Selma, Erica, Marcelo Rocha,

Marcelo Bianc, pelo carinho, amizade, apoio e por todos os momentos felizes que

compartilhamos.

Aos meus familiares pelo apoio, carinho, paciência e por me oferecerem um porto seguro

onde tenho descanso e cuidados garantidos.

Resumo

VIEIRA, L.C. A Formação Sete Lagoas (Grupo Bambuí) e as variações paleoambientais no final do Proterozóico. 2007. 190 pp. Tese (Doutorado) – Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas, Universidade de São Paulo, São Paulo, 2007.

O fim do Proterozóico foi caracterizado por pelo menos três importantes eventos glaciais (Sturtian, Marinoan, Gaskiers), rapidamente sucedidos por uma ampla sedimentação carbonática. Esses depósitos marcam mudanças climáticas importantes durante os períodos Criogeniano e Ediacarano, que provavelmente repercutiram na evolução da biosfera. Os carbonatos que capeiam os sedimentos glaciais em diversos continentes apresentam uma assinatura isotópica de carbono semelhante, tipicamente negativa, e uma série de estruturas sedimentares “anômalas”, dentre as quais leques de cristais de aragonita. No entanto, as condições paleoambientais e os processos relacionados à geração de tal registro ainda apresentam controvérsias. Nesta tese, a Formação Sete Lagoas (base do Grupo Bambuí), depositada sobre os diamictitos do Grupo Macaúbas no Cráton do São Francisco, foi alvo de um estudo detalhado envolvendo sedimentologia, estratigrafia, geoquímica, geocronologia, isótopos estáveis e paleomagnetismo. Essa unidade contém uma espetacular ocorrência de leques de cristais (pseudomorfos) de aragonita. A Formação Sete Lagoas em sua área-tipo compreende uma espessa sucessão carbonática subdividida em duas seqüências transgressivas. A primeira seqüência repousa diretamente sobre o embasamento cristalino (que corresponde a uma superfície de erosão equivalente do registro glacial Macaúbas). No início da evolução da bacia, o relevo irregular do embasamento propiciou a instalação de ambientes restritos, onde a conexão com o mar era limitada. Nesse cenário, propõe-se que a precipitação dos carbonatos (e a formação dos leques de cristais de aragonita) logo após o degelo foi fortemente influenciada por atividade microbiana, com a geração de um gradiente redox logo abaixo da interface sedimento-água. Na zona redutora, o excesso de alcalinidade favoreceu a precipitação de calcita micrítica, enquanto na zona oxidante um forte gradiente sulfático favoreceu a precipitação de aragonita. Esse gradiente redox é refletido nas anomalias de Ce, nos isótopos de Fe e na mineralogia magnética. Os níveis de cristais apresentam valores de δ56Fe < -0,3‰, associados a magnetita e hematita produzidas por bactérias dissimilatórias de ferro. Por outro lado, o micrito apresenta valores menos negativos (δ56Fe > -0,2‰), associados a sulfetos de ferro formados a partir da atividade de bactérias sulfato-redutoras. As razões isotópicas de carbono para esses depósitos refletem essa assinatura biogênica, com valores de δ13C em torno de -4,5‰. Com o avanço da transgressão e o estabelecimento da conexão marinha, a deposição passou a ser influenciada por tempestade e maré, e os valores δ13C representam a assinatura normal dos oceanos em torno de 0‰. Uma datação direta da base da seqüência carbonática Sete Lagoas indica que a deposição dessas rochas ocorreu há 740 ± 22 Ma atrás, permitindo correlacionar essa unidade aos depósitos pós-glaciais do Criogeniano (Sturtian). A segunda seqüência transgressiva afogou a rampa carbonática, depositando inicialmente carbonatos e argilitos em água profunda e depois calcários negros, ricos em matéria orgânica, depositados em ambiente costeiro e de rampa interna. Esses depósitos deram lugar a expressivas construções estromatolíticas correspondentes ao topo da unidade. O ambiente deposicional da segunda seqüência foi marcado por forte aporte de matéria orgânica, resultando em valores de δ13C bastante elevados nos carbonatos, atingindo até +14‰. Esses resultados têm implicações importantes quanto à sincronia dos eventos glaciais Neproterozóicos e o significado das assinaturas isotópicas e das estruturas sedimentares “anômalas” dos carbonatos de capa.

Palavras−chave: Neoproterozóico, Criogeniano, carbonatos, isótopos estáveis.

Abstract

VIEIRA, L.C. The Sete Lagoas Formation (Bambuí Group) and the environmental changes at the end of the Proterozoic era. 2007. 190 pp. Thesis (Doctorate) – Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas, Universidade de São Paulo, São Paulo, 2007.

The end of Proterozoic Eon is punctuated by at least three glacial events (Sturtian, Marionoan, Gaskiers), followed by extensive carbonate sedimentation. These deposits mark significant environmental changes at Cryogenian and Ediacaran periods, which may have impacted the biosphere. Carbonates that cap glacial deposits in several continents typically show negative carbon isotope signatures and “anomalous” sedimentary structures, including aragonite crystal-fans. Environmental conditions controlling these ubiquitous deposits are still a matter of debate. Here, we present the results of a multi-approach study of the Sete Lagoas Formation (base of the Bambuí Group), which lies over glacial diamictites of the Macaúbas Group in the São Francisco craton, including sedimentology, stratigraphy, geochemistry, stable isotopes, geochronology and paleomagnetism. This unit comprises a spectacular occurrence of (pseudomorphosed) aragonite crystal fans. In the study area, around the Sete Lagoas city (Minas Gerais State), the Sete Lagoas Formation comprises two carbonate-dominated trangressive successions. The first sequence lies directly over the Paleoproterozoic crystalline basement (an erosion surface equivalent to the Macaúbas glacial record). The first meters of carbonate sedimentation occurred in an epeiric platform, with limited connection to the ocean. We propose that the sedimentary record just after deglaciation, and the formation of aragonite crystal fans, was strongly influenced by a redox gradient close to the sediment-water interface as a result of intense microbial activity. Alaklinity excess in the reduction zone resulted in micritic calcite precipitation, whereas a strong sulphate gradient in the oxic zone favored aragonite precipitation. Changes in redox conditions are recorded by Ce anomalies, iron isotopes and magnetic mineralogy. Crystal layers show δ56F values below -0,3‰ associated to magnetite and hematite produced by iron dissimilatory bacteria, whereas micrite layers show less negative δ56Fe values above -0,2‰ related to iron sulphides formed by sulfate-reducing bacteria. Negative carbon isotope ratios (δ13C around -4.5‰) are thought to reflect the biogenic signature. After further sea-level rise, ocean connection became more effective and the sedimentary and isotopic signals changed significantly. Deposition at the upper part of the first sequence was strongly influenced by storm and tide and the δ13C values shifted to 0‰. The direct dating of the first sequence, including crystal-bearing and storm influenced facies, by the Pb-Pb method yield an age of 740 ± 22 Ma. This result implies that the Sete Lagoas Formation correlates with the Sturtian (Cryogenian) glacial events. The second transgressive sequence relates to the drowning of the carbonate ramp. It initiates with deposition of carbonate and pelites in deep water, changing upsection to organic matter-rich black carbonates deposited in coastal and inner ramp environments. Shallow-water stromatolitic building facies occur at the top of this sequence. The strong burial of organic matter marks the second sequence, which attains carbon isotope values as high as +14‰ in the carbonate fraction. Our results have important implications on the synchrony of Neoproterozoic glacial events, and the significance of the isotopic record and the anomalous sedimentary structures found in cap carbonates.

Key−words: Neoproterozoic, Cryogenian, carbonates, stable isotopes.

LISTA DE FIGURAS

Figura 1.1. Idades dos depósitos glaciais do Neoproterozóico......................................... 17

Figura 1.2. Distribuição global de depósitos glaciais do Neoproterozóico com paleolatitudes estimadas a partir de dados paleomagnéticos................................

19

Figura 1.3. Seqüências de carbonato de capa Sturtian e Marinoan.................................. 21

Figura 1.4. Composição do registro da razão 87Sr/86Sr sobre a composição do registro de δ13C...................................................................................................................

23

Figura 1.5. Paleolatitudes estimadas para depósitos glaciais e carbonatos de capa do Neoproterozóico....................................................................................................

28

Figura 2.1. Mapa geológico do Cráton do São Francisco com indicação das bacias Neoproterozóicas e faixas móveis que limitam o cráton......................................

33

Figura 2.2. Coluna estratigráfica do Grupo Bambuí......................................................... 34

Figura 2.3 Compartimentação estrutural da porção sul da Bacia do São Francisco......... 35

Figura 2.4. Mapa de localização da área de estudo, com indicação das seções estudadas...............................................................................................................

37

Figura 3.1. Relações para calcular a posição de um pólo paleo-magnético em relação ao sítio amostrado, a partir da direção de magnetização obtida no sítio...............

45

Figura 6.1. Ciclo do oxigênio............................................................................................ 76

Figura 6.2. Diagrama de δ13C contra δ18O........................................................................ 78

Figura 6.3. Ciclo do Carbono, mostrando as quantidades, os fluxos e os valores de δ13C dos diferentes reservatórios..........................................................................

79

Figura 6.4. Perfis estratigráficos das seções Sambra (SA), Paraíso (PA), Tatiana (TA) e Cauê (CE) com a composição isotópica de carbono correspondente à primeira seqüência estratigráfica da Formação Sete Lagoas................................ 84

Figura 6.5. Perfis estratigráficos das seções Lontra (LO), Mata Grande (MG) e Cauê (CE) com a composição isotópica de carbono......................................................

85

Figura 6.6. Ilustração do ciclo biogeoquímico atual para isótopos de ferro..................... 87

Figura 6.7. Composição isotópica de ferro de rochas sedimentares em relação às idades de deposição...............................................................................................

89

Figura 6.8. Diagrama com as concentrações de ferro contra os valores de δ56Fe para as amostras da Formação Sete Lagoas......................................................................

89

Figura 6.9. Modelo esquemático das condições bioquímicas que controlaram a deposição de níveis com leques de cristais de aragonita e micrito.......................

90

Figura 6.10. Variações de pH, O2, Fe(OH)3, Fe2+, FeS e CO2 que controlaram a deposição de níveis com leques de cristais de aragonita e micrito.......................

92

Figura 7.1. Perfil estratigráfico da seção Sambra, com indicação da curva de variação da razão isotópica de carbono e dos dados paleomagnéticos (declinação e inclinação) para as componentes de magnetização A e B.....................................

96

Figura 7.2. Perfis estratigráficos das seções Tatiana e Carrancas, com a localização dos sítios amostrados para paleomagnetismo..............................................................

97

Figura. 7.3. (a) Curvas de aquisição de MRI para as amostras de Sambra....................... 99

Figura. 7.4. Curvas de desmagnetização triaxial de MRI para amostras da seção Sambra..................................................................................................................

101

Figura. 7.5. Curvas termomagnéticas para as amostras TMG-14D (matriz) e TMG-15B (cristais) da porção inferior da seção Sambra.......................................................

102

Figura. 7.6. Diagrama ortogonal, estereográfico e curva de decaimento da intensidade de magnetização para amostras da parte inferior da seção Sambra......................

105

Figura. 7.7. Diagrama ortogonal, estereográfico e curva de decaimento da intensidade de magnetização para amostras da parte superior da seção Sambra.....................

106

Figura. 7.8. Diagrama ortogonal, estereográfico e curva de decaimento da intensidade de magnetização para amostras das seções Carrancas e Tatiana..........................

107

Figura. 7.9. Direções por amostras para as seções carrancas e Tatiana............................ 110

Figura. 7.10. Direções médias por sítio para as seções Carrancas, Tatiana e Sambra. Os símbolos fechados (vazados) correspondem a inclinações positivas (negativas). CA, corresponde ao campo geomagnético atual e CD ao campo dipolar................................................................................................................... 111

Figura. 7.11. Comparação do pólo obtido para a Formação Sete Lagoas com pólos de carbonatos Neoproterozóicos da América do Sul e o pólo de referência dos diques de Itabaiana................................................................................................ 112

Figura. 7.12. Comparação do pólo obtido para a Formação Sete Lagoas com pólos de referência para o Gondwana..................................................................................

114

Figuras do artigo “A Formação Sete Lagoas em sua área-tipo: fácies, estratigrafia e sistemas deposicionais”

Figura1. Mapa geológico com a localização das seções estudadas.................................. 50

Figura 2. Seções LO, SA, PA e TA. Associações de fácies e correlações........................ 55

Figura 3. Feições das associações de fácies 1 e 2. (A) conglomerado polimítico com seixos arredondados a angulares de quartzito, gnaisse e carbonato. (B) ciclos de escala centimétrica com intercalações de calcilutito e leques de cristais de calcita (pseudomorfos de aragonita). (C) cristais pseudomorfos de aragonita cinza-escuro com morfologia acicular e terminações retilíneas. (D) sobrecrescimento diagenético dos cristais............................................................ 58

Figura 4. Feições distintivas das associações de fácies 3, 4 e 5. (A) camadas onduladas com truncamento de baixo ângulo de calcário cristalino cinza e vermelho separadas por recobrimento de argila. (B) marcas onduladas com padrão de interferência. (C) laminação cruzada cavalgante contornada por recobrimento de argila. (D) recobrimento de argila separando lâminas finas e espessas de calcário formando pares de argila no ritimito de maré. E) laminação plano-paralela erodida por marca de calha de escala centimétrica.................................

59

Figura 5. Seções CA, PR, MG e EI. Associações de fácies e correlações........................ 60

Figura 6. Feições características das associações de fácies 5, 6 e 7. (A) Contato entre o ritimito de calcilutito-pelito da AF5 com o calcário cristalino preto da AF6 na seção CA. (B) ritimito de calcilutito-pelito da AF5 na seção MG. (C) estromatólitos colunares vistos em planta. (D) e (E) calcário cristalino preto com laminação convoluta...................................................................................... 63

Figura 7. Blocos-diagrama esquemáticos mostrando o modelo deposicional de rampa carbonática proposto para a Formação Sete Lagoas.............................................

65

Figura 8. Composição das seções estratigráficas da Formação Sete Lagoas, mostrando associações de fácies, estruturas sedimentares, tratos de sistemas, superfícies estratigráficas e sua correlação ao longo de um perfil WNW-ESE na Bacia do Bambuí.................................................................................................................. 67

Figuras do Apêndice A

Figure 1. Geological map of the southern border of the São Francisco craton (SFC) with location of studied sections...........................................................................

163

Figure 2. a) micrite/crystal couples of micrite-settling dominated facies; b) lime mudstone layers cut by the overgrowth of underlying crystals; c) wave-influenced facies with wave ripples and low-angle lamination; d) tide-influenced fácies with much smaller crystal-fans reaching only 5 cm................. 164

Figure 3. δ13C versus δ18O cross-plot for micrite-settling and wave-influenced facies.... 165

Figure 4. Polished section showing crystal/matrix contact (a) in lateral view and b) in plan view. Thin section showing (c) mosaics of anhedral, equant to elongate calcite crystals replacement and d) crystal/microspar contact marked by the grain size difference between the calcite crystals and the microspar matrix........ 165

Figure 5. X-ray spectra of crystal and matrix powders..................................................... 166

Figure 6. SEM photomicrography and EDS spectra of the most important accessory minerals of the base of Sambra quarry..................................................................

167

Figure 7. PAAS normalized REE + Y plots...................................................................... 168

Figure 8. Paleoenvironmental reconstructions of crystal-bearing facies in Sete Lagoas Formation..............................................................................................................

169

Figuras do Apêndice B

Figure. 1 Geological map of the southern border of the São Francisco craton (SFC) with location of studied sections...........................................................................

2

Figure 2. Sections of Sambra and Tatiana, with carbon isotopic curves and 87Sr/86Sr values....................................................................................................................

2

Figure 3. Crystal-bearing facies in Sambra....................................................................... 3

Figure 4. Pb-Pb isochron diagrams for Sambra quarry and Tatiana quarry...................... 4

Figuras do Apêndice C

Figure 1. a) Geological map with location of studied sections: CR-Carrancas, CA-Canaã quarry, SA-Sambra quarry, PA-Paraíso quarry, TA-Tatiana quarry, MG-Mata Grande quarry, PR-Polícia Rodoviária, CE-Cauê quarry. b) Lithostratigraphy of the Bambuí Group................................................................ 242

Figure 2. Distinctive features of the FA1 and FA2........................................................... 245



Figure 5. Stratigraphic sections of Sete Lagoas Formation coupled with δ13C profile..... 251

Figure 6. δ13C versus δ18O cross-plots for facies of the Sete Lagoas carbonate succession and Carrancas conglomerate individualized by facies association (FA1, FA2; FA3 and FA4; FA5, FA6 et FA7)..................................................... 252

Figure 7. Schematic block-diagrams showing facies relationship at different sections of the Sete Lagoas carbonate platform..................................................................

253

LISTA DE TABELAS

Tabela 1.1: Síntese dos dados geocronológicos para os eventos glaciais doNeoproterozóico...................................................................................... 18

Tabela 1.2. Pólos paleomagnéticos para unidades glaciais e carbonatos de capa e pólos de referência para o Neoproterozóico............................................ 26

Tabela 6.1. Valores de δ56Fe para as amostras da seção sambra............................ 88

Tabela 7.1. Componentes A e B isoladas para as amostras analisadas.................. 108

Tabela 7.2. Pólos paleomagnéticos selecionados para o Gondwana entre 600 Ma e 500 Ma.................................................................................................. 115

Tabelas do artigo “A Formação Sete Lagoas em sua área-tipo: fácies, estratigrafia e sistemas deposicionais”

Tabela 1. Resumo das fácies, estruturas sedimentares, processos de geração eassociações de fácies da Formação Sete Lagoas, ConglomeradoCarrancas e porção basal da Formação Serra de Santa Helena............... 53

Tabelas do Apêndice A

Table 1. Oxides average concentration for Ca, Mg, Fe and Mn............................. 162

Table 2. Major and trace element contents of Sambra limestone........................... 162

Tabelas do Apêndice B

Table 1. Pb isotopic compositions obtained from carbonates of Sete LagoasFormation, Bambuí Group, Brazil........................................................... 3

Tabelas do Apêndice C

Table 1. Summary of the carbonatic and mixed facies of the Sete Lagoas Formation and conglomeratic facies of the Carrancas............................ 244

Table 2. δ13C and δ18O values of the Sete Lagoas Formation and conglomeratic(matrix) facies of the Carrancas unit....................................................... 249

SUMÁRIO

Introdução...................................................................................................................... 13

Capítulo 1: As glaciações do Neoproterozóico e os carbonatos de capa ..................... 15

1.1. O Registro Neoproterozóico .......................................................................................... 151.1.1. Idades das glaciações Neoproterozóicas .................................................................................151.1.2. Sedimentologia dos depósitos glaciais e carbonáticos ............................................................191.1.3. Assinatura isotópica dos depósitos carbonáticos ....................................................................221.1.4. Paleolatitude dos depósitos glaciais........................................................................................24

1.2. O Paleoambiente Neoproterozóico: Hipóteses............................................................. 28 1.2.1. Alta obliqüidade.......................................................................................................................28 1.2.2. Zípper-Rift Earth .....................................................................................................................29 1.2.3. Snowball Earth ........................................................................................................................30 1.2.4. Slushball Earth ........................................................................................................................30

Capítulo 2: Arcabouço Geológico................................................................................. 32

2.1. O Cráton do São Francisco ........................................................................................... 32

2.2. O Grupo Bambuí............................................................................................................ 32

2.3. Geocronologia................................................................................................................. 35

2.4. Paleomagnetismo............................................................................................................ 36

2.5. Localização da área de estudo....................................................................................... 37

Capítulo 3: Métodos....................................................................................................... 38

3.1. Análise Faciológica......................................................................................................... 38

3.2. Isótopos Estáveis............................................................................................................. 38 3.2.1. Isótopos de Carbono e Oxigênio..............................................................................................39 3.2.2. Isótopos de Ferro.....................................................................................................................40

3.3. Mineralogia e Geoquímica............................................................................................. 41

3.4. Geocronologia................................................................................................................. 42

3.5. Paleomagnetismo............................................................................................................ 43 3.5.1. Coleta e orientação de amostras .............................................................................................43 3.5.2. Preparação de amostras e medidas de desmagnetização........................................................44 3.5.3. Paleolatitude fornecida pelo Paleomagnetismo ......................................................................44 3.5.4. Mineralogia Magnética ...........................................................................................................45

Capítulo 4: Sedimentologia e Estratigrafia .................................................................. 47

A Formação Sete Lagoas em sua área-tipo: fácies, estratigrafia e sistemas deposicionais................................................................................................................................................. 48

Capítulo 5: Geocronologia ............................................................................................ 73

Capítulo 6: Isótopos de Carbono, Oxigênio e Ferro .................................................... 75

6.1. Isótopos de Oxigênio ...................................................................................................... 75 6.1.1. Características do sistema isotópico de oxigênio ....................................................................75 6.1.2. Assinatura isotópica de oxigênio da Formação Sete Lagoas ..................................................77

6.2. Isótopos de Carbono....................................................................................................... 77 6.2.1. Características do sistema isotópico do carbono ....................................................................77 6.2.2. Assinatura isotópica de Carbono da Formação Sete lagoas ...................................................83

6.3. Isótopos de Ferro............................................................................................................ 85 6.3.1. Características do sistema isotópico de ferro..........................................................................85 6.3.2. Assinatura isotópica de ferro para a Formação Sete Lagoas .................................................88

Capítulo 7: Paleomagnetismo e Mineralogia Magnética ............................................ 94

7.1. Seções estudadas............................................................................................................. 95

7.2. Mineralogia magnética .................................................................................................. 95 7.2.1. Aquisição de magnetização remanente isotérmica (MRI) .......................................................97 7.2.2. Desmagnetização térmica triaxial de MRI ............................................................................100 7.2.3. Curvas termomagnéticas .......................................................................................................102 7.2.4. Discussão...............................................................................................................................103

7.3. Componentes de magnetização ................................................................................... 104

7.4. Pólos paleomagnéticos e idade das componentes de magnetização ......................... 110

Capítulo 8: Discussão e Conclusões ........................................................................... 116

8.1. Rampa carbonática Sete Lagoas ................................................................................. 116 8.1.1. Evolução sedimentar .............................................................................................................116 8.1.2. Condições paleoambientais ...................................................................................................117

8.2. Implicações para o Neoproterozóico........................................................................... 119 8.2.1. Estruturas sedimentares “anômalas”....................................................................................119 8.2.2. Significado das excursões negativas e positivas de carbono.................................................121 8.2.3. Sincronia dos eventos glaciais e dos carbonatos de capa .....................................................122

Referências................................................................................................................... 124

Apêndices ..................................................................................................................... 146

13

Introdução O fim do Precambriano foi marcado por eventos glaciais bastante extensos, rapidamente

sucedidos por uma ampla sedimentação de carbonatos (capas carbonáticas). Esses depósitos

marcam mudanças climáticas importantes, que podem ter influenciado o aparecimento dos

metazoários e a explosão de vida do Cambriano (revisão em Hoffman e Schrag, 2002).

Dados paleomagnéticos de rochas glaciais do Neoproterozóico mostram que as calotas

de gelo alcançaram latitudes equatoriais naquele período geológico, indicando que estas

glaciações foram as mais extremas na história da Terra (Evans, 2000; Trindade e Macouin.

2007). Os depósitos glaciais deste período exibem ampla distribuição geográfica e

compreendem tanto depósitos continentais quanto marinhos. Eles apresentam por vezes

intercalações de formações ferríferas bandadas, atestando a permanência do oceano em estado

anóxico por um tempo significativo (~1 a 10 Ma).

As capas carbonáticas formam seqüências transgressivas associadas ao aumento do

nível do mar pós-glacial. A maioria delas compreende uma unidade dolomítica basal com

valores negativos de δ13C recoberta por calcários (Kennedy, 1996). Um conjunto de estruturas

sedimentares anômalas é normalmente encontrado tanto na parte dolomítica quanto na parte

calcária das capas carbonáticas (e.g., Peryt et al., 1990; Kennedy, 1996; Grotzinger, 2000;

Kennedy et al., 2001; Hoffman e Schrag, 2002; James et al., 2001; Sumner, 2002). Nos

primeiros metros observam-se tubos verticais, laminação estromatolítica e mega-marcas

onduladas (pseudo-tepees) associadas com depósitos de plataforma rasa, enquanto na parte

superior são comuns crostas e leques de cristais pseudomorfos de aragonita.

O trabalho de Hoffman et al. (1998), que teve como base os depósitos do norte da

Namíbia, apresentou pela primeira vez as capas carbonáticas como uma feição complementar

aos depósitos glaciais Neoproterozóicos – nas palavras dos autores “In cap carbonates, we see

the ‘smoke’, if not the ‘gun’, of the snowball Earth”. Após esse trabalho seminal, diversos

pesquisadores debruçaram-se sobre sucessões carbonáticas da Austrália, Namíbia, Noroeste

do Canadá e dos Estados Unidos, Sul da China, Svalbard, Omã, Mongólia, Amazônia entre

outras, em busca de dados sedimentológicos, isotópicos e geocronológicos (e.g., Narbonne et

al., 1995; Kennedy, 1996; Hoffman et al., 1998; James et al., 2001; Jiang et al., 2003;

Halverson et al., 2004; Nogueira et al., 2007). Apesar do crescente volume de dados obtidos

nessas sucessões, diversas questões são ainda motivo de debate na literatura (ver discussão

recente em Allen, 2007 e Hoffman, 2007), incluindo a sincronia dos eventos glaciais, sua

14

distribuição latitudinal, o significado das estruturas anômalas e também das excursões

isotópicas observadas nos carbonatos de capa.

Neste trabalho de tese elegemos a Formação Sete Lagoas (base do Grupo Bambuí)

como alvo para estudar a sedimentação pós-glacial Neoproterozóica. Esta unidade é

considerada como o exemplo clássico de sedimentação carbonática pós-glacial

Neoproterozóica da Plataforma Sulamericana (cf. Schobbenhaus Filho, 1984; Karfunkel e

Hoppe, 1988). Ela aflora muito bem em sua área-tipo (em torno da cidade de Sete Lagoas,

Minas Gerais), em pedreiras e cortes de estrada, permitindo inspeção e amostragem contínua

ao longo de centenas de metros. Além disso, ela é caracterizada pela ocorrência mais

espetacular de crostas e cristais pseudomorfos de aragonita já descrita em capas carbonáticas

(Peryt et al., 1990). Foram efetuados estudos faciológicos, quimioestratigráficos,

geocronológicos e paleomagnéticos; complementarmente foram efetuadas determinações de

razões isotópicas de ferro.

A tese está estruturada em oito capítulos. O Capítulo 1 corresponde a um apanhado

dos dados sedimentológicos, isotópicos, geocronológicos e paleomagnéticos disponíveis na

literatura para as sucessões Neoproterozóicas. O Capítulo 2 traz o contexto geológico regional

e a localização da área estudada. O Capítulo 3 apresenta os métodos e técnicas analíticas

empregados na tese. O Capítulo 4 traz a descrição da faciologia e da estratigrafia da Formação

Sete Lagoas. Ele se baseia em dois artigos, um no prelo na Revista Brasileira de Geociências,

outro a ser submetido à Sedimentary Geology. O Capítulo 5 apresenta os dados

geocronológicos. Ele se baseia em um artigo no prelo na revista Terra Nova, em co-autoria

com M. Babinski. O Capítulo 6 apresenta os dados isotópicos de carbono, oxigênio e ferro

para os carbonatos de Sete Lagoas e sua interpretação ambiental. Ele se baseia em um artigo

publicado recentemente na revista Comptes Rendus Geosciences e em dados inéditos obtidos

no Laboratoire de Mécanismes de Transfert em Géologie (Toulouse, França).O Capítulo 7

compreende os dados de mineralogia magnética e paleomagnetismo. Por fim, uma discussão

final, contextualizando os dados obtidos, comparando-os a outros registros Neoproterozóicos,

é apresentada no Capitulo 8.

O artigo que trata da sedimentologia e estratigrafia da Formação Sete Lagoas, a ser

publicado na Revista Brasileira de Geociências, faz parte do corpo da tese. Os demais artigos,

publicados ou submetidos a periódicos estrangeiros, são apresentados nos Apêndices A a C

uma vez que o regimento da Universidade de São Paulo impede a incorporação de textos em

língua estrangeira no corpo da tese.

15

Capítulo 1: As glaciações do Neoproterozóico e os carbonatos de capa Dados paleomagnéticos, isotópicos e geocronológicos referentes ao registro geológico

Neoproterozóico suscitam uma ampla discussão, tanto em relação à posição paleolatitudinal

dos depósitos, quanto a seu posicionamento em relação à escala de tempo geológico. Na

ausência de delimitadores bioestratigráficos claros, a assinatura isotópica desses depósitos tem

sido extensivamente investigada, em busca de elementos que forneçam possíveis vínculos de

correlação e que contribuam para elucidar as condições paleoambientais daquele período

geológico. O acréscimo de dados tem sido acompanhado por trabalhos de síntese que

mostram a evolução do entendimento dos processos ocorridos durante o Neoproterozóico em

diferentes áreas. Nesse sentido é interessante listar alguns trabalhos recentes de compilação de

dados isotópicos, geocronológicos e de revisão das hipóteses paleoambientais para o

Neoproterozóico: Hoffman e Schrag (2002), Halverson et al. (2005), Shields (2005),

Halverson (2006), Fairchild e Kennedy (2007), Halverson et al. (2007), Shields (2007),

Trindade e Macouin (2007).

Nos tópicos que seguem apresentamos uma breve síntese das principais hipóteses

aventadas para explicar o registro sedimentar do neoproterozóico, bem como aspectos gerais

desses depósitos concernentes à geocronologia, sedimentologia, paleomagnestismo e

assinatura isotópica de carbono e estrôncio.

1.1. O Registro Neoproterozóico 1.1.1. Idades das glaciações Neoproterozóicas

O Neoproterozóico corresponde ao intervalo de tempo compreendido entre 1000 e 542

Ma, compreendendo os períodos Toniano, Criogeniano e Ediacarano. Recentemente a IUGS

(Internacional Union of Geological Sciences) validou o Período Ediacarano (Knoll et al., 2004;

Knoll et al., 2006) como o intervalo de tempo compreendido entre 635 Ma e 542 Ma. Esse é o

primeiro período formalmente definido para o Precambriano. Todo o resto do Neoproterozóico

ainda está por ser formalmente subdividido, mas uma ampla discussão sobre a base do

Criogeniano está em andamento atualmente. Na ausência de uma subdivisão formal, um

arcabouço temporal para os principais eventos ocorridos nessa era tem sido proposto com base

em datações radiométricas e na curva de variação da razão isotópica de carbono.

16

Uma extensa revisão da cronologia dos eventos glaciais ocorridos durante o

Neoproterozóico foi apresentada por Halverson et al. (2005). Com base nos dados

geocronológicos e na assinatura isotópica de carbono esses autores propuseram três grandes

eventos glaciais Neoproterozóicos: Sturtian, Marinoan e Gaskiers. A Tabela 1.1 apresenta uma

síntese dos dados geocronológicos revisados por Halverson (2006) e atualizada por Trindade e

Macouin (2007). Esses dados foram representados na Figura 1.1.

O episódio glacial mais antigo, denominado Sturtian, é classicamente associado ao

reaparecimento de formações ferríferas bandadas. O maior número de idades publicadas para

depósitos Neoproterozóicos é referente às unidades agrupadas no evento Sturtian. Contudo, o

intervalo de variação dessas idades é muito amplo, entre 750 e 670 Ma. Esse intervalo

compreende depósitos glaciais entre 755 e 727 Ma, como os glaciais Beiyixi (norte da China)

e Grand Conglomerat (Zâmbia), além de unidades com idades mais jovens com idades

variando desde 710 até 670 Ma, como as unidades Ghubrah (Omã), Edwardsburg e Pocatelo

(oeste da América do Norte). A ampla variação desses dados geocronológicos suscita

questionamentos quanto à contemporaneidade dos depósitos glaciais correlacionados ao

evento Sturtian, bem como da extensão temporal deste evento.

Sucessões correlatas aos eventos Marinoan e Gaskiers, apresentam um número de

datações muito menor que o evento Sturtian, porém para esses eventos as idades parecem

coincidir. Dados obtidos em depósitos do norte Namíbia e do sul da China mostram excelente

correlação, sugerindo uma idade de ca. 635 Ma para o final do evento glacial Marinoan. Por

fim, a idade do evento Gaskiers na unidade homônima foi estabelecida em ca. 580 Ma, a

partir de datação U-Pb (TIMS) em zircões de tufos coletados abaixo, acima e nos sedimentos

glaciais.

17

Figura 1.1. Idades dos depósitos glaciais do Neoproterozóico. Os círculos com preenchimento preto são dados obtidos diretamente na unidade glacial. Quadrados vazios e cinzas são idades máximas e mínimas, respectivamente. As barras verticais cinzas indicam os três intervalos glaciais normalmente referidos na literatura (modificado de Trindade e Macouin, 2007).

18

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19

1.1.2. Sedimentologia dos depósitos glaciais e carbonáticos Uma característica marcante no registro sedimentar do Neoproterozóico diz respeito à

ocorrência de depósitos glaciais que são diretamente sobrepostos por depósitos carbonáticos.

Unidades glaciais freqüentemente capeadas por extensas plataformas carbonáticas são

identificadas em todos os continentes (Fig. 1.2).

Américado Sul

Américado Norte

África

EuropaÁsia

OceaniaOceanoÍndico

OceanoAtlântico

OceanoPacífico

Antártida

OceanoPacífico

42-44

39,4041

34333137

3836

29

35

30 32

28

27

25,26

24

21,2223

20

65,66

7671

72 7367 69,70

61,6263,64

68 55 5452,53

46,4748,49

5051

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14

17 16

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3

6 7118,9

10

7574

5

1377

7860

5756

5859

45

Laurentia e arredores:(1, 2)-Mackenzie Mountains; (3-10)-Cordilheiras dos Estados Unidos e British Columbia; (11)-Centro e Sul dos Apalaches; (12)-Ilhas Britânicas do Norte; (13)-Maciço de Arequipa; (14, 15)-Leste da Groenlândia; (16)-Nordaustlandet, Ny Friesland e Olav V; (17)-Oeste de Spitsbergen; (18)-Norte da Groenlândia; (19)-Pearya; Báltica: (20)-Finnmark; (21-23)-Scandinávia; (24)-Leste Europeu; (25-27)-Montanhas Urais; Leste da Ásia: (28-30)-craton Siberiano e arredores; (31)-Kazakhstan; (32)-Oeste da Mongólia; (33)-Tarim; (34)-Norte da China; (35)-Sul da China; Gondwana Oriental: (36)-Península Arábica; (37, 38)-Índia; (39-44)-Austrália; (45)-Antártica; craton Kalahari: (46, 47)-Faixa Damara; (48-50)-Faixa Gariep; (51)-glaciações Pré-cambrianas-Cambrianas; craton Congo/São Francisco: (52-54)-Leste do Congo; (55, 56)-Norte do Congo/São Francisco; (57-60) craton São Francisco e faixas de dobramento marginais; (61, 62)-Oeste do Congo/Angola; (63, 64)-Norte de Damara e cinturões Kaoko; Oeste da África e arredores: (65, 66)-Bacia Taoudeni e regiões do norte; (67)- Bacia Taoudeni e regiões do sudoeste; (68)-Rokelides; (69, 70)-Bacia Volta e Dahomeyides; (71, 72)-Hoggar shield; ((73)-Montanhas Anti-Atlas; Avalonia-Cadomia: (74)-Bacia Boston; (75)-Leste de Newfoundland; (76) Normandia e França; Amazônia-Rio Plata: (77)-Sul do craton Amazônico; (78)-craton Rio de la Plata.

Figura 1.2. Distribuição global de depósitos glaciais do Neoproterozóico com paleolatitudes estimadas a partir de dados paleomagnéticos (Evans, 2000).

Os depósitos glaciais consistem essencialmente em seqüências de diamictitos,

associados à ocorrência esporádica de níveis de formação ferrífera bandada. Na Namíbia, a

seqüência glacial relacionada à glaciação Sturtian é composta por diamictitos heterolíticos,

ricos em matriz, de caráter subglacial a proximal (Halverson et al., 2005). A matriz é

ferruginosa com ocorrência de finas camadas de formação ferrífera em alguns locais. A

Formação Ghaub, que corresponde à segunda grande glaciação no norte Namíbia, sendo

20

correlacionada ao evento Marinoan, é composta predominantemente por diamictitos ricos em

matriz, com clastos de carbonato. Os depósitos glaciais relacionados ao evento Marinoan do

Canadá são caracterizados por depósitos de diamictitos compostos por detritos intrabacinais,

sucedidos por depósitos de siltito com turbiditos ferruginosos, clastos de carbonato e

ocorrência localizada de formações ferríferas bandadas. Depósitos de siltito não glaciais

ocorrem intercalados a esses depósitos. Na Austrália a Formação Sturtian, à semelhança dos

correlatos descritos na Namíbia e no Canadá, é composta por depósitos de diamictitos

heterolíticos e localmente contém formações ferríferas bandadas (Preiss, 2000). A seqüência

Marinoan é composta por arenitos glaciais com lentes de diamictito nas partes mais rasas,

enquanto os depósitos de ambientes mais profundos são compostos por siltitos e dropstones.

Seqüências de diamictitos associados a turbiditos também fazem parte do registro típico de

sucessões relacionadas à glaciação Marinoan (Leather et al., 2002). É interessante ressaltar

que os depósitos glaciais Neoproterozóicos representam apenas uma pequena parte da

espessura total do registro sedimentar deste período e que o contato entre esses depósitos e os

carbonatos que os capeiam são observados em poucas seções em todo o mundo.

A espessura maior do registro sedimentar Neoproterozóico corresponde aos depósitos

carbonáticos que capeiam os sedimentos glaciais. Devido à sua expressão e características

estruturais, geoquímicas e isotópicas, os depósitos carbonáticos têm sido extensivamente

estudados e uma parcela significativa das discussões norteadoras dos debates em torno dos

eventos e processos envolvidos no registro Neoproterozóico, provém de dados obtidos em

carbonatos. Os depósitos carbonáticos constituem espessas sucessões transgressivas pós-

glaciais que correspondem à instalação de extensas plataformas carbonáticas intracratônicas

(Fig. 1.3). A estrutura geral e o desenvolvimento das plataformas carbonáticas do

Neoproterozóico é provavelmente semelhante ao das plataformas Fanerozóicas, com a

geometria sendo controlada pelo padrão de subsidência, flutuações eustáticas, fluxo de

sedimentos siliciclásticos e paleoclima, predominando a geometria em rampa (Grotzinger e

James, 2000). Do ponto de vista faciológico, no entanto, as capas carbonáticas

Neoproterozóicas não têm similares modernos.

As capas carbonáticas dolomíticas representam o registro inicial da implantação das

plataformas Neoproterozóicas. O contato basal é caracteristicamente abrupto, com pouca

evidência de retrabalhamento ou hiatos significativos (Hoffman e Schrag, 2002; Nogueira et

al., 2003). Esses depósitos variam em espessura de poucos metros a dezenas de metros, sendo

compostos por dolomitos puros, localmente por calcário, com estratificação cruzada

hummocky e abundantes camadas de pelóides de tamanhos variáveis, estratificação cruzada

21

de baixo ângulo e estruturas agradacionais de oscilação de mega marcas onduladas (Aitken,

1991; Fairchild, 1993; Grotzinger e Knoll, 1995; Kennedy, 1996; Hoffman et al., 1998; James

et al., 2001).

Figura 1.3. Seqüências de carbonato de capa Sturtian e Marinoan em sucessões dominadas por sedimentos clásticos, mistas e dominadas por carbonato (Modificado de Hoffman e Schrag, 2002).

As capas dolomíticas gradam para depósitos de água profunda compostos por

calcários ou folhelhos, os quais são sobrepostos por depósitos mais rasos de calcário ou pelito

e arenito. Dentro de algumas capas dolomíticas ocorrem estromatólitos (Bertrand-Sarfati et

al., 1997; Hoffman et al., 1998; James et al., 2001). Pontualmente há registros de ocorrência

de cimentos de precipitados marinhos macroscópicos de barita na seqüência Mackenzie

Montains e na Austrália (Kennedy, 1996; Hoffman e Schrag, 2002). Em algumas seqüências

de capa carbonática as capas dolomíticas são sobrepostas por depósitos de calcário

22

caracterizados por crostas e leques de cristais pseudomorfos de aragonita (Peryt et al., 1990;

Aitken, 1991; Grotzinger e Knoll, 1995; Kennedy, 1996; James et al., 2001). Essas estruturas

são consideradas “anômalas” uma vez que o seu registro é limitado às sucessões

Neoproterozóicas ou mais antigas (Corsetti et al., 2004). Em muitas regiões, como Austrália,

Canadá, Svalbard e Oman, a deposição posterior ao período glacial é dominada por

sedimentos terrígenos (Fig. 1.3), em outros como África e China, por exemplo, as seções são

extremamente condensadas e, conseqüentemente, algumas das fácies características do

período pós-glacial não são encontradas (Halverson et al., 2005).

1.1.3. Assinatura isotópica dos depósitos carbonáticos As seqüências de carbonatos de capa são bem conhecidas por registrarem uma

importante anomalia negativa de δ13C, cuja origem é tipicamente atribuída a processos

vínculados ao evento glacial que antecede sua deposição (Kaufman e Knoll, 1995; Kennedy,

1996; Kaufman et al., 1997; Hoffman et al., 1998; Kennedy et al., 1998). Uma extensa revisão

dos dados de δ13C para o Neoproterozóico foi efetuada por Halverson et al. (2005), onde são

apresentadas as diferenças no comportamento da curva de carbono para depósitos que

sucedem as glaciações ocorridas durante o Neoproterozóico. Em depósitos que sucedem a

glaciação Marinoan a curva de δ13C inicia com valores entre -2‰ e -4‰ e quase sempre

apresenta uma tendência ligeiramente negativa em direção ao topo dos dolomitos (Williams,

1979; Kennedy, 1996; James et al., 2001; Hoffman e Schrag, 2002). Nessas seqüências a

transição dos depósitos dolomíticos para os calcários, ao longo de uma superfície de

inundação máxima, é caracterizada por um aumento gradativo de δ13C até atingir valores em

torno de 0‰ (Hoffman et al., 2002). Em seções Sturtian a curva de carbono não apresenta a

primeira fase de diminuição dos valores de δ13C observada nas seqüências Marinoan (Higgins

e Schrag, 2003). Nas seqüências carbonáticas que sucedem o evento glacial mais antigo do

Neoproterozóico, a curva isotópica de carbono mostra uma tendência constante de aumento

nos valores de δ13C, começando em torno de -5‰ ou -3‰ passando rapidamente para valores

positivos (Fig. 1.4) em direção ao topo das seções (Kennedy et al., 1998; Hoffman e Schrag,

2002). Halverson et al. (2005) chamam a atenção para o fato de que muitas vezes não é

possível definir uma seqüência como Marinoan ou Sturtian somente com base nas curvas de

δ13C, porque o seu registro isotópico pode ser muito semelhante.

Os depósitos carbonáticos situados logo abaixo dos depósitos glaciais Marinoan, são

caracterizados por um forte declínio nos valores de δ13C, passando de valores em torno de

23

+5‰ a +9‰ para valores entre -2‰ e -7‰ (Halverson et al., 2002). Essa anomalia negativa

tem sido reconhecida em depósitos pré-Marinoanos em sucessões na Namíbia (Hoffman e

Schrag, 2002; Halverson et al., 2002), Canadá (Hoffman e Schrag, 2002; James et al., 2001) e

Austrália (Hoffman e Schrag, 2002; McKirdy et al., 2001), entre outras, e é denominada de

anomalia Trezona (Halverson et al., 2005). A curva isotópica de carbono de seqüências

relacionadas ao evento glacial Gaskiers apresenta a excursão negativa mais intensa do

Neoproterozóico (Fig. 1.4) e mesmo da história da Terra, alcançando valores de -8‰

(Noruega), -12‰ (Death Valey) e -10‰ (Omã), sendo conhecida como anomalia Shuram

(Fike et al., 2006).

Figura 1.4. Composição do registro da razão 87Sr/86Sr sobre a composição do registro de δ13C (modificado de Halverson et al., 2007).

Os isótopos de Sr em rochas carbonáticas são muito mais susceptíveis a alterações

diagenéticas que os de carbono. Portanto, vários testes são propostos para avaliar a natureza

do sinal isotópico das amostras (Mn/Sr, δ18O, 87Rb/86Sr, Rb/Sr e concentração de Sr; cf.

discussão em Jacobsen e Kaufman, 1999). Se a amostra não satisfaz os testes, então

considera-se que as razões 87Sr/86Sr estão alteradas. Dados da composição isotópica de Sr

mostram um aumento contínuo na razão 87Sr/86Sr (Fig. 1.4) ao longo do Neoproterozóico,

verificada em várias bacias em diferentes lugares do mundo (e.g., Veizer et al., 1983; Derry et

al., 1994; Asmerom et al., 1991; Kaufman et al., 1993; Jacobsen e Kaufman, 1999; Walter et

24

al., 2000). Uma curva de evolução da razão isotópica 87Sr/86Sr durante o Neoproterozóico,

calibrada em relação aos dados radiométricos e correlações de diferentes sucessões mostra um

aumento sistemático da razão 87Sr/86Sr desde valores de 0.7055 até valores de 0.7085

(Halverson et al., 2007). Nessa compilação observa-se um aumento constante, de longa

duração, interrompido por declínios na base do ‘Bitter Springs Stage’ (Halverson et al., 2005)

e antes da glaciação Sturtian. A glaciação Sturtian é limitada por valores de 87Sr/86Sr entre

0.7067 e 0.7069 e a glaciação Marinoan por valores entre 0.7071 e 0.7073. O período

Ediacarano é caracterizado por um expressivo aumento na razão 87Sr/86Sr passando de 0.7072

há ca. 635 Ma para 0.7085 há ca. 542 Ma (Kaufman et al., 1993). Os valores mais baixos de 87Sr/86Sr no Neoproterozóico coincidem com o estágio final de formação do supercontinente

Rodínia (Meert e Torsvik, 2003). A causa desse forte declínio nos valores de 87Sr/86Sr pode

ter sido um grande influxo de estrôncio com assinatura mantélica para o oceano (Veizer et al.,

1983), ou pode refletir uma diminuição nos valores médios de 87Sr/86Sr riverino ocasionado

pela erosão e intemperismo preferencial da crosta juvenil não radiogênica exposta nas

margens mais úmidas do supercontinente recém reunido (Halverson et al., 2007). Por outro

lado, o substancial aumento na razão de 87Sr/86Sr no Neoproterozóico Médio provavelmente

coincide com a fase inicial de quebra do supercontinente Rodínia, enquanto as variações de

escala menor na razão 87Sr/86Sr ocorridas são atribuídas a eventos biogeoquímicos e/ou

climáticos (Halverson et al., 2007).

1.1.4. Paleolatitude dos depósitos glaciais O registro paleomagnético do Neoproterozóico tem sido motivo de controvérsias

desde os primeiros trabalhos de Harland e Bigwood (1959) em sedimentos glaciais da

Noruega e Groenlândia. Uma compilação recente dos dados paleomagnéticos

Neoproterozóicos foi apresentada por Trindade e Macouin (2007).

Na Tabela 1.2, são listados os dez pólos paleomagnéticos obtidos diretamente de

unidade glaciais ou de capas carbonáticas, para as quais a magnetização é considerada de

origem primária. Foram selecionados apenas pólos para os quais os testes de estabilidade

atestam a natureza primária da magnetização: Os pólos escolhidos foram: Formação Elatina

(Austrália Central; Schmidt e Williams, 1995; Sohl et al., 1999), capa carbonática Walsh

(noroeste da Austrália; Li, 2000), Formação Daushantuo (Sul da China; Macouin et al.,

2004), Formação Nyborg (Báltica; Torsvick, et al., 1995), Supergrupo Huqf (Arábia; Kilner

et al., 2005), Grupo Rapitan (Laurentia; Park, 1997), Membro Squantum (Avalônia; Fang et

25

al., 1986), capa carbonática Puga (Amazônia; Trindade et al., 2003) e Formação La Tinta

(Rio de la Plata; Valencio et al., 1980). O pólo para Beiyixi (Tarim; Huang et al., 2005),

obtido em rochas vulcânicas intercaladas com os depósitos glaciais da unidade, é

regionalmente consistente após a correção de campo e por isso foi incluso na lista, apesar da

falta de um teste de estabilidade robusto. Três desses pólos possuem idades bem

determinadas; Beiyixi, Doushantuo e Squantum.

Em adição aos dez pólos listados acima, informações paleolatitudinais podem ser

também obtidas a partir de pólos de referência contemporâneos aos depósitos glaciais da

Arábia, Laurentia e Congo-São Francisco. Infelizmente, não há uma coincidência estrita entre

as idades dos pólos de referência disponíveis e dos depósitos glaciais, mas paleolatitudes

podem ser tentativamente atribuídas para o Grand Conglomérat (723 ± 5 Ma) e a base da

Formação Poccatello (709 ± 5 Ma), com base no pólos do complexo Mbozi (755 ± 25 Ma)

(Meert et al., 1995) e os diques Franklin (723 ± 25 Ma) (Buchan et al., 2000; Christie e

Fahrig, 1983), respectivamente. Faltam pólos de referência para a Laurentia entre 720 e 620,

impedindo qualquer controle paleolatitudinal para a Formação Edwardsburg e para o fim da

deposição da Formação Poccatello (~670 Ma). Também não existem pólos de referência para

a Arábia no período de deposição da unidade glacial Ghubrah (711.8 ± 1.6 Ma).

As paleolatitudes variam desde próximo ao paleo-Equador até moderadas e altas (Fig.

1.5). É importante notar que mesmo após a inclusão de pólos recentes e restringindo o banco

de dados aos pólos mais confiáveis, ainda se observa o agrupamento de dados de baixa

latitude reconhecido por Chumakov e Elston (1989) e por Evans (2000). Essa tendência é

confirmada inclusive pelos pólos com índice de qualidade mais alto (Q=5 ou maior; Tabela

1.2), que também fornecem baixas latitudes para a deposição glacial (Fig. 1.5a). Estimativas

transferidas a partir de pólos de referência para depósitos glaciais bem datados também

fornecem paleolatitudes abaixo de 15° (Fig. 1.5b). Paleolatitudes maiores que 30° são

encontradas somente em quatro unidades, chegando a alcançar até 55° no tilito Squantum. A

grande incerteza das idades para a maioria dos pólos paleomagnéticos impede qualquer

tentativa de cobrir a distribuição latitudinal dos depósitos glaciais ao longo do tempo.

Contudo, os resultados de Beiyixi (λ = 1 ± 3°) e Doushantuo (λ = 3.5 ± 4.6°) mostram que as

capas de gelo de fato alcançaram o Equador há ca. 740 Ma e ca. 635 Ma.

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ção

28

Figura 1.5. Paleolatitudes estimadas para depósitos glaciais e carbonatos de capa do Neoproterozóico. (a) Paleolatitude (λ) com barra de erro contra o índice de qualidade Q, que varia de 1 a 7 (Van der Voo, 1990). (b) Paleolatitudes contra as idades. A largura e comprimento dos retângulos indicam o erro estimado para a paleolatitude e a idade de cada pólo. As estimativas de paleolatitudes obtidas a partir dos pólos de referência (complexo de Mbozi e diques Franklin) são indicadas em (b) com as barras de erro para a latitude e a idade (modificado de Trindade e Macouin, 2007).

1.2. O Paleoambiente Neoproterozóico: Hipóteses Algumas hipóteses têm sido aventadas para explicar o registro geológico,

geocronológico e paleomagnético do Neoproterozóico. Dentre elas, as mais difundidas são:

Alta obliqüidade, Zipper-Rift, Snowball Earth e Slushball Earth.

1.2.1. Alta obliqüidade A hipótese da alta obliqüidade foi aventada por George Williams (1975, 1998, 2000).

Ela pressupõe uma alta obliqüidade orbital (>54°) para explicar as glaciações em baixas

latitudes. Com uma obliqüidade superior a 54°, as temperaturas médias anuais seriam mais

baixas em torno do equador do que nos pólos (Williams, 1975; Oglesby e Ogg, 1999; Jenkins,

2000).

Williams (1998) apresenta dados de paleomaré como argumento a favor da alta

obliqüidade da Terra durante o Neoproterozóico. Ele defende que as camadas de ritimitos de

maré da Formação Elatina (sul da Austrália) foram geradas em condições excepcionais de

oscilação do nível do mar ocasionada por uma alta obliqüidade orbital. Outro argumento

usado a favor da alta obliquidade é a contração e expansão de polígonos em cunhas de areia

periglaciais como indicativo de forte oscilação climática próximo ao nível do mar

(temperatura do ar mensal média variando de -35°C no inverno a menos de 4°C no verão;

Williams e Schmidt, 2004).

29

Simulações utilizando modelos atmosféricos de circulação global e reconstruções

paleogeográficas atualizadas para os eventos Sturtian e Marinoan (Donnadieu et al., 2002)

mostraram o papel da distribuição latitudinal dos continentes como um fator limitante para o

início e a extensão de uma glaciação em uma Terra com alta obliqüidade. Portanto, a partir

desses modelos a alta obliqüidade em si não poderia ter sido o gatilho primário para a

glaciação, em virtude da paleogeografia dos continentes naquele período. Essa inconsistência

do modelo de alta obliqüidade sugerida pelos modelos paleoclimáticos, foi reforçada pela

reconstrução da distribuição paleolatitudinal de depósitos evaporíticos para o Proterozóico

efetuada recentemente por Evans (2006) com base em dados paleomagnéticos. Nessa

reconstrução os depósitos evaporíticos apresentam uma distribuição latitudinal compatível

com um cenário de baixa obliqüidade. Além disso ele mostra que existem registros de

deposição carbonática e evaporítica em zonas subtropicais e equatoriais úmidas contrapondo-

se à idéia de alta obliqüidade.

1.2.2. Zípper-Rift Earth A origem dos depósitos glaciais do Neoproterozóico foi discutida já na década de 70

por Schermerhorn (1974). Ele reavaliou vários depósitos definidos como tilitos e chegou à

conclusão que muitos deles são na verdade depósitos de fluxo de detrito não glaciais

depositados em bacias marinhas marginais, tendo como fonte áreas costeiras soerguidas que

podem ou não estar cobertas por gelo. Além disso, Schermerhorn (1974) propõe que a

associação entre tilitos e carbonatos é produto de um cenário tectônico ativo, no qual fluxos

de massa marinho não glaciais encontram-se intercalados com olistostromas, fluxos de

detritos e turbiditos compostos por carbonato detrítico. Ele aponta nesse mesmo trabalho a

importância de soerguimentos tectônicos na geração de glaciações regionais.

Essa idéia de glaciação tectonicamente induzida foi retomada recentemente por Eyles

e Januszczak (2004) que propuseram o modelo Ziper-Rift Earth para explicar o registro

Neoproterozóico. O termo Zipper-Rift foi proposto em alusão aos rifteamentos diacrônicos de

primeira ordem resultantes da quebra do supercontinente Rodínia. Essas estruturas teriam um

forte controle sobre a ocorrência de geleiras nas ombreiras soerguidas dos rifts, além da

preservação dos sedimentos glaciais. Segundo esse modelo a associação de depósitos de

tilitos e carbonatos seria gerada durante as três fases distintas que compõem a evolução de um

rift, ou seja, fase sin-rift, fase de subsidência térmica e fase pós-rift. Nesse modelo sugere-se

que os carbonatos de capa não fazem parte dos ciclos glaciais, sob o argumento de que estes

30

depósitos estão separados dos depósitos glaciais por sedimentos carbonáticos retrabalhados ou

por hiatos temporais significativos.

1.2.3. Snowball Earth Kirschvink (1992) postulou que as condições propícias a uma glaciação global foram

estabelecidas por uma concentração incomum de massas continentais em latitudes médias a

baixas; uma situação que não é encontrada em períodos mais recentes da história da Terra.

Um dos efeitos dessa configuração paleogeográfica seria um albedo substancialmente alto nos

trópicos e subtrópicos que ocasionaria uma redução na temperatura do média do planeta.

Acredita-se também que a localização de mais continentes nos trópicos poderia aumentar a

taxa de intemperismo de silicatos levando a um resfriamento do planeta como produto da

redução da pressão de CO2 atmosférico (Marshall et al., 1988; Worsley e Kidder, 1991;

Donnadieu et al., 2004). Além disso, o transporte de calor oceânico e de calor meridional

pelas células de Hadley seria também diminuído (Hoffman e Schrag, 2002). A combinação

desses efeitos seria responsável pelo início das glaciações Neoproterozóicas no cenário

Snowball Earth (Hoffman, 1998; Hoffman e Schrag, 2002).

De acordo com a hipótese Snowball Earth, como os vulcões continuariam a emitir

CO2 enquanto os consumidores de CO2 atmosférico – intemperismo de silicatos e fotossíntese

– não estariam atuando (Kirschvink, 1992; Hoffman et al., 1998) haveria um acúmulo de CO2

na atmosfera. Mesmo que o CO2 presente no gelo precipitasse nos pólos durante o inverno,

ele seria provavelmente sublimado novamente no verão (Walker, 2001). Após alguns milhões

de anos os níveis de CO2 aumentariam muito e com isso as temperaturas na superfície do

planeta. O aumento da temperatura média na superfície faria com que a espessura do gelo dos

mares diminuísse reduzindo também o albedo planetário como o recuo das calotas polares

(Caldeira e Kasting, 1992; Kirschivink, 1992).

1.2.4. Slushball Earth A hipótese denominada Slushball Earth, que admite uma glaciação de grandes

extensões mas não global, deixando áreas grandes do oceano abertas foi proposta por Hyde et

al (2000) a partir de simulações paleoclimáticas. Essa solução climática foi repetida por

outros modelos que incorporam rotinas de acoplamento entre a atmosfera e a calota de gelo

(Baum e Crowley, 2001; Crowley et al., 2001).

31

No modelo Slushball Earth a ocorrência cíclica de camadas de diamictitos ricas em

fragmentos de rocha angulosos e camadas de diamictitos sem fragmentos é considerada

sugestiva da oscilação da cobertura de gelo dentro de um oceano semi-aberto (Condon et al.,

2002). Evidências de um ciclo hidrológico ativo durante a glaciação são também usadas para

embasar a ocorrência de áreas abertas durante os eventos glaciais (McMechan, 2000; Arnaud

e Elyes, 2002; Condon et al., 2002; Leather et al., 2002; Rieu et al., 2007). Essa hipótese

requer apenas mudanças moderadas no CO2 atmosférico para a entrada e saída das glaciações

(Crowley et al., 2001). Além disso, uma faixa equatorial de água aberta forneceria um refúgio

para vida multicelular permitindo explicar de forma mais satisfatória a explosão evolutiva

observada no Cambriano (Hyde et al., 2000, 2001; Runnegar, 2000).

Dois argumentos têm sido levantados contra a idéia de Slushball Earth: a longevidade

dos eventos glaciais e a ocorrência de capas carbonáticas. No primeiro caso, diz-se que

somente uma Terra totalmente coberta por gelo poderia gerar glaciações de longa duração.

Uma duração de pelo menos alguns milhões de anos para os períodos glaciais

Neoproterozóicos tem sido sugerida com base em reversões magnéticas nos depósitos glaciais

(Sohl et al., 1999) e também em função do conteúdo irídio de camadas pós-glaciais

(Bodiselich et al., 2005). De acordo com Hoffman e Schrag (2002), um oceano equatorial sem

gelo, com “frentes de gelo que milagrosamente se aproximam mas nunca cruzam o limiar de

instabilidade de albedo do gelo” não pode ser estável. O segundo argumento afirma que, no

modelo Slushball Earth não há explicação plausível para as capas carbonáticas. Entretanto,

recentemente uma explicação foi proposta para o fim das glaciações Neoproterozóicas dentro

de um cenário Slushball Earth. Ela resulta da identificação das diferenças entre o ciclo do

carbono no Precambriano e nos dias atuais, que se deve à proliferação de calcários

planctônicos no Fanerozóico (Ridgwell e Kennedy, 2004). Usando um modelo geoquímico

Ridgwell et al. (2003) prevêem tanto a extensão e longevidade da glaciação quanto o

sincronismo do fluxo de alcalinidade registrado nas capas carbonáticas.

32

Capítulo 2: Arcabouço Geológico 2.1. O Cráton do São Francisco

O Cráton do São Francisco é considerado uma unidade geotectônica Neoproterozóica,

moldada e individualizada em decorrência da orogenia Brasiliana (Alkimim et al., 1993). Essa

província geotectônica corresponde à porção ocidental do Cráton do Congo-São Francisco, o

qual ocupava a parte central do Gondwana Ocidental, separado em dois pela abertura do

Oceano Atlântico Sul há aproximadamente 120 Ma.

A Bacia do São Francisco cobre cerca de 300.000 km2 do Cráton do São Francisco (Fig.

2.1). Essa bacia contém uma extensiva cobertura sedimentar de rochas clásticas e carbonáticas

Neoproterozóicas (Supergrupo São Francisco), compreendendo uma unidade glacial basal

(Grupo Macaúbas/Formação Jequitaí) coberta por uma espessa sucessão carbonática (Grupo

Bambuí) (Dardenne, 1978; Karfunkel e Hoppe, 1988; Uhlein et al., 1999; Martins-Neto et al.,

2001). A unidade glacial basal compreende diamictitos, conglomerados clasto-suportados,

arenitos maciços, bem como ritimitos compostos por pelitos e siltitos depositados em

ambiente glacio-marinho (Jequitaí) e retrabalhados por fluxo gravitacional (Macaúbas). Uma

lente de conglomerado polimítico com matriz carbonática (Carrancas) depositado diretamente

sobre gnaisses Paleoproterozóicos também tem sido interpretado como de origem glacial

(Martins-Neto et al., 2001).

Antes da implantação da Bacia do São Francisco, em torno de 1,8 Ga, ocorreram

intensos fenômenos de magmatismo, migmatização e metamorfismo de médio a alto grau,

registrados no complexo do embasamento.

2.2. O Grupo Bambuí O Grupo Bambuí corresponde a uma espessa sucessão carbonática, depositada durante o

Neoproterozóico, que cobre toda a Bacia do São Francisco, assumindo grande relevância no

contexto geológico do Cráton do São Francisco. O registro dessa sedimentação carbonática

estende-se aos Estados de Minas Gerais, Goiás e Bahia, onde adota-se a denominação

Formação Salitre para os carbonatos.

33

Figura 2.1. Mapa geológico do Cráton do São Francisco com indicação das bacias Neoproterozóicas e faixas móveis que limitam o cráton (modificado de Santos et al., 2000).

A primeira referência às rochas do Grupo Bambuí data de 1879, quando Derby as

denominou de série do São Francisco, posteriormente modificada para Série do Bambuí

(Rimann, 1977). Entretanto, a primeira coluna litoestratigráfica foi proposta muitos anos

depois por Costa e Branco (1961). Nesse trabalho adotamos a coluna litoestratigráfica

proposta por Dardenne (1978), na qual o Grupo Bambuí é dividido, da base para o topo nas

seguintes unidades (Fig. 2.2): (i) Formação Sete Lagoas, composta por dolomitos, calcários e

pelitos com estromatólitos bem preservados; (ii) Formação Serra de Santa Helena, formada

por folhelhos, siltitos e secundariamente arenitos; (iii) Formação Lagoa do Jacaré composta

por siltitos, margas e calcários pretos; (iv) Formação Serra da Saudade, que inclui folhelhos

34

verdes, pelitos, siltitos e lentes de calcário; (v) Formação Três Marias, que ocupa o topo da

sucessão compreendendo siltitos e arcóseos depositados em ambientes aluvial a marinho raso.

Essas cinco unidades compõem dois ciclos de sedimentação carbonática e pelítica-psamítica.

Figura 2.2. Coluna estratigráfica do Grupo Bambuí (sensu Dardenne, 1978). O Conglomerado Carrancas foi representado na base, embora não constitua unidade formal em função de sua ocorrência restrita.

As rochas que compõem o Grupo Bambuí são afetadas por deformação fraca a

moderada como resultado da atividade tectônica ao longo das faixas móveis Brasilianas

(Brasília, Araçuaí e Rio Preto), levando alguns autores a sugerir que o referido Grupo

representa sedimentação em uma bacia de ante-país da orogenia Brasiliana (e.g., Marshak e

Alkmin, 1989). No entanto, perfis sísmicos publicados recentemente (Romeiro-Silva e Zalán,

2005) mostram que não há espessamento significativo do Grupo Bambuí de leste para oeste,

35

nem controle tectônico importante da sedimentação para suportar um modelo de bacia de

ante-país. Além disso, os perfis sísmicos indicam intenso falhamento das camadas da

seqüência Bambuí sugerindo que sua deposição ocorreu antes da Orogenia Brasiliana.

Com base na caracterização do arcabouço tectônico do Grupo Bambuí (e.g., Magalhães,

1988; Bacelar, 1989; Oliveira, 1989) são individualizados quatro grandes compartimentos

estruturais (Alkmin et al., 1989; Fig 2.3): Compartimento oeste, marcado pela influência da

Faixa Brasília; Compartimento leste, que corresponde à área de influência da Faixa Araçuaí e

dois compartimentos centrais (C1 e C2), os quais compreendem sedimentos pouco ou não

deformados.

Figura 2.3 Compartimentação estrutural da porção sul da Bacia do São Francisco (Alkmin et al., 1989).

2.3. Geocronologia Uma idade máxima de sedimentação de ca. 900 Ma para as rochas do Grupo Macaúbas

é fornecida por datações U-Pb (SHRIMP) de zircões de depósitos glaciais (Pedrosa-Soares et

al., 2000). Idades similares foram obtidas para um dique (U-Pb em zircão e badeleita) que

36

corta o Supergrupo Espinhaço mas não intrude os sedimentos glaciais (Machado et al., 1989).

Várias tentativas de datação direta das rochas do Grupo Bambuí pelos métodos Pb-Pb e U-Pb

não foram bem sucedidas. A maioria das idades varia de 550 a 500 Ma, sendo

contemporâneas ou mesmo mais jovens que o pico de atividade tectônica que afetou as rochas

carbonáticas (Babinski et al., 1999; D’Agrella-Filho, 2000). Apenas uma isócrona 207Pb -206Pb

de 686 ± 69 Ma obtida por Babinski et al. (1999) na Formação Sete Lagoas é mais velha que

600 Ma, podendo, portanto, representar a idade de deposição. A idade mínima de

sedimentação é dada pela idade de metamorfismo de ca. 630 Ma (idades U–Pb titanita e Sm–

Nd granada na faixa Brasília e idades U-Pb em zircões de granitos sin-tectônicos; Pimentel et

al., 1999).

2.4. Paleomagnetismo Dados paleomagnéticos para o Grupo Bambuí (Minas Gerais) e para a Formação Salitre

(Bahia) foram obtidos por D’Agrella-Filho et al. (2000) e Trindade et al. (2004). Nas duas

regiões estudadas as rochas apresentaram magnetização bastante estável, isolada após

desmagnetização a temperaturas elevadas, e direções coerentes ao longo de centenas de

metros das seções amostradas. Embora tenham fornecido pólos de boa qualidade (em termos

estatísticos), a magnetização característica é interpretada como remagnetização em função das

características magnéticas das rochas (histerese, testes de Lowrie-Fuller e Cisowski), da

pequena dispersão na orientação dos vetores de magnetização, sugerindo que os efeitos de

variação secular não foram eliminados mesmo ao longo de centenas de metros de

amostragem, além da coincidência entre os pólos encontrados e pólos de referência

Cambrianos. Idades Pb-Pb em torno de 550-520 Ma foram obtidas nas duas regiões indicando

que o sistema isotópico de Pb foi afetado simultaneamente. Tendo em vista a coincidência

entre as direções magnéticas, suas temperaturas de desbloqueio, as características magnéticas

das rochas e as idades Pb-Pb, aqueles autores sugeriram que um evento de circulação de

fluidos quentes reativos (brines) afetou grande parte da bacia do São Francisco nos estágios

finais da orogênese Brasiliana (ou Pampeana-Araguaia; Trindade et al., 2006). Além de afetar

o sinal magnético e isotópico este evento de circulação de fluidos pode ter desempenhado um

papel importante na concentração de metais-base, contribuindo para a gênese de diversas

mineralizações de Pb-Zn descritas no Cráton do São Francisco (Monteiro et al., 1999).

37

2.5. Localização da área de estudo Para o estudo da Formação Sete Lagoas foi escolhida a sua área-tipo, em torno da

cidade de Sete Lagoas, em Minas Gerais (Fig. 2.4). A área, situada entre as coordenadas

43°53’– 44°26’W e 19°23’– 19°43’S, engloba as cidades de Sete Lagoas, Prudente de

Moraes, Capim Branco, Matozinhos, Pedro Leopoldo, Vespasiano e Lagoa Santa. Foram

descritas em detalhe e amostradas para estudos isotópicos doze seções em pedreiras e uma

seção em corte de estrada, compreendidas ao longo de um perfil NW-SE de cerca de 80 km.

Dados paleomagnéticos e de mineralogia magnética foram obtidos em três seções: Sambra

(SA), Tatiana (TA) e Carrancas (CR). Dados geoquímicos e razões isotópicas de ferro foram

obtidos somente na Pedreira Sambra (SA).

Figura 2.4. Mapa de localização da área de estudo, com indicação das seções estudadas. LO: Lontra, SA: Sambra, PA: Paraíso, LA: Lapa, TA: Tatiana, CA: Canaã, PR: Polícia Rodoviária, MG: Mata Grande, EI: Eincal, CE: Cauê, CR: Carrancas, MM: Mineral Mix.

38

Capítulo 3: Métodos Neste capítulo são apresentados todos os procedimentos empregados e materiais

utilizados durante as diferentes etapas da pesquisa.

3.1. Análise Faciológica O estudo de fácies foi pautado em critérios propostos por Walker (1992), para

modelagem de fácies, os quais incluem:

(i) Individualização de fácies. Consiste no reconhecimento e descrição detalhada de

estruturas sedimentares, texturas, geometria e composição litológica, bem como descrição dos

processos geradores de tais características;

(ii) Associação de fácies. Agrupa fácies contemporâneas, geneticamente relacionadas, o

que imprime às associações de fácies uma conotação ambiental;

(iii) Modelo deposicional. Construídos com base nas associações de fácies, os modelos

deposicionais são uma representação sintética geral (em forma de blocos-diagramas) dos

sistemas deposicionais, onde se observa a relação entre os diferentes paleoambientes.

Seções verticais e compostas auxiliaram na indivualização das fácies. As espessuras dos

estratos foram, na maioria dos casos, medidas com auxílio de uma trena, mas em algumas

situações estimadas através de visada. Os litotipos foram caracterizados com base em

observações in situ, refinadas por observações de amostras de mão e seções delgadas,

confeccionadas a partir de espécimens obtidos durante a amostragem sistemática ao longo dos

perfis. O termo lime mudstone é usado no sentido de calcário fino, enquanto o termo

mudstone é usado no sentido de pelito. A nomenclatura utilizada para identificação das fácies

segue um sistema de códigos que consiste da primeira letra da litologia da rocha seguida da

primeira letra das estruturas sedimentares que caracterizam a fácies. Por exemplo, a fácies

calcário cristalino com estrutura hummocky é denominada Ch.

3.2. Isótopos Estáveis A amostragem para investigação das assinaturas isotópicas de carbono, oxigênio e ferro

foi efetuada com base nos perfis estratigráficos. A coleta foi realizada da base para o topo,

com um espaçamento de pelo menos 1 m entre amostras, adaptando-se essa resolução sempre

que necessário.

39

No laboratório foram selecionadas para as análises somente as porções mais

homogêneas das amostras, evitando as partes fraturadas, preenchidas por minerais e as partes

alteradas. Foram analisadas amostras frescas e sem deformação ou metamorfismo. De modo a

evitar contaminação, todas as amostras foram pulverizadas com o auxílio de gral e pistilo de

ágata, além disso as amostras heterogêneas tiveram suas partes mais bem preservadas

extraídas por brocarete.

3.2.1. Isótopos de Carbono e Oxigênio A medida da abundância isotópica de carbono e oxigênio é feita a partir da espécie

gasosa estável CO2. O mais importante aspecto na preparação de amostras para obtenção do

gás é impedir o fracionamento isotópico. Isso é alcançado monitorando o produto de cada

etapa da reação química. Uma vez que moléculas com diferentes massas isotópicas possuem

diferentes taxas de reação, procedimentos com um produto quantitativo abaixo de 100%

podem gerar um produto de reação que não tem a mesma composição isotópica do espécimen.

Além disso, a obtenção de um gás puro é necessária para eliminar interferências no

espectrômetro de massa. Contaminações podem resultar de evacuações incompletas na

preparação do sistema de vácuo ou por escape de amostra por degasagem, bem como por

reações indesejáveis na preparação da amostra. As medidas de abundância isotópica são

determinadas por espectrômetro de massa.

Para os estudos geoquímicos, diferenças relativas nas razões isotópicas são usadas para

reportar abundâncias e variações de isótopos estáveis. Os valores obtidos para as razões

isotópicas são reportados com a notação δ (valores de δ), que tem a seguinte definição:

310×⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ −≡

padrão

padrãoX

RRR

δ (3.1)

onde RX é a razão isotópica das amostras (13C/12C e 18O/16O) e Rpadrão é a razão correspondente

a um padrão internacional de referência. O valor de δ é a diferença relativa na razão isotópica

(sempre o isótopo pesado e raro versus o isótopo leve e mais abundante) entre a amostra e o

padrão, em partes por milhão ou partes por mil (‰).

Foram analisadas 232 amostras no Laboratório de Isótopos Estáveis do Centro de

Pesquisas Geocronológicas da Universidade de São Paulo (CPGeo/USP). O gás CO2 foi

extraído dos carbonatos em uma linha de extração a vácuo após reagir com ácido fosfórico

100% em temperatura ambiente durante 24 horas. O CO2 liberado foi purificado e

posteriormente analisado no espectrômetro de massa GEO 20-20, da EUROPA, com padrões

40

internacionais da Agência Internacional de Energia Atômica (International Atomic Energy

Agency - IAEA) e um padrão secundário. O erro analítico tanto para as medidas dos isótopos

de carbono quanto de oxigênio é de ± 0,1 ‰. Os resultados foram expressos na notação por

mil (‰) relativa ao padrão PDB (Pee Dee Belemnites).

3.2.2. Isótopos de Ferro Foram efetuadas seis análises de isótopos de ferro em amostras da seção Sambra

durante estágio de um ano no Laboratoire des Méchanismes et Transferts em Géologie

(LMTG/CNRS - Toulouse, França), sob a orientação do Dr. Frank Poitrasson. A metodologia

para determinação de isótopos de ferro consiste em três etapas: (i) dissolução química das

amostras; (ii) purificação do ferro por cromatografia iônica; (iii) determinação dos isótopos

pelo espectrômetro de massa tipo MC-ICP-MS (multiple collector inductively coupled plasma

mass spectrometer).

(i) Dissolução química. Após a pulverização inicial da amostra, uma alíquota de 50 mg

de amostra foi pesada sala limpa. As alíquotas pesadas foram acondicionadas em savilex de

teflon devidamente limpos para proceder a dissolução química das mesmas. A dissolução

iniciou com ataque de ácido acético (6N) durante 4 h. Em seguida o conteúdo de cada savilex

foi transferido para um tubo devidamente limpo. Esses tubos foram levados à centrífuga por

cerca de 5 minutos. As soluções centrifugadas foram acondicionadas novamente nos savilex e

levadas à placa aquecedora para evaporar. Finalizada essa primeira evaporação sucederam-se

várias etapas de adição de ácido clorídrico seguidas de evaporação. As soluções finais do

processo de dissolução estavam em meio clorídrico 6 N.

(ii) Purificação do ferro por cromatografia iônica. Para a purificação do ferro nas

amostras em solução foram utilizadas colunas de teflon termo-retrátil fabricadas utilizando o

forno do laboratório de análises físico-químicas do LMTG. As colunas foram devidamente

lavadas e descontaminadas para receber a resina de separação aniônica. Foram utilizados 5 ml

da resina aniônica (Bio-Rad AG1 X4, 200-400 mesh) para separar o ferro da matriz. Depois

de preencher as colunas com resina procedeu-se à lavagem da mesma em diferentes etapas

com ácido clorídrico nas concentrações de 0,05 N e 6 N. As amostras em solução foram

pipetadas e adicionadas às colunas para a separação. A matriz foi eluída com ácido clorídrico

6 N, enquanto o ferro permaneceu retido na resina. A alíquota contendo o ferro desprovido da

matriz foi eluída com ácido clorídrico 2 N. Essa alíquota foi evaporada e após a adição de

ácido clorídrico 0,05 N as amostras estavam prontas para as análises no MC-ICPMS. A

41

metodologia utilizada para dissolução das amostras e purificação do ferro foi adaptada de

Poitrasson et al. (2004).

(iii) Determinação dos isótopos de ferro por MC- ICP-MS. As determinações dos

isótopos de ferro foram efetuadas no Thermo-Electron Neptune MC-ICP-MS (Bremen,

Germany) do LMTG, utilizando os parâmetros propostos por Poitrasson e Freydier (2005). Os

padrões de ferro e de níquel utilizados para o ajuste das janelas coletoras (Faraday cups)

foram determinados para uma concentração de 3 ppm. Isto resultou em valores de 45 V para o 56Fe e 15 V para o 60Ni para as janelas coletoras utilizando-se resistores de 1011Ω no modo de

resolução de massa média do Neptune. A seção analítica correspondeu a pelo menos 20 h, a

qual incluiu um mínimo de 4 h de aquecimento do instrumento, prosseguindo com 6 a 9

análises de um padrão interno de hematita de composição isotópica conhecida para verificar a

performance do instrumento. A seguir, a seqüência analítica normal foi executada usando o

autoamostrador Cetac ASX-100. O padrão de hematita foi passado a cada 5 ou 6 amostras e

entre cada amostra foi analisado o material de referência internacional para isótopos de Fe, o

IRMM-14, foi analisado amostra sob as mesmas condições analíticas. Esse procedimento

permite correções para desvios associados às variações de massa resultantes da dopagem com

Ni. Entre cada amostra e o padrão, o sistema foi lavado com HCl 0,005 M. O tempo de

amostragem necessário para obter um sinal estável antes do começo de uma análise foi de

cerca de 60 s. A análise das amostras consistiu de 25 medidas de 8 s cada no modo estático,

sem saltos magnéticos. A análise normalmente consome em torno de 1 micrograma de Fe nas

condições analíticas utilizadas. Cada amostra é analisada no mínimo três vezes.

3.3. Mineralogia e Geoquímica Com base na caracterização faciológica e estratigráfica, uma amostragem detalhada foi

efetuada nas fácies ricas em cristais pseudomorfos de aragonita com o intuito de realizar

análises mineralógicas e geoquímicas (elementos maiores e terras raras). Todas as análises

foram efetuadas no LMTG (Toulouse, França), sob a orientação da Profa. Anne Nédélec.

Esses estudos compreenderam observações em microscópio eletrônico de varredura e análises

EDS (Energy Dispersive Spectra), análises por difração de Raios-X, análises em microssonda

e a determinação de elementos terras raras por análise pontual com LA-ICP-MS.

A microscopia eletrônica de varredura (MEV) é uma técnica analítica de superfície

eficiente na identificação de minerais. Uma análise qualitativa da composição dos minerais

observados é fornecida através de espectros EDS (electron dispersive spectra) que permitem

42

identificar os elementos químicos constituintes dos minerais a partir de seu peso atômico. As

observações de MEV foram efetuadas em um microscópio eletrônico de varredura Jeol JSM-

6360LV (acompanhado de um analisador EDS Noran). As observações foram realizadas em

seções delgadas cobertas por carbono.

As análises de difração de raios-X foram realizadas para caracterizar a mineralogia

principal e eventuais contribuições de minerais de argila. Foi utilizado um difratômetro

Philips X’Pert MRD. As medidas foram efetuadas com corrente de 25 mA e voltagem de 40

kV. Num primeiro conjunto de medidas foi utilizado um espectro de varredura equivalente a

celas unitárias com dimensões entre 1 Å e 60 Å. Numa segunda etapa, os espectros foram

efetuados em uma janela mais estreita, entre 2,5 Å e 3,5 Å, de modo a detalhar a assinatura

dos carbonatos e verificar a presença de eventuais impurezas na composição da calcita.

A técnica de microssonda baseia-se no espectro de raios-X emitidos por uma amostra

sob o impacto de um feixe de elétrons. Os elétrons incidentes ionizam os átomos do material

analisado e o retorno do átomo ao estado inicial é acompanhado pela emissão de um fóton de

energia com comprimento de onda característico. As análises foram efetuadas em uma

microssonda Cameca SX50, equipada com três espectrômetros tipo WDS (Wavelengh

Dispersive Spectrometer). Os resultados foram obtidos com o aparelho operando nas

seguintes condições: corrente do feixe 20 A, voltagem de aceleração de 15 V e ângulo de

saída de 40°.

As análises para a determinação de elementos terras raras e ítrio foram efetuadas

utilizando-se amostragem pontual por ablação a laser. As concentrações foram determinadas

em um espectrômetro de massa tipo ICP-MS (Inductive Coupled Plasma Mass Spectrometer).

Os dados foram obtidos por amostragem pontual com um sistema de laser femtosegundo

(LSX 200, CETAC) acoplado a um espectrômetro de massa Elan 6000 Perkin Elmer

operando em uma potência de 1100 W. O tamanho do ponto de amostragem foi regulado para

300 µm, para uma freqüência de operação ≥ 10 Hz, profundidade de amostragem entre 50 µm

e 200 µm; durante as análises foram utilizadas as seguintes vazões para os gases: gás plasma

15 l/min, gás auxiliar 2 l/min e gás transportador 1 l/min.

3.4. Geocronologia As análises de Pb foram realizadas no Centro de Pesquisas Geocronológicas da

Universidade de São Paulo (CPGeo-USP). O procedimento adotado para as análises foi

aquele descrito por Babinski et al. (1999). As amostras de carbonato foram dissolvidas por

43

lixiviação dupla usando HBr 0,6 N. As amostras foram inicialmente lavadas três vezes com

água destilada e posteriormente secas. Uma alíquota de 450 mg de amostra limpa foi

transferida para um béquer de teflon. A primeira lixiviação (L1) foi efetuada com 2 ml de HBr

0,6 N. O L1 foi descartado e o resíduo transferido para outro béquer de teflon, lavado três

vezes com água destilada e seco. Na segunda lixiviação (L2) foram adicionados 10 ml de HBr

0,6 N ao resíduo da L1 que reagiu durante aproximadamente 12 horas para completar a

reação. O Pb foi extraído do L2 por cromatografia líquida com a resina aniônica AG-1X8,

200–400 mesh, em colunas de polietileno. As colunas foram pré-lavadas com 3,0 ml de HCl 6

N e 0,3 ml de água destilada e o processo de preparação das colunas foi finalizado com 0,3 ml

de HBr 0,6 N. A amostra em solução foi adicionada à coluna a qual foi lavada com HBr 0,6

N. O Pb foi eluído com 1 ml de HCl 6 N. As razões isotópicas de Pb foram determinadas

também em resíduos de três amostras da seção Sambra. No entanto o resultado dessas análises

não foi utilizado no cálculo das isócronas. As razões isotópicas de Pb foram corrigidas para

um fator de fracionamento de massa de 0,12% amu-1 com base nas análises de Pb comum do

padrão NBS 981. Os valores dos brancos de Pb variaram entre 30-50 pg, podendo ser

considerados desprezíveis para efeito das análises. Para o cálculo das isócronas foram

assumidas incertezas de 0,071% and 0,074% (2σ), respectivamente, para as razões 206Pb/204Pb

e 207Pb/204Pb, as quais correspondem à reprodutibilidade do padrão NBS 981. Para as

amostras com erros analíticos superiores aos erros do padrão NBS 981 foram utilizados os

erros das análises. As isócronas Pb-Pb foram determinadas com o auxílio do programa Isoplot

(Ludwig, 1999) e os erros são indicados para níveis de confiança de 95%.

3.5. Paleomagnetismo 3.5.1. Coleta e orientação de amostras

A coleta de amostras para paleomagnetismo foi efetuada ao longo de três seções, onde

aflora a fácies basal da Formação Sete Lagoas, incluindo as seções Sambra, Tatiana e

Carrancas. Foram coletados cilindros de 2,54 cm (uma polegada) de diâmetro com o auxílio

de uma furadeira portátil movida à gasolina. Os cilindros foram orientados no campo com o

auxílio de bússola solar e magnética. Ao todo foram amostrados 33 sítios (níveis

estratigráficos) em Sambra, 3 sítios em Carrancas e 1 sítio em Tatiana. Em Carrancas foram

amostrados também os seixos do conglomerado para investigar a estabilidade magnética

através de um teste do conglomerado.

44

3.5.2. Preparação de amostras e medidas de desmagnetização Os cilindros coletados foram cortados e marcados no laboratório de preparação de

amostras do Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de

São Paulo (IAG-USP). Após a preparação das amostras foram efetuadas desmagnetizações

térmicas e por campos alternados (desmagnetização AF). As medidas foram efetuadas no

magnetometro Criogênico-2G e as desmagnetizações foram efetuadas no forno

paleomagnético Magnetic Measurements e no desmagnetizador AF acoplado ao

magnetômetro criogênico. Estes equipamentos estão alojados em uma sala magneticamente

blindada de modo a reduzir o efeito do campo magnético atual. Foram utilizados os seguintes

passos de desmagnetização: térmica – NRM, 100°, 150°, 200°,250°, 300°, 320°, 340°, 360°,

400°, 450°, 500°, 520°, 560°, 580°, 600° e 620°C; campos alternados – NRM, 2.5, 5, 7.5, 10,

12.5, 15, 17.5, 20, 25, 30, 40, 50, 60, 70, 80, 100, 120, 140 e 160 mT. Ao todo foram

analisados 258 espécimens.

Após as medidas foram determinadas as direções de magnetização características para

cada sítio a partir do método de componentes principais (Kirschvink, 1980). As médias das

direções para cada sítio e para a coleção de Sete Lagoas foram obtidas utilizando-se a

estatística de Fisher (Fisher, 1953).

3.5.3. Paleolatitude fornecida pelo Paleomagnetismo A reconstrução paleogeográfica de uma unidade pode ser efetuada a partir do registro

magnético primário encontrado nas rochas. Utilizando a hipótese de que o campo magnético

terrestre se comporta, em uma média temporal, como um Dipolo Geocêntrico Axial (DGA;

Irving, 1964), temos que a latitude geomagnética (λ) é igual à latitude geográfica. A partir da

inclinação do campo magnético é possível determinar a latitude (λ) através da seguinte

equação:

λtan2tan =I (3.2)

A inclinação do campo magnético I, no momento de aquisição da magnetização é dada

pela inclinação da magnetização remanente natural medida em laboratório. Dessa forma as

paleolatitudes são determinadas diretamente a partir da equação (3.2).

As coordenadas de um pólo paleomagnético P, para uma determinada localidade

amostrada S, com latitude e longitude (λS, φS), podem ser calculadas a partir das direções

paleomagnéticas (Dm, Im) usando as equações abaixo derivadas das relações mostradas na

Figura 3.1.

45

Pólo Norte

P

m

Dm

ImGree

nwich

Figura 3.1. Relações para calcular a posição (λp, φp) de um pólo paleo-magnético P em relação ao sítio amostrado S, situado nas coorde-nadas (λS, φS), a partir da direção de magnetização característica obtida no sítio (Dm, Im).

A latitude do pólo é obtida por: mssp Dpsenpsensen coscoscos λλλ += )9090( °+≤≤°− pλ (3.3)

A longitude do pólo é obtida por: pmDsenpsensen λβ cos= )9090( °≤≤°− β (3.4)

Quando ps sensenp λλ≥cos , a longitude é βφφ += sp , Quando ps sensenp λλ≤cos , a longitude é βφφ −+= 180sp (3.5)

Através destas equações qualquer direção de magnetização pode ser convertida na

posição de um pólo. Os pólos geomagnéticos virtuais são obtidos com base nas direções

médias dos sítios, onde o erro de amostragem é potencialmente eliminado pela análise de um

número significativo de amostras (N ≥ 6). O pólo paleomagnético corresponde à média dos

pólos geomagnéticos virtuais. Ele deve corresponder a uma amostragem do campo

geomagnético ao longo de pelo menos 104 anos de modo a eliminar os efeitos de variação

secular (Carlut e Courtillot, 1999).

3.5.4. Mineralogia Magnética Para caracterizar a mineralogia magnética dos carbonatos da Formação Sete Lagoas

foram efetuadas curvas de indução de magnetização, testes de Lowrie e curvas

termomagnéticas. Todos os procedimentos para determinação da mineralogia magnética

foram efetuados no laboratório de paleomagnestismo do IAG-USP.

46

As curvas de aquisição de magnetização remanente induzida (MRI) permitem estimar a

coercividade e a magnetização de saturação dos minerais ferromagnéticos. Esta técnica

consiste em induzir, em temperatura ambiente, campos progressivamente mais elevados até a

completa saturação da amostra. No laboratório utilizou-se um magnetizador tipo pulse da

Magnetic Measurements modelo MMPM10, que atinge campos máximos de 2,8 T na bobina

de 2,45 cm de diâmetro. A magnetização remanente foi medida em um magnetômetro tipo

spinner da Molspin Ltd. As curvas de indução foram construídas com campos indutores entre

10 mT e 2,8 T ao longo de 50 etapas de magnetização.

A desmagnetização térmica triaxial de MRI, teste de Lowrie (1990), constitui uma

importante técnica para caracterização de mineralogia magnética. Este método permite

estimar simultaneamente a coercividade e a temperatura de desbloqueio das fases magnéticas.

Ele consiste na indução de três magnetizações remanentes isotérmicas com campos indutores

de intensidades diferentes, em três direções ortogonais (x, y, z), os quais afetam os minerais

de coercividade forte, média e fraca. Após a indução as amostras são submetidas a uma

desmagnetização térmica progressiva.

A temperatura de Curie/Néel, característica de cada fase magnética, pode ser estimada a

partir da observação da variação da susceptibilidade magnética com a temperatura. As curvas

termomagnéticas foram obtidas com um susceptômetro Kappabridge KLY4 acoplado a um

sistema de aquecimento CS3, ambos da Agico Ltd. As análises foram efetuadas em atmosfera

de argônio de modo a minimizar alterações mineralógicas durante o aquecimento.

47

Capítulo 4: Sedimentologia e Estratigrafia Este Capítulo compreende a caracterização sedimentológica e estratigráfica da

Formação Sete Lagoas em sua área-tipo – centro de Minas Gerais, em torno da cidade de Sete

Lagoas. Ele será apresentado em duas partes, correspondendo a um artigo submetido à Revista

Brasileira de Geociências e um outro artigo a ser submetido à Sedimentary Geology.

O primeiro artigo, intitulado “A Formação Sete Lagoas em sua área-tipo: fácies,

estratigrafia e sistemas deposicionais”, tendo como autores L.C. Vieira, R.P. Almeida, R.I.F.

Trindade, A.C.R. Nogueira e L. Janikian, refere-se à faciologia, modelo deposicional e

estratigrafia de toda a Formação Sete Lagoas, bem como de seus limites inferior e superior.

Em função da importância regional desta unidade, o trabalho foi submetido em português à

Revista Brasileira de Geociências e será publicado em um volume especial sobre o Cráton do

São Francisco.

O segundo artigo, intitulado “Paleoenvironment, mineralogy and geochemistry of

Neoproterozoic aragonite crystal-fans from the Bambuí Group (Central Brazil)”, tendo como

autores L.C. Vieira, A. Nédélec, R.I.F. Trindade e R.P. Almeida, trata da faciologia,

mineralogia e geoquímica da parte basal da Formação Sete Lagoas, caracterizada pela

presença de cristais pseudomorfos de aragonita. Esses dados permitiram esboçar um modelo

deposicional para o início da sedimentação carbonática sobre o Cráton do São Francisco, logo

após os eventos glaciais. De modo mais abrangente, eles permitem discutir o processo de

formação de uma das estruturas típicas de carbonatos de capa, seu contexto paleoambiental e

o significado das assinaturas isotópicas de carbono associadas.

O primeiro artigo encontra-se reproduzido a seguir, no corpo da tese. O segundo artigo

compõe o Apêndice A.

48

A FORMAÇÃO SETE LAGOAS EM SUA ÁREA-TIPO: FÁCIES, ESTRATIGRAFIA

E SISTEMAS DEPOSICIONAIS

Lucieth Cruz Vieiraa,*, Renato Paes Almeidab, Ricardo I.F. Trindadea, Afonso C.R. Nogueirac, Liliane Janikiana

aDepartamento de Geofísica, Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas, Universidade de São Paulo.Rua do Matão 1226,Cidade Universitária São Paulo,05508-090, SP. E-mail: [email protected]; [email protected]; [email protected] bDepartamento de Geologia Sedimentar e Ambiental, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo.Rua do Lago 562, Cidade Universitária, São Paulo,05508-900, SP. E-mail: [email protected] cDepartamento de Geociências, Universidade Federal do Amazonas. Avenida Gal. Rodrigo Ramos 3000, Manaus, 69077-000, AM. E-mail. [email protected] *autora para a qual as correspondências devem ser dirigidas RESUMO

Estudos detalhados de fácies sedimentares e empilhamento estratigráfico de 12 seções em minas e corte de estrada, ao longo de um perfil de 80,5 km, conduziram ao reconhecimento de 11 fácies sedimentares da Formação Sete Lagoas, 2 fácies do Conglomerado Carrancas e 3 fácies na porção basal da Formação Serra de Santa Helena. Essas fácies compõem 9 associações de fácies, as quais correspondem ao registro de 3 seqüências deposicionais. As seqüências estratigráficas descritas são caracterizadas por tratos de sistema transgressivo e mar alto, com preservação secundária de um trato de sistema de mar baixo. Duas das três seqüências reconhecidas estão associadas à sucessão carbonática da Formação Sete Lagoas, enquanto a última seqüência, sobreposta aos carbonatos, corresponde ao registro siliciclástico da Formação Serra de Santa Helena. A distribuição estratigráfica das associações de fácies revela uma transição de ambientes de águas rasas a Oeste da área estudada para ambientes de águas mais profundas em direção a Leste. Um modelo de rampa carbonática, mostrando os diferentes estágios de evolução das seqüências, é apresentado como proposta de interpretação para os dados faciológicos e estratigráficos obtidos para os depósitos da Formação Sete Lagoas na região homônima e proximidades. Palavras-chave: Formação Sete Lagoas, análise de fácies, estratigrafia, Neoproterozóico ABSTRACT- THE SETE LAGOAS FORMATION AT THE TYPE AREA: FACIES, STRATIGRAPHY AND DEPOSITIONAL SISTEMS

Detailed facies analysis and stratigrafic measurement, description and interpretation of 12 quarry and road-cut sections across a 80.5 km long transect lead to recognition of 11 sedimentary facies of the Sete Lagoas Formation, 2 facies of Carrancas Conglomerado and 3 facies at the base of the Santa Helena Formation. Such facies are comprised into 9 facies associations regarding 3 depositional sequences. The described stratigraphic sequences are characterized by transgressive and higstand systems tracts, with minor preservation of one lowstand system tract, being the first two correlated with the carbonatic Sete Lagoas Formation and the last to the overlying siliciclastic Serra de Santa Helena Formation. The stratigraphic distribution of facies associations reveals an evolution from a CaCO3 oversaturated carbonate ramp to a storm dominated ramp that progressively becomes distally steepened, and finely a clastic-dominated margin in the last sequence. The geographic distribution of facies associations reveals a transition from shallow water environments in the West to deeper water environments towards the East of the studied area. keywords: Sete Lagoas Formation, facies analysis, stratigraphy, Neoproterozoic

49

INTRODUÇÃO

O fim do Pré-Cambriano foi marcado por eventos glaciais rapidamente sucedidos por

uma ampla sedimentação de carbonatos (capas carbonáticas), caracterizando severas

mudanças climáticas que provavelmente tiveram importante papel para a explosão de vida do

Cambriano (Hoffman and Schrag, 2002). Dados paleomagnéticos de rochas glaciais do

Neoproterozóico mostram que as calotas de gelo alcançaram latitudes equatoriais naquele

período geológico, o que implica que estas glaciações foram as mais extremas na história da

Terra (Evans, 2000). Os depósitos glaciais deste período apresentam ampla distribuição

geográfica, estando presentes em todos os continentes, e compreendem tanto depósitos

continentais quanto marinhos. Eles apresentam por vezes intercalações de formações

ferríferas bandadas, atestando a permanência do oceano em estado anóxico por um tempo

significativo. As capas carbonáticas nos dão uma indicação das mudanças ambientais

ocorridas após as glaciações neoproterozóicas. Elas formam seqüências transgressivas

associadas à subida do nível do mar pós-glacial, e a maioria delas compreende uma unidade

dolomítica basal com valores negativos de isótopo de carbono coberta por calcários

(Kennedy, 1996). Estruturas sedimentares anômalas são normalmente encontradas nos

primeiros metros da seqüência de capa carbonática, incluindo tubos verticais, laminação

estromatolítica e megaripples associadas com depósitos de plataforma rasa, bem como

precipitados de água profunda, representados por crostas e leques de cristais pseudomorfos de

aragonita (e.g., Peryt et al. 1990; Kennedy, 1996; Kennedy et al. 2001; Hoffman and Schrag,

2002; James et al. 2001; Sumner, 2002; Allen & Hoffman, 2005). Descrições completas de

capas carbonáticas incluindo estratigrafia, sedimentologia e isótopos, foram feitas

recentemente para a Austrália, Namíbia, Noroeste do Canadá, Sul da China, Svalbard e

Amazônia (Narbonne & Aitken, 1995; Kennedy, 1996; Hoffman et al. 1998; James et al.

2001; Jiang et al. 2004; Halverson et al. 2004; Nogueira et al. 2003; Alvarenga et al., 2004).

Na porção central do Brasil, carbonatos do Grupo Bambuí têm sido reportados

capeando rochas glaciais dos Grupos Macaúbas e Jequitaí (Costa & Branco, 1961; Dardene,

1978). Embora um número considerável de estudos isotópicos tenha sido efetuado nessas

unidades até então (Peryt et al. 1990; Misi & Veizer, 1998; Babinski et al. 1999; Santos et al.

2000; Alvarenga et al. 2004), ainda faltam análises detalhadas de fácies e empilhamento

estratigráfico. A fim de contribuir para o preenchimento dessa lacuna, são apresentados aqui

dados de análises de fácies e estratigráfica de detalhe, referentes à unidade basal do Grupo

Bambuí (Formação Sete Lagoas). Foram estudadas 16 seções localizadas na área clássica da

50

referida unidade, em torno das cidades de Sete Lagoas e Vespasiano, na porção centro-sul do

Estado de Minas Gerais (Fig. 1a). Esses resultados fornecem informações sobre as mudanças

nos ambientes deposicionais, ocorridas após as glaciações Neoproterozóicas, na porção sul do

Cráton São Francisco.

Figura 1 – a) MaLO – Lontra, SAposto da PolíciaLitoestratigrafia

ARCABOUÇO GEOLÓGICO

A Bacia de São Francisco cobre mais de 300. 000 km2 do Cráton São Francisco. Essa

bacia contém

pa geológico com a localização das seções estudadas: CR – Carrancas, CA – mina Canaã, – mina Sambra, PA – mina Paraíso; TA – mina Tatiana, MG – Mina Mata Grande, PR – Rodoviária, EI – mina Eincal, CE – mina Cauê, MM – mina Mineral Mix; b)

do Grupo Bambuí baseada em Dardene (1978).

uma extensa cobertura sedimentar de rochas clásticas e carbonáticas

neoproterozóicas (Supergrupo São Francisco), compreendendo uma unidade glacial basal

(Conglomerado Carrancas/Grupo Macaúbas/Formação Jequitaí) coberta por uma espessa

sucessão carbonática (Grupo Bambuí) (Dardenne, 1978; Karfunkel & Hoppe, 1988; Uhlein et

al. 1999; Martins-Neto et al. 2001). A unidade glacial basal compreende diamictitos,

conglomerados clasto-suportados, arenitos maciços e ritimitos de pelitos-siltitos depositados

em ambiente glacio-marinho (Jequitaí) e retrabalhados por fluxo gravitacional (Macaúbas).

Uma lente de conglomerado polimítico com matriz carbonática (Carrancas) depositado

diretamente sobre gnaisses paleoproterozóicos também tem sido interpretada como de origem

glacial (Martins-Neto et al. 2001). O Grupo Bambuí é dividido em cinco unidades (Fig. 1b):

(i) Formação Sete Lagoas composta de dolomitos, calcários e pelitos com estromatólitos bem

preservados; (ii) Formação Serra de Santa Helena, formada por folhelhos, siltitos e

51

secundariamente arenitos; (iii) Formação Lagoa do Jacaré composta de siltitos, margas e

calcário preto; (iv) Formação Serra da Saudade que inclui folhelhos verdes, siltitos e lentes de

calcário; e (v) Formação Três Marias, que ocupa o topo da sucessão e compreende siltitos e

arcóseos depositados em ambientes aluvial a marinho-raso.

O Grupo Bambuí é afetado por deformação fraca a moderada como resultado da

ativid

dade máxima de sedimentação de ca. 900Ma para as rochas do Grupo Macaúbas é

forne

ade tectônica ao longo das faixas de dobramentos Brasilianas (Brasília, Araçuaí e Rio

Preto), levando alguns autores a sugerir que o Grupo Bambuí representa sedimentação em

uma bacia do tipo foreland da orogenia Brasiliana (e.g. Marshak & Alkmin, 1989). Perfis

sísmicos publicados recentemente (Romeiro-Silva & Zalán, 2005) mostram que não há

espessamento significativo do Grupo Bambuí de leste para oeste e nem mudanças claras de

fácies que possam suportar um modelo de bacia do tipo foreland. Além disso, os perfis

sísmicos indicam que a seqüência Bambuí foi realmente depositada antes da Orogenia

Brasiliana.

Uma i

cida por datações U-Pb (SHRIMP) de zircões de depósitos glaciais (Pedrosa-Soares et

al. 2000). Idades similares foram obtidas para um dique (U-Pb em zircão e badeleyta) que

corta o Supergrupo Espinhaço, mas não intrude os sedimentos glaciais (Machado et al. 1989).

Várias tentativas de datação direta das rochas do Grupo Bambuí pelos métodos Pb-Pb e U-Pb

não têm obtido sucesso. A maioria das idades varia de 550 a 500 Ma, sendo contemporâneas

ou mesmo mais jovens que o pico de atividade tectônica que afetou as rochas carbonáticas

(Babinski et al. 1999; D’Agrella-Filho 2000). Apenas duas isócronas 207Pb-206Pb, obtidas da

Formação Sete Lagoas, são mais velhas que 600 Ma, podendo representar a idade de

deposição. Uma idade de 686 ±69 Ma foi obtida por Babinski et al. (1999) e fornece uma

idade deposicional mínima para os carbonatos. Outro dado de 740 ±22 Ma foi recentemente

obtido por Babinski et al. (2003) em uma seqüência carbonática bem preservada da parte sul

da bacia (seção SA, Fig. 1a). O último dado é a melhor idade direta para delimitação da

deposição dessas rochas. Essa idade está próximo às idades classicamente atribuídas ao

intervalo glacial Sturtiano (Evans, 2000) e é interpretada como a idade de deposição dessas

rochas. A idade mínima de sedimentação é delimitada pela idade de metamorfismo de ca. 630

Ma (idades U–Pb em titanita e Sm–Nd em granada na Faixa Brasília, obtidas por Pimentel et

al. 1999). Isso impede a correlação da Formação Sete Lagoas com sucessões neoproterozóicas

pós-glaciais mais jovens.

52

FÁCIES, ASSOCIAÇÕES DE FÁCIES E AMBIENTES DEPOSICIONAIS

Este trabalho é baseado em descrições e medições estratigráficas detalhadas de seções

de 12 minas e 1 corte de estrada compreendendo 80,5 km ao longo de um perfil WNW-ENE,

entre as cidades de Sete Lagoas e Vespasiano. As descrições de fácies sedimentares e

associações de fácies foram usadas para interpretar ambientes deposicionais e seus padrões de

empilhamento, levando à caracterização de tratos de sistemas deposicionais e interpretação do

arcabouço de seqüências estratigráficas. A maioria das seções mostra apenas deformação

fraca e as relações estratigráficas entre as fácies não foram obliteradas por tectonismo. As

camadas mais deformadas exibem finas bandas miloníticas associadas com o trend

preferencial E das lineações de estiramento. Critérios cinemáticos, tais como mica-fish e

relações de S-C, indicam transporte de leste para oeste.

Foram definidas 16 fácies com base em características texturais, composicionais e

estruturas sedimentares (Tabela 1). Deve ser enfatizado, contudo, que para algumas fácies as

texturas primárias foram obliteradas por neomorfismo e/ou dolomitização. De fato, calcários

de granulação fina mostram uma textura microespática, a qual é interpretada como sendo

originalmente micrítica. Por outro lado, calcário cristalino é interpretado como originalmente

de granulação grossa, consideração reforçada pela presença esparsa de grãos terrígenos e

fábrica peloidal fantasma (phantom peloidal fabric) nessas rochas. As diferentes fácies foram

agrupadas em nove associações de fácies (AF), de acordo com seu significado paleoambiental

dentro da Formação Sete Lagoas (Fig. 2), Conglomerado Carrancas e parte basal da Formação

Serra de Santa Helena em contato com os carbonatos da Formação Sete Lagoas. As

associações de fácies incluem: canais fluviais incisos (AF1), rampa carbonática

supersaturada em CaCO3 (AF2); rampa carbonática média dominada por tempestade (AF3);

rampa carbonática interna dominada por maré (AF4); rampa carbonática externa mista

carbonato-siliciclástica (AF5); rampa carbonática interna estromatolítica influenciada por

onda (AF6); rampa carbonática externa inclinada (AF7); offshore de plataforma

siliciclástica (AF8) e shoreface prodelta – frente deltaica (AF9).

53

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55

Figura 2 – Seções LO, SA, PA e TA. Associações de fácies e correlações.

56

Canais fluviais incisos no embasamento (AF1)

A sucessão mais inferior da área estudada compreende rocha carbonática com

fragmentos siliciclásticos de granulação grossa, os quais consistem de seixos arredondados de

carbonato, granito e quartzo, flutuando em uma matriz cuja composição varia entre micrito e

microesparito com esparsos grãos de tamanho areia de quartzo, plagioclásio, biotita e

litoclastos graníticos (Fig. 3a). Ao microscópio as partículas siliciclásticas mostram

dissolução e substituição por carbonato micrítico, incluindo microvenulações, com a mesma

composição da matriz, cortando os clastos, sugerindo uma origem secundária para o

carbonato. Desconsiderando a substituição por carbonato, essas rochas são conglomerados

polimíticos com gradação normal intercalados com lentes de arenitos seixosos com laminação

paralela incipiente. Essa associação corresponde ao Conglomerado Carrancas, que ocorre sob

carbonatos da Formação Sete Lagoas, em canais isolados incisos no embasamento

paleoproterozóico.

Essa unidade compreende ciclos granodecrescentes ascendentes possivelmente de

origem aluvial costeira. Não existem evidências claras de influência glacial nestes depósitos.

Unidades glaciogênicas ou glacialmente influenciadas são reconhecidas abaixo do Grupo

Bambuí em outras regiões do Cráton São Francisco, incluindo a Formação Jequitaí (Uhlein et

al. 1999; Martins-Neto et al. 2001) e as sucessões inferiores do Grupo Macaúbas (Karfunkel

& Hoppe, 1988; Uhlein et al. 1999), mas essas unidades são provavelmente equivalentes à

discordância basal do Grupo Bambuí na área estudada e não podem ser correlacionadas a esta

AF1.

Rampa supersaturada em CaCO3 (AF2)

Acima do Conglomerado Carrancas e sobrepondo o embasamento do Cráton São

Francisco em recobrimento em onlap, uma importante transgressão é registrada por deposição

de carbonatos a partir de águas supersaturadas em CaCO3.

Depósitos de rampa carbonática com indícios de supersaturação em CaCO3 são

encontrados nas seções CR, SA, TA e MG, o que implica em extensão lateral de escala

regional (Fig. 2). Estes depósitos formam camadas tabulares em sucessões de até 30 m de

espessura, organizadas em ciclos de escala centimétrica de calcilutito (Mp fácies) e leques de

cristais de calcita (Mc fácies), sendo estes interpretados como pseudomorfos de aragonita

(Fig. 3c). Abundância de leques de cristais constitui a feição mais marcante da sucessão de

carbonatos Sete Lagoas. Os cristais pseudomorfos de aragonita são pretos a cinza escuro.

Estes cristais possuem morfologia acicular com terminações retilíneas, formando leques, com

57

até 15 cm de altura, que nucleiam a partir da base e adquirem forma radial em direção ao topo

da camada, lateralmente conectados a crostas milimétricas de cimento (Fig. 3c). As camadas

de cristais são cobertas por calcilutito cinza claro ou vermelho com laminação plano paralela

ou ondulada, que acompanham a superfície irregular do topo dos cristais subjacentes,

formando níveis freqüentemente truncados por estilólitos. A morfologia dos leques e o fato de

que na maioria dos lugares as camadas de micrito superpõem os leques de cristais em onlap,

indicam que essas feições são primárias e não um registro diagenético. Em alguns lugares,

entretanto, cunhas de sobrecrescimento dos cristais intersectam a camada superior de

pseudomorfos de aragonita, truncando a laminação dos níveis de calcilutito superiores. Esses

sobrecrescimentos são interpretados como uma modificação diagenética, evidenciados por sua

cor branca ou vermelha em afloramento (seta na Fig. 3d). Ocasionalmente, feições

deformacionais são observadas nas camadas de cristais, compreendendo falhas

sinsedimentares que deslocam as camadas de calcilutito/cementstone por alguns centímetros

(seta na Fig. 3b), além de inclinação dos tufos de cristais para oeste. O decréscimo na

freqüência dos leques de cristais em direção ao topo tanto na seção SA quanto na TA, é

acompanhado pela substituição de micrito da fácies Mp por calcários cristalinos terrígenos

com laminação quase planar a cruzada cavalgante truncada por onda da fácies Cc.

A distribuição da AF2 por centenas de quilômetros quadrados na área estudada sugere

um ambiente de rampa sem grande atividade de correntes fortes no estágio inicial da sucessão

Sete Lagoas. Essa interpretação é reforçada pela ocorrência dos leques de cristais preservados.

De fato, esses leques estão concentrados em camadas sem evidências de ação de ondas de

tempo bom ou de tempestade, corroborando a idéia de um ambiente abaixo do limite de onda

e tempestade ou em zona protegida (laguna ou plataforma barrada). O crescimento de cristais

de aragonita no fundo oceânico tem sido atribuído a ambientes de plataforma profunda

associados à supersaturação em CaCO3 no oceano (e.g. James et al. 2001; Sumner 2002). Os

ciclos periódicos de precipitação de calcilutito/cementstone podem implicar em recorrência de

eventos de supersaturação. A diminuição dos leques de cristais em direção ao topo das seções,

acompanhada pelo aumento de estruturas de onda sugere uma progressiva mudança de

ambiente de águas profundas supersaturadas em CaCO3 para ambientes mais energéticos,

moderadamente profundos, que caracterizam a transição para a AF3.

58

Figura 3 – Feições das associações de fácies 1 e 2. (A) conglomerado polimítico com seixos arredondados a angulares de quartzito, gnaisse e carbonato. Em B e C a tampa de caneta mede 4 cm de comprimento, em D a caderneta mede 18 cm de comprimento. (B) ciclos de escala centimétrica com intercalações de calcilutito e leques de cristais de calcita (pseudomorfos de aragonita) deslocados por falha sinsedimentar (seta). (C) cristais pseudomorfos de aragonita cinza-escuro com morfologia acicular e terminações retilíneas. Note a laminação ondulada nas camadas de micrito acima dos leques de cristais. (D) sobrecrescimento diagenético branco dos cristais (seta).

Rampa média dominada por tempestade (AF3)

A rampa média dominada por ondas de tempestade compreende duas fácies compostas

por calcário cristalino com estratificação cruzada hummocky (Ch) e acamamento de

megamarca ondulada (Cm).

As fácies Ch e Cm são mais bem expostas nos 20 m inferiores da seção PA (Fig. 2).

Essas fácies correspondem a um conjunto de camadas onduladas de calcário cristalino cinza e

vermelho com recobrimento de argila (Fig. 4a). Estratificação cruzada hummocky

(comprimento de até 1,5 m) é observada, associada a laminações do tipo pinch and swell,

quase-planar, plano-paralela e subordinadamente estratificação cruzada swaley. Vistos em

planta, os domos da estratificação cruzada hummocky apresentam marcas onduladas com

padrão de interferência (Fig. 4b). Esses depósitos gradam lateralmente para a fácies Cm, a

qual exibe acamamento de megamarca ondulada com estratificação cruzada de baixo ângulo

59

separada por recobrimento de argila. As camadas são caracterizadas por base planar a erosiva,

com freqüente ocorrência de marcas de calha. A associação de fácies AF3 sobrepõe os

depósitos de água profunda da AF2. Além de suceder os depósitos da AF2, observa-se uma

recorrência das fácies que compõem a AF3 sobrepondo a AF5.

Figura 4 – Feições distintivas das associações de fácies 3, 4 e 5. (A) camadas onduladas com truncamento de baixo ângulo de calcário cristalino cinza e vermelho separadas por recobrimento de argila. (B) marcas onduladas com padrão de interferência, as quais ocorrem sobre o domo da hummocky. (C) laminação cruzada cavalgante contornada por recobrimento de argila. (D) recobrimento de argila separando lâminas finas e espessas de calcário formando pares de argila no ritimito de maré. E) laminação plano-paralela erodida por marca de calha de escala centimétrica. Em A e B o martelo mede 35 cm de comprimento; em C, D e E a tampa de caneta mede 4 cm de comprimento.

60

Figura5 – Seções CA, PR, MG e EI. Associações de fácies e correlações.

61

A granulação grossa dos depósitos e a presença constante de grãos terrígenos (até 10%)

associada com vários tipos de estruturas (planar, hummocky e swaley) sugerem fácies

carbonáticas de alta energia. A presença de estratificação cruzada hummocky e estruturas de

onda associadas indicam fluxo combinado relacionado à tempestade (Cheel & Leckie, 1993).

Os níveis de partição por lama sugerem deposição em shoreface inferior. As formas de leito

de grande escala com morfologia preservada e base escavada (marcas de calha) indicam

migração periódica de megamarcas onduladas ou barras sob ação de corrente com alternância

de suspensão e eventos esporádicos de tempestade.

Rampa interna dominada por maré (AF4)

A rampa interna com domínio de maré é composta por três fácies compostas por

calcário cristalino com laminações quase-planar e cruzada cavalgante supercrítica (Lc – Fig.

4c), laminação plano-paralela (Lp – Fig. 4e) ou formando ritimito com pelito (Rh – Fig. 4d).

A fácies Rh é caracterizada por acamamento heterolítico de ritimito de calcário

cristalino vermelho com pelito. Essa fácies é observada exclusivamente na seção PA,

distribuída em camadas tabulares de até 40 cm de espessura, cuja extensão lateral supera uma

centena de metros. As principais estruturas identificadas foram wavy-flaser, pares de argila e

marcas onduladas assimétricas. O acamamento plano é caracterizado por forte regularidade de

recobrimento de argila separando delgadas e espessas lâminas de calcário, interpretados como

pares de argila (Fig. 4d). A fácies Rh alterna ou é intercalada com calcários cristalinos com

estratificação plano-paralela (fácies Cp), algumas vezes preenchendo canais. Os canais

apresentam dezenas de metros de largura e menos que cinco metros de profundidade, são

assimétricos com base plana-erosiva delineada por recobrimento de argila, e alguns deles

apresentam flanco preservado. O preenchimento é concordante com o fundo e com os flancos,

com atenuação grafual dos mergulhos em direção ao topo. Localmente, marcas de calha

erodem a laminação plana (Fig. 4e). Sobrepondo as fácies Rh e Cp ocorre a fácies Cc,

caracterizada por camadas de calcário com laminação cruzada cavalgante (com até 20 cm de

espessura – Fig. 4c) intercaladas com níveis de calcário com laminação quase-planar.

A presença de camadas heterolíticas indica alternância entre tração e suspensão

controlada por correntes de maré. O arranjo regular das camadas de ritimito é interpretado

como conseqüência da alternância entre águas calmas e correntes, provavelmente relacionadas

com ciclos diários de maré cheia e maré vazante, sendo as camadas espessas separadas por

níveis de pelito correspondentes aos ciclos de maré mais alta. Esses depósitos são

interpretados como registro de deposição de intermaré em rampa interna. Canais migratórios

62

preenchidos por calcários de baixio com laminação plano-paralela, foram incisados

provavelmente na zona de submaré. Algumas camadas pouco espessas com leques de cristais

foram encontradas associadas a esses depósitos de intermaré, interpretados como eventos de

supersaturação em uma baía restrita.

Rampa externa mista carbonato-siliciclástica (AF5)

Os depósitos de rampa externa da AF5 compreendem ritimitos de calcilutito cinza-pelito

(Rmp). A fácies Rmp é formada pela alternância entre carbonato e pelito, alcançando mais de

20 m de espessura (Fig. 5 e 6a,b). As camadas individuais variam de 2 a 15 cm de espessura.

Esses depósitos registram uma segunda fase de deposição em água profunda, com abundância

de siliciclásticos finos depositados abaixo da base onda-tempestade. Além disso, a falta de

estruturas de onda e a presença de calcários cristalinos laminados (originalmente calcilutito)

rico em matéria orgânica corroboram uma transgressão, a qual contrasta fortemente com a

primeira transgressão registrada na sucessão Sete Lagoas pela falta de evidências de

supersaturação e pela maior espessura das camadas.

Rampa interna estromatolítica influenciada por onda (AF6)

Os ritimitos da AF5 gradam lateralmente para a espessa sucessão de depósitos de rampa

interna da AF6, os quais compreendem calcários cristalinos pretos com estruturas de onda

(Ccp) e biolitito (Mb). Está é a associação de fácies mais expressiva na área de estudo,

alcançando mais de uma centena de metros de espessura em algumas sessões, principalmente

no setor sudeste da área de estudo (Fig. 5).

A fácies Ccp é caracterizada por laminação truncada por onda (comprimento de onda de

até 60 cm e 5 cm de altura) com laminação interna ondulada formando estruturas do tipo

pinch and swell. As camadas individuais, com até 15 cm de espessura, apresentam marcas de

calha de pequena escala na base. Acamamento convoluto ocorre localmente. A fácies Mb foi

observada apenas na seção PR (Fig. 5) e corresponde a estromatólitos colunares cinza escuros

a pretos, raramente ramificados (Fig. 6c). As colunas individuais medem até 40 cm e podem

ter até 10 cm de diâmetro com laminação interna convexa. Em seção transversal, as colunas

expõem uma morfologia poligonal; os espaços intercolunares foram preenchidos por

calcilutito preto ou localmente brechas carbonáticas. A ocorrência constante de laminações

truncadas por onda e planares sugere ação de onda (e.g. Harms et al., 1982), provavelmente

induzida por tempestades na zona de shoreface. Processos de liquefação são atribuídos ao

impacto de ondas em sedimentos inconsolidados. A colonização de esteiras microbianas em

63

zonas de baixa energia com deposição de lama carbonática está relacionada à ambiente raso

de submaré ou laguna. Localmente, o colapso das construções estromatolíticas gerou brechas

intraformacionais preenchendo depressões intercolunares. Essa associação de fácies ocorre no

topo do segundo ciclo progradacional.

Figura 6 – Feições características das associações de fácies 5, 6 e 7. (A) Contato (linha pontilhada) entre o ritimito de calcilutito-pelito da AF5 com o calcário cristalino preto da AF6 na seção CA. (B) ritimito de calcilutito-pelito da AF5 na seção MG. (C) estromatólitos colunares (S) vistos em planta (os círculos pontilhados delimitam duas colunas). (D) e (E) calcário cristalino preto com laminação convoluta. Em A e B a pessoa mede 1,55 m de altura, em C a capa de lente mede 6 cm de diâmetro, em E a tampa de caneta mede 4 cm de comprimento.

64

Offshore de plataforma siliciclática (AF8)

Na área de estudo, a sucessão carbonática correspondente à Formação Sete Lagoas, é

coberta por depósitos siliciclásticos da Formação Serra de Santa Helena. Considerando que

esta unidade não é objeto de estudo deste trabalho, são descritas apenas as fácies em contato

com os depósitos da Formação Sete Lagoas, com o objetivo de contextualizar a transição

estratigráfica de uma unidade para a outra. Dentro desse escopo foram identificadas duas

associações de fácies AF8 e AF9.

Uma espessa sucessão de siltitos e margas constitui a AF8 e registra a principal

mudança ambiental entre as formações Sete Lagoas e Serra de Santa Helena. Os siltitos

ocorrem em camadas de até 1 m de espessura, maciços ou com laminação plano-paralela.

Delgados níveis de marga (até 35 cm de espessura) ocorrem intercalados às camadas de siltito

na base da sucessão, desaparecendo após os quatro metros iniciais do registro de

sedimentação da Formação Santa Helena. A formação desses depósitos de granulação fina

deu-se por suspensão em águas profundas abaixo do nível de base onda-tempestade,

possivelmente a partir de um sistema deltaico.

Prodelta – frente deltaica (AF9)

Em uma seção mais proximal, uma sucessão dominada pela FA8 é coberta por camadas

de arenito fino maciço, de até 2 m de espessura, intercalados com camadas de siltitos maciços

ou laminados de escala métrica. Os arenitos maciços são interpretados como depósitos

correntes de turbidez, possivelmente em um contexto de retrabalhamento de depósitos de

frente deltaica para águas mais profundas. Assim, a passagem transicional da AF8 para AF9 é

interpretada aqui como o resultado progradação, com a sobreposição de depósitos de arenosos

provindos de uma frente deltaica sobre os depósitos plataformais mais distais.

MODELO DEPOSICIONAL E EVOLUÇÃO DA RAMPA CARBONÁTICA SETE

LAGOAS

Na porção sul do Cráton São Francisco, a Formação Sete Lagoas alcança mais de 200 m

de espessura, compreendendo dois ciclos de caráter retrogradacional-progradacional que

registram a interação entre as taxas de subsidência, oscilação eustática e deposição de

carbonatos em uma rampa. Admite-se que o modelo de rampa carbonática é o que melhor

representaria as associações de fácies caracterizadas e sua paleogeografia. A figura 7

apresenta reconstituições paleogeográficas derivadas desse modelo, em três diferentes

estágios de evolução da rampa carbonática. O reconhecimento de superfícies com significado

65

cronológico e as variações nos padrões de empilhamento das associações de fácies levaram ao

reconhecimento de tratos de sistemas deposicionais e serviram de base para a correlação das

vinte seções estratigráficas medidas. Foram definidas três seqüências deposicionais na área de

estudo, das quais duas correspondem as sucessões Carrancas-Sete Lagoas e uma à Formação

Serra de Santa Helena.

Figura 7 – Blocos-diagrama esquemáticos mostrando o modelo deposicional de rampa carbonática proposto para a Formação Sete Lagoas.

66

Em linhas gerais, as interpretações paleoambientais revelam um cenário de rampa rasa à

profunda com depocentro na margem sudeste do Cráton São Francisco, como é indicado pelo

aumento na espessura de depósitos de água profunda acompanhado de adelgaçamento dos

depósitos de água rasa (Fig. 8). A ocorrência de depósitos influenciados por tempestade e

maré sugere uma conexão com o oceano, e a presença de espessa sucessão de águas rasas

sugere uma bacia fortemente subsidente.

Seqüência 1

A ocorrência isolada da AF1 diretamente acima da discordância basal com os gnaisses

paleoproterozóicos registra deposição dentro de canais de escala métrica incisados antes da

primeira transgressão importante. A composição dos clastos do conglomerado indica como

fontes o embasamento e erosão de sucessões carbonáticas previamente depositadas, sugerindo

um episódio de queda do nível de base e exposição subaérea (limite de seqüências 1 – LS1).

Portanto, o preenchimento das esparsas depressões acima do limite de seqüências 1 por

material de granulação grossa é interpretado como uma pequena parte restante do registro do

primeiro trato de sistema de mar baixo (TSMB1), depositado durante taxas lentas de subida

do nível do mar.

Uma abrupta mudança das fácies de granulação grossa da AF1 para uma sucessão

dominada por fácies compostas por calcilutito e leques de cristais de calcita da AF2,

atribuídas a deposição em águas supersaturadas em CaCO3, marca uma pronunciada

transgressão sobre o Cráton São Francisco, delimitando a superfície transgressiva (ST1) e o

início do primeiro trato de sistema transgressivo (TST1). As águas supersaturadas em CaCO3

possibilitaram a periódica nucleação de precipitados no assoalho marinho, incluindo leques de

cristais e crostas, cobertos por calcilutito. Regionalmente, a ST1 está amalgamada com o LS1

de tal forma que em duas das seções medidas a ST1 repousa diretamente sobre o

embasamento paleoproterozóico. Diminuição no tamanho dos cristais acompanhada por

aparecimento de calcários com estruturas de onda (originalmente formados por fragmentos na

fração areia), marcam o início de um ciclo progradacional, delimitando a superfície de

inundação máxima (SIM1) desta seqüência deposicional. Este ciclo de progradação,

caracterizado como um trato de sistemas de mar alto (TSMA1), é marcado por predomínio de

depósitos influenciados por ondas de tempestade (AF3), com passagem local para as fácies de

ritimitos de maré da AF4, sugerindo progradação de ambientes de rampa interna restrita sobre

a rampa média.

67

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68

Seqüência 2

A sucessão de águas rasas do TSMA1 é abruptamente interrompida por uma superfície

de relevo irregular recoberta pelos depósitos de água profunda da AF5, sugerindo interrupção

na sedimentação e início de um novo ciclo deposicional. Desta forma, a superfície que limita

o TSMA1 é interpretada como um limite de seqüências deposicionais. A ausência de

superfícies erosivas ou de exposição possivelmente decorre de uma queda do nível relativo do

mar não suficiente para superar a taxa de subsidência nesta porção da bacia. A segunda

seqüência deposicional inicia-se com o registro de uma transgressão (TST2) que afogou a

rampa, indicando que a superfície transgressiva (ST2) encontra-se amalgamada ao LS2. Este

TST2 é caracterizado por ritimitos da AF5, nas seções distais (a leste), e um ciclo

granodecrescente ascendente de calcário preto nas seções proximais (a oeste), indicando uma

migração dos ambientes deposicionais em direção ao continente. Esse segundo trato de

sistemas transgressivo difere daquele da seqüência mais antiga, pois suas fácies de água

profunda são caracterizadas por deposição mista carbonato-siliciclástica e ausência de

precipitados inorgânicos.

A superfície de inundação máxima da segunda seqüência deposicional (SIM2) é

demarcada por espesso nível pelítico em todas as seções, indicando águas profundas com

baixas taxas de deposição de carbonato, em decorrência da ausência de organismos

plantônicos com carapaças carbonáticas no Neoproterozóico. Acima desse nível pelítico

ocorre a sucessão progradacional do TSMA2, caracterizada por calcários cristalinos com

estruturas de onda de tempestade depositados em rampa média (AF3). A deposição em

ambiente águas profundas e possivelmente anóxico foi favorável à preservação de matéria

orgânica nos calcários pretos. A parte superior do TSMA2 compreende o registro de

ambientes costeiros, de rampa interna, desenvolvidos após o progressivo raseamento da bacia,

formando depósitos de onda de tempo bom e de tempestade, associados às construções

microbiais (AF6). Um progressivo aumento no ângulo de inclinação da rampa, decorrente de

maiores taxas de sedimentação das porções proximais, possibilitou a deposição de sedimentos

com estruturas de escorregamento da AF7, registrando a evolução do sistema para uma rampa

mais inclinada.

Seqüência 3

Uma importante mudança de fácies, com fim abrupto na deposição de carbonatos,

marca outro limite de seqüência (LS3), e consequentemente o início da seqüência

deposicional 3. Provavelmente a LS3 constitui um limite de seqüência de hierarquia superior

69

ao LS1 e LS2. O LS3 coincide com o limite litoestratigráfico entre as formações Sete Lagoas

e Serra de Santa Helena.

Os depósitos siliciclásticos de granulação fina da AF8 dominam a porção inferior da

seqüência 3 e compreendem o intervalo medido total em todas as seções estratigráficas,

exceto a do extremo oeste do perfil (LO). Como não há variação vertical de fácies clara nessa

sucessão, é difícil estabelecer onde a retrogradação cessa e a progradação começa. Logo, a

exata posição da superfície de inundação máxima (SIM3) que determina o limite superior do

TST3 permanece desconhecida.

Apesar da superfície de inundação máxima não ter sido identificada no campo,

evidência clara de progradação é dada por uma sucessão granocrescente-ascendente medida

na seção LO, a qual representa a porção mais proximal, em relação ao continente, da área

estudada. Essa seção revela uma transição gradual da AF8 para AF9, indicando um

progressivo raseamento em direção ao topo, interpretado como resultado de uma progradação

deltaica.

CONCLUSÕES

A Formação Sete Lagoas foi depositada em uma rampa carbonática dominada por

tempestade, dividida em ambientes de rampa interior, média e exterior. Esse sistema de rampa

compreende dois ciclos retrogradacionais-progradacionais que registram a interação entre

taxas de subsidência, oscilação eustática e deposição carbonática, caracterizando as duas

seqüências estratigráficas. Uma terceira seqüência, siliciclástica, ocorre acima da Formação

Sete Lagoas. As três seqüências são compostas por tratos de sistemas transgressivos e de mar

alto, com ocorrência local de tratos de sistema de mar baixo na seqüência 1. As duas

primeiras seqüências correspondem a ao Conglomerado Carrancas, somente porção basal da

seqüência 1, e Formação Sete Lagoas, maior parte da seqüência 1 e toda a seqüência 2.

Na seqüência 1, o Trato Transgressivo é caracterizado por deposição de precipitados de

aragonita, cobertos por calcilutitos, depositados em ambiente restrito ou, alternativamente,

abaixo do nível de base de ondas de tempestade. Acima destes ocorrem depósitos de rampa

exterior, caracterizados por ritimitos de calcário-pelito, sem pseudomorfos de precipitados de

aragonita, já pertencentes ao Trato de Ssitemas de Mar Alto. Este ciclo progradacional

continua com depósitos de rampa média, nos quais a deposição de carbonato foi

essencialmente dominada por tempestades, enquanto a deposição na rampa interior foi

dominada por marés.

70

Na seqüência 2, o Trato Transgressivo é caracterizado por ritimitos pelito-calcilutito de

rampa externa, que passam para um Trato de Mar Alto composto por depósitos de rampa

média influenciada por ondas e rampa interna com estromatólitos no topo da sucessão

Depósitos de rampa externa mostram uma evolução progressiva de rampa carbonática com

baixo ângulo para uma rampa distalmente mais inclinada durante a última fase de deposição

da Formação Sete Lagoas.

Agradecimentos

Os autores agradecem as sugestões apresentadas pelos dois revisores designados pela revista.

Este trabalho é parte da tese de doutoramento da primeira autora e contou com o apoio da

CAPES (442/04) e da FAPESP (processos 03/08716-3 e 05/53521-1).

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73

Capítulo 5: Geocronologia A sincronia entre os eventos glaciais do Neoproterozóico ou entre as diferentes capas

carbonáticas é um dos pontos mais controversos na reconstituição dos eventos glaciais e pós-

glaciais do fim do Proterozóico. Isso decorre da grande escassez de dados geocronológicos,

seja nos depósitos glaciais, seja nos carbonatos. Trabalhos recentes definiram uma tríade de

eventos glaciais com base em correlações de curvas isotópicas (e.g., Halverson et al., 2005).

Esses eventos são comumente denominados Sturtian (~720 Ma), Marinoan (~635 Ma) e

Gaskiers (~580 Ma). Mas essas correlações carecem de validação por idades radiométricas.

Neste Capítulo apresentamos dados gecronológicos obtidos para duas seções situadas na

seqüência basal da Formação Sete Lagoas, que é interpretada como uma seqüência

transgressiva pós-glacial. Portanto, essas idades servem como vínculo temporal para o

término do evento glacial Macaúbas na porção sul do Cráton do São Francisco.

Uma nova idade isocrônica 206Pb/204Pb de 740 ± 22 Ma foi obtida na seção Sambra.

Essa idade é interpretada como a idade de deposição (ou diagênese precoce) da Formação

Sete Lagoas. Essa interpretação é corroborada pelo excelente grau de preservação petrográfica

e geoquímica das amostras, as quais não apresentam indícios de recristalização pervasiva.

Embora o erro analítico associado ao método isocrônico Pb-Pb seja alto, essa idade permite

correlacionar a glaciação que antecede a Formação Sete Lagoas a um conjunto de unidades

glaciais do sul da Namíbia (741 ± 6 Ma; Frimmel et al., 1996) e da Zâmbia (735 ± 5 Ma; Key

et al., 2001). É interessante notar que essas idades, bem como a idade da Formação Sete

Lagoas, distinguem-se das idades obtidas para outras sucessões ditas Sturtian, tais como a

Formação Gubrah, Omã (ca. 712 Ma; Allen et al., 2002), o diamictito Scout Mountain, Idaho

(709 ± 5 Ma; Fanning e Link, 2004), bem como a própria sucessão Sturtian da Austrália, para

a qual idades de 658 a 643 ± 2,4 Ma foram recentemente obtidas (Fanning e Link, 2006;

Kendall et al., 2006). Esses resultados sugerem que a glaciação Sturtian não representa um

evento discreto. Ou se trata de um longo período frio na história do planeta compreendendo

mais de 80 Ma de avanços e recuos da calota polar, ou ele representa uma série de eventos

glaciais pontuais que não podem ser discriminados atualmente em função da escassez de

dados estratigráficos e geocronológicos.

Os nossos dados também permitem inferir, indiretamente, uma paleolatitude para a

sedimentação da Formação Sete Lagoas, uma vez que existem pólos de referência de boa

qualidade para o Cráton do Congo-São Francisco com idades de 743 Ma (Complexo Mbozi;

74

Meert et al., 1995) e 744 Ma (Grupo Nosib; McWilliams e Kroner, 1980, Hoffman et al.,

1996). Estes dados indicam que a porção sul do Cráton do São Francisco estaria a uma

latitude de 20° a 30° há ca. 740 Ma.

Os dados geocronológicos e uma discussão mais ampla sobre suas implicações são

apresentados em um artigo intitulado “Direct dating of the Sete Lagoas cap carbonate

(Bambuí Group, Brazil) and implications for the Neoproterozoic glacial events”, que tem

como autores M. Babinski, L.C. Vieira e R.I.F. Trindade. Este artigo encontra-se no prelo na

revista Terra Nova. Sua versão pré-impressão é apresentada no Apêndice B.

75

Capítulo 6: Isótopos de Carbono, Oxigênio e Ferro A assinatura isotópica de seções sedimentares é uma das ferramentas mais importantes

para a reconstituição do paleoambiente Neoproterozóico. Neste Capítulo apresentamos dados

de isótopos de carbono e oxigênio obtidos em amostras de todas as seções estudadas,

correspondendo às duas seqüências descritas para a Formação Sete Lagoas. São também

apresentados dados de isótopos de ferro correspondentes à base da seção Sambra. O Capítulo

está dividido em três tópicos, referentes aos isótopos de oxigênio, carbono e ferro,

respectivamente. Cada tópico compreende dois sub-itens: o primeiro é composto por uma

breve revisão sobre o ciclo global e o comportamento geoquímico desses elementos nos

oceanos; o segundo apresenta os dados para cada sistema isotópico referente à Formação Sete

Lagoas.

Os resultados e interpretações referentes aos isótopos de oxigênio e carbono são tratados

de forma resumida neste Capítulo, uma vez que integram o artigo “Identification of a Sturtian

cap carbonate in the Neoproterozoic Sete Lagoas carbonate platform, Bambuí Group,

Brazil” que tem como autores L.C. Vieira, R.I.F. Trindade, A.C.R. Nogueira e M. Ader, e que

foi publicado na revista Comptus Rendus Geoscience. O referido trabalho é apresentado no

Apêndice C.

6.1. Isótopos de Oxigênio 6.1.1. Características do sistema isotópico de oxigênio

Existem três isótopos estáveis de oxigênio: 16O, 17O e 18O. A razão isotópica usada para

definir variações no sistema isotópico desse elemento é 18O/16O. Essa razão pode ser

calculada em relação a dois diferentes padrões de referência internacionais, SMOW (Standard

Mean Ocean Water) ou PDB (Pee Dee Belemnite), segundo a seguinte relação:

( ) ( )( )

31618

1618161818 10×

⎥⎥⎦

⎤

⎢⎢⎣

⎡

ΟΟ

ΟΟ−ΟΟ=Ο

padrão

padrãoamostraδ (6.1)

Os valores obtidos a partir da equação 6.1 são reportados em notação δ expressa em

unidade por mil (‰). Valores obtidos em relação ao SMOW podem ser convertidos para PDB

através da seguinte relação:

76

( ) 91.3003091.1 1818 +Ο=Ο PDBSMOW δδ (6.2)

Os principais reservatórios de oxigênio na Terra são a atmosfera, os oceanos, os

sedimentos e a biosfera (Fig 6.1). As interações entre esses reservatórios são refletidas no

fracionamento dos isótopos de oxigênio, bem como de outros isótopos estáveis como o

carbono, o ferro e o enxofre, entre outros.

Figura 6.1. Ciclo do oxigênio

Nos oceanos atuais a composição isotópica do oxigênio varia com a profundidade e as

concentrações são fornecidas pelos valores de δ18O do oxigênio dissolvido (Sharp, 2007). Os

valores de δ18O na superfície da água são de +24‰ em função da troca com o O2 atmosférico.

Com o aumento da profundidade, os valores de δ18O diminuem em conseqüência do consumo

preferencial de oxigênio leve na oxidação de matéria orgânica. A cerca de 1 km de

profundidade ocorre o valor máximo de δ18O igual a +30 ‰. Depois dessa profundidade os

valores de δ18O decrescem para um valor aproximadamente constante em torno de +26‰.

O registro isotópico de oxigênio de sedimentos carbonáticos marinhos antigos mostra

que os valores de δ18O decrescem com o aumento da idade. Três hipóteses são consideradas

para explicar essa variação no registro (Sharp, 2007): (i) os valores de δ18O dos oceanos eram

mais negativos no passado; (ii) as temperaturas nos oceanos antigos eram superiores, ou (iii)

77

os sedimentos tornaram-se mais ricos em 16O com o tempo pela alteração diagenética. Talvez

o registro represente uma combinação entre as três possibilidades, mas os dados existentes

ainda não permitem identificar qual a contribuição de cada uma delas. Embora alguns

trabalhos sugiram a preservação da assinatura isotópica primária do oxigênio em sedimentos

antigos (e.g., Goldberg et al., 2005; Kaufman et al., 2006), deve-se ressaltar que a assinatura

isotópica do oxigênio em carbonatos é extremamente sensível a alterações decorrentes da

percolação de fluidos, principalmente águas meteóricas, que têm assinatura fortemente

negativa.

6.1.2. Assinatura isotópica de oxigênio da Formação Sete Lagoas Os dados de isótopos de oxigênio obtidos para a Formação Sete Lagoas mostram um

amplo intervalo de variação desde -14‰ até -6‰ (Fig. 6.2). Algumas seções, quando

consideradas isoladamente, mostram uma tendência coerente para os valores de δ18O, com

valores menos negativos em direção ao topo. Um exemplo desse comportamento ocorre na

seção Sambra, onde valores de -9.9‰ são obtidos para amostras da base, correspondentes às

fácies com leques de cristais pseudomorfos de aragonita, em contraste com valores de -5.7‰

determinados para as fácies com influência de tempestade e onda, localizadas mais acima no

perfil. Contudo, quando analisamos os resultados de toda a sucessão Sete Lagoas, eles não

apresentam coerência ao longo da estratigrafia para as fácies (Fig. 6.2), sugerindo que sua

assinatura primária foi alterada. De fato, os valores de δ18O muito empobrecidos encontrados

na maior parte das seções sugerem que a assinatura isotópica de oxigênio da Formação Sete

Lagoas é produto de alteração diagenética.

6.2. Isótopos de Carbono 6.2.1. Características do sistema isotópico do carbono Os isótopos estáveis de carbono são dois: 12C e 13C. Suas variações são expressas em

função da razão isotópica em relação ao padrão de referência internacional PDB na notação δ

expressa em partes por mil (‰). Os valores de δ13C são obtidos de uma relação semelhante

àquela expressa para o oxigênio na equação (6.1).

78

Figura 6.2. Diagrama de δ13C contra δ18O.

Existem dois importantes reservatórios de carbono: carbono orgânico e carbono

inorgânico, os quais recebem contribuições de diferentes fontes (Fig. 6.3). Nesse sentido as

variações no δ13C refletem mudanças na razão entre o carbono orgânico e o carbono

inorgânico que é removido dos oceanos através do soterramento de matéria orgânica e da

deposição de carbonato sedimentar (Frank et al, 2003). Assim sendo, excursões positivas de

δ13C nos sedimentos oceânicos refletem um aumento no soterramento de carbono orgânico em

relação ao carbono inorgânico, enquanto excursões negativas de δ13C indicam o oposto.

Assumindo variações em um estado de equilíbrio (steady state), essas relações podem ser

expressas como:

ƒorg = (δ13Ci - δ13Ccarb)/∆c (6.3)

onde ƒorg representa a fração orgânica do fluxo de carbono soterrado, δ13Ci representa a

composição isotópica de carbono derivado de intemperismo e de fluxos vulcânicos, δ13Ccarb é

dado pela composição do carbonato marinho e ∆c é a diferença isotópica entre carbono

inorgânico e carbono orgânico soterrado (Des Marais, 1997). A equação acima mostra que se

∆c e δ13Ci são constantes, uma mudança na taxa de remoção de carbono orgânico do sistema

oceânico será registrada no δ13Ccarb (Kump e Arthur, 1999).

79

Figura 6.3. Ciclo do Carbono, mostrando as quantidades, os fluxos e os valores de δ13C dos diferentes reservatórios. A abundância é dada em 105g, dentro dos retângulos. O fluxo corresponde aos valores fora dos retângulos é dado em 105g/anos. Os valores de δ13C estão dentro dos retângulos entre parênteses. A espessura das setas do fluxo é proporcional à taxa relativa. Traduzido de Sharp (2007).

80

Os valores de carbono orgânico total dissolvido variam de acordo com a fonte. A média

global varia entre -5‰ e -9‰ (Sharp, 2007). Dependendo do mecanismo envolvido, os

valores de δ13C para sedimentos influenciados por metanogênese podem chegar a até -100‰,

resultando, em contrapartida, na formação de matéria orgânica com valores de δ13C

extremamente baixos (Kaplan, 1966). Em reservatórios de hidrocarboneto os valores de δ13C

variam entre -30‰ e -27‰. O carbono inorgânico total dissolvido (essencialmente )

do oceano tem valores de δ

−3HCO

13C em torno de 0‰ (Sharp, 2007). Para carbonatos marinhos

inalterados os valores médios de δ13C são também aproximadamente 0‰. O valor de δ13C de

carbonatos em equilíbrio com águas superficiais varia de 2‰ a 4‰.

As rochas carbonáticas podem ser usadas como indicadores da composição isotópica

dos oceanos. Isso ocorre porque o sistema calcita-bicarbonato apresenta fracionamento

isotópico pequeno e é relativamente insensível a mudanças de temperatura, preservando o

registro original. O registro isotópico de carbono para os carbonatos Neoproterozóicos é

caracterizado pela ocorrência de importantes excursões negativas e positivas de δ13C.

Considerando o ciclo global do carbono e os principais fluxos e reservatórios relacionados a

este, algumas hipóteses são propostas para explicar essas anomalias.

Tratando inicialmente das anomalias negativas, cinco mecanismos foram aventados: (i)

produtividade biológica reduzida; (ii) elevadas taxas de intemperismo; (iii) transferência de

CO2 atmosférico para o bicarbonato; (iv) liberação de hidrato de metano; (v) estratificação do

oceano.

(i) Produtividade biológica reduzida. De acordo com essa hipótese uma glaciação

global implicaria em condições extremamente restritivas à atividade biológica, a qual seria

suprimida durante um intervalo de tempo de 106-107 anos (Hoffman e Schrag, 2002). A

supressão da atividade biológica ocasionaria uma mudança nos valores de δ13C para valores

semelhantes aos do CO2 gerado por hidrotermalismo nas cadeias mesoceânicas (-6 ± 1‰

PDB, Des Marais e Moore, 1984). Como conseqüência, os carbonatos de capa registrariam

valores de δ13C negativos.

(ii) Intemperismo continental. Essa segunda hipótese considera que eventos de intenso

intemperismo químico sucederam as glaciações durante um período de forte aquecimento

global, proporcionando um fluxo intenso de alcalinidade para os oceanos. Elevadas taxas de

intemperismo e alcalinidade favoreceriam taxas muito elevadas de sedimentação de carbonato

inorgânico em todo o planeta. Como conseqüência, a fração orgânica do fluxo de carbono

seria afetada e os carbonatos teriam valores de δ13C negativos (Hoffman e Schrag, 2002).

81

(iii) Transferência de CO2 atmosférico para o bicarbonato. Nesse caso os valores

negativos de δ13C são atribuídos ao fracionamento isotópico ocorrido durante a transferência

do CO2 da atmosfera para o bicarbonato. Hoffman et al. (1998) propõem que a atuação de

destilação de Rayleigh sobre o CO2 atmosférico transferido para o oceano poderia gerar

valores muito baixos de δ13C após os eventos glaciais. Isto porque, se o CO2 atmosférico se

mantivesse como a principal fonte de carbono inorgânico dissolvido, seu empobrecimento em 13C seria refletido nos valores de δ13C dos carbonatos de capa.

(iv) Liberação de hidrato de metano. A quarta hipótese sugere que a anomalia negativa

de δ13C nos carbonatos de capa pode ser resultado de mudanças de curta duração na

composição do carbono do oceano, ocasionadas por liberação global de metano biogênico.

Essas mudanças teriam ocorrido por desestabilização dos clatratos de metano em função do

aquecimento pós-glacial (Kennedy et al., 2001). A reciclagem do carbono isotopicamente leve

aprisionado no metano ocasionaria empobrecimento em 13C nos sedimentos, o qual seria

refletido nos valores de δ13C das capas carbonáticas.

(v) Estratificação do oceano. Essa última hipótese considera longos períodos de

estratificação dos oceanos durante a glaciação em função da diminuição das correntes

oceânicas. O deslocamento de partículas orgânicas da superfície em direção à base da coluna

de água, teria favorecido um aumento nos valores de δ13C no carbono inorgânico dissolvido

nas águas superficiais. Por outro lado, a remineralização parcial dessas partículas orgânicas

junto com redução sulfato-bacteriana propiciaria um empobrecimento em 13C no carbono

inorgânico dissolvido nas águas mais profundas. Com o fim da glaciação e a retomada das

correntes de circulação nos oceanos, os processos de ressurgência transportariam para a

superfície as águas anóxicas, com alto teor de alcalinidade, liberando CO2 e depositando as

capas carbonáticas com valores negativos de δ13C.

Quanto às anomalias positivas de carbono quatro possibilidades são cogitadas para

explicar o aumento registrado nos períodos interglaciais do Neoproterozóico: (i) altas taxas de

soterramento de carbono orgânico; (ii) aumento no fluxo de carbono nos ambientes

superficiais; (iii) aumento no coeficiente de fracionamento isotópico entre o carbono

inorgânico e o carbono orgânico; (iv) δ13C localmente elevados.

(i) Altas taxas de soterramento de carbono orgânico. A composição isotópica do

carbono que entra no ambiente superficial (δ13Ci), bem como o fracionamento isotópico

médio entre carbono orgânico total e carbonato sedimentar (∆c), são considerados como

invariáveis no balanço de massa do δ13C para carbonatos marinhos. Isso permite que o δ13C

82

destas rochas seja determinado estritamente em função do carbono orgânico soterrado. Como

as composições de δ13C das principais fontes de carbono oceânico (intemperismo, vulcanismo

e metamorfismo) se aproximam da composição do δ13C da crosta e do manto superior (-5‰ a

-7‰, Des Marais e Moore, 1984) e o ∆c é determinado empiricamente em torno de 25 ± 5‰

(Shields et al., 2002), os períodos caracterizados por valores muito elevados de δ13C (> 10‰),

são classicamente interpretados como reflexo de episódios com taxas elevadas de

soterramento de carbono orgânico (e.g., Kaufman et al., 1993 e Karhu, 1996).

(ii) Aumento no fluxo de carbono nos ambientes superficiais. Embora o δ13Ci seja

considerado constante no balanço de massa do δ13C de carbonatos marinhos, acredita-se que

mudanças em escala de tempo menor que 100 Ma possam alterá-lo (Des Marais, 1997).

Shields et al. (2002) sugerem que mudanças no δ13Ci podem ter ocorrido durante o

Neoproterozóico devido à repetição de regressões eustáticas relacionadas aos eventos glaciais,

aumentando o δ13Ci em função do aumento no intemperismo de carbonatos.

(iii) Aumento no coeficiente de fracionamento isotópico entre carbono inorgânico e

orgânico. Valores de ∆c em torno de 30‰ são tipicamente encontrados em rochas do

Neoproterozóico (Hayes et al., 1999). Esse aumento no ∆c é atribuído a processos de

remineralização microbiana (Samuelsson e Strauss, 1999). A maior parte dos processos

secundários tende a enriquecer a matéria orgânica em 13C, diminuindo o ∆c. Contudo, o

retrabalhamento por bactérias quimioautotróficas pode causar um enriquecimento ainda maior

em 12C na matéria orgânica (Hayes et al., 1999) na zona de transição óxica-anóxica. Portanto,

os valores elevados de ∆c podem representar uma intensificação local desse limite redox.

Embora, um aumento no ∆c possa alterar a composição do δ13C do carbono que fica no

reservatório oceânico, essas mudanças precisariam ser globais para que houvesse algum efeito

no δ13C da água do oceano. Estimativas de valores de ∆c entre 30‰ e 37‰ para o

Neoproterozóico poderiam causar um aumento no δ13C dos carbonatos de 1‰ a 3‰ (Shields

et al., 2002), contudo esse aumento é insuficiente para justificar as excursões do

Neoproterozóico.

(iv) δ13C localmente elevados. Valores elevados de δ13C podem representar o registro de

bacias com conexão oceânica restrita. Esses valores de δ13C seriam originados por um

aumento local no armazenamento de matéria orgânica.

83

6.2.2. Assinatura isotópica de carbono da Formação Sete Lagoas As razões isotópicas de carbono da Formação Sete Lagoas apresentam uma grande

variação ao longo da unidade (Fig. 6.2), iniciando com valores negativos de δ13C na base da

primeira seqüência, atingindo valores fortemente positivos no topo da segunda seqüência.

Na primeira seqüência a assinatura de carbono é marcada pela mudança do sinal de

negativo para positivo (Fig. 6.4). No Apêndice 2 apresentamos um modelo no qual os valores

negativos de δ13C na fácies composta por leques de cristais e micrito, representam

dominantemente a atividade bacteriana sulfato redutora (RSB) atuante durante a precipitação

desses sedimentos. Por outro lado, a assinatura isotópica em torno de 0‰ para a porção

superior da primeira seqüência é interpretada como representativa de uma assinatura oceânica

normal. Portanto, a transição de valores negativos para valores em torno de 0‰ em Sete

Lagoas marcaria uma importante mudança ambiental, quando a transgressão marinha inundou

toda a plataforma e o sedimento passou a registrar o sinal isotópico do oceano e não mais de

um ambiente restrito.

Na segunda seqüência os valores de δ13C crescem progressivamente da base para o topo

de +2‰ até +14‰ (Fig. 6.5 e 6.2). As rochas dessa seqüência são caracterizadas por uma

grande quantidade de matéria orgânica (TOC entre 1,0 e 6,9 mg/g; Iyer et al., 1995)

depositada em ambiente de plataforma profunda e talude. Deste modo, o forte enriquecimento

em δ13C está provavelmente associado ao aumento do soterramento de matéria orgânica

retendo 12C e conseqüentemente enriquecendo o sedimento em 13C. No entanto, os valores

anomalamente altos da Formação Sete Lagoas podem também estar afetados por efeitos

locais. Uma discussão mais completa dessas assinaturas pode ser encontrada no Apêndice 3.

84

Fig

ura

6.4.

Per

fis e

stra

tigrá

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A),

Para

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ão S

ete

Lago

as.

85

Figura 6.5. Perfis estratigráficos das seções Lontra (LO), Mata Grande (MG) e Cauê (CE) com a composição isotópica de carbono. A composição isotópica torna-se bastante positiva em direção ao topo da segunda seqüência da Formação Sete Lagoas.

6.3. Isótopos de Ferro 6.3.1. Características do sistema isotópico de ferro Os isótopos estáveis de ferro são quatro: 54Fe, 56Fe, 57Fe e 58Fe e as variações do

sistema isotópico podem ser expressas tanto pela razão 56Fe/54Fe quanto pela razão 57Fe/54Fe.

As razões são expressas em relação ao padrão de referência internacional IRMM-14 e

reportadas na notação δ expressa em partes por mil. Os valores de δ56Fe ou δ57Fe são obtidos

a partir de uma relação semelhante àquela indicada na equação (6.1) para os isótopos de

oxigênio.

A Figura 6.6 representa, de forma esquemática, o ciclo biogeoquímico de ferro. Os

fluxos ígneos mais importantes, associados à formação da crosta continental e oceânica, têm

valores de δ56Fe iguais a zero (Beard et al., 2003a). Existem exceções para algumas rochas

86

graníticas com alto teor de sílica e xenólitos do manto, mas eles são mínimos em termos do

balanço total de ferro da crosta e do manto. Em relação ao ferro no ciclo sedimentar, uma

importante observação é que os valores de δ56Fe próximos de zero da crosta continental são

amplamente retidos nos sedimentos clásticos durante o intemperismo, apesar do aumento

significativo nas razões Fe3+/Fe2+ inerentes a esse processo (Beard et al., 2003b). Essas

observações indicam que, em termos do ciclo de ferro, todas as rochas ígneas, metamórficas e

sedimentares clásticas são isotopicamente homogêneas e têm valores de δ56Fe iguais a zero

(Fig. 6.6).

A quantidade de ferro dissolvido existente sob as condições oxidantes da Terra atual é

extremamente pequena, da ordem de ppb a ppt. O fluxo riverino de ferro dissolvido, que

representa uma fonte importante para os sedimentos marinhos rasos, tem valores baixos de

δ56Fe, em torno de -1‰ (Fantle e De Paolo, 2004). A principal fonte de ferro para a parte

superior dos oceanos que está longe das margens continentais é a poeira atmosférica (e.g.,

Jickells e Spokes, 2001), que por sua vez apresenta valor de δ56Fe igual a 0‰ (Beard et al.,

2003b). Emanações diretas de a partir de fumarolas marinhas têm valores de δ+2aqFe 56Fe de

aproximadamente -0.5‰ (Sharma et al., 2001; Beard et al., 2003b). A crosta oceânica alterada

pode apresentar variações importantes nos valores de δ56Fe (Fig. 6.6), mas provavelmente tem

um valor médio de δ56Fe próximo de zero consistente com uma perda mínima de ferro via

fluidos hidrotermais (Rouxel et al., 2003). Finalmente, fluidos provenientes de sedimentos

marinhos nos quais ocorre redução bacteriana de óxidos de ferro têm valores de δ56Fe

bastante baixos da ordem de -3‰ (Severmann et al., 2006).

O tempo de residência do ferro nos oceanos é estimado entre 70 e 140 anos (e.g.,

Bruland et al., 1994). Este tempo de residência curto decorre do rápido soterramento do ferro

em uma atmosfera oxidante e implica na possibilidade de variações rápidas na composição

isotópica de ferro (Beard et al., 2003b). No entanto, se a atmosfera da Terra no passado tinha

uma quantidade significativamente menor de O2 (e.g., Canfield et al., 2005), o ciclo global do

ferro seria consideravelmente diferente do atual, uma vez que os níveis baixos de oxidantes de

ferro manteriam este elemento em solução na água do mar por intervalos de tempo bem

maiores. O tempo de residência estimado para o ferro nos oceanos do Arqueano é de

aproximadamente 106 anos (Johnson et al., 2003). Na ausência de um oxidante, a variação da

composição isotópica de ferro dos oceanos Arqueanos deveria ser ainda mais restrita do que é

nos oceanos atuais, uma vez que tanto o fluxo riverino quanto o fluxo hidrotermal marinho

têm δ56Fe de aproximadamente 0‰ (Yamaguchi et al., 2005). Mas surpreendentemente, um

87

amplo intervalo de variação dos valores de δ56Fe, principalmente valores negativos, tem sido

encontrado em rochas sedimentares do Arqueano e do Paleoproterozóico (Fig. 6.7). O longo

tempo de residência do ferro nos oceanos do Arqueano impede que haja rápidas mudanças na

sua composição isotópica por processos abióticos. Dessa forma o intervalo de variação da

composição isotópica observada para o Arqueano e o Paleoproterozóico (Fig. 6.7) é

interpretado como reflexo do início dos processos metabólicos envolvendo ferro (Johnson et

al., 2005a; Yamaguchi et al., 2005).

A atividade biológica é um dos mecanismos mais importantes para o fracionamento do

ferro. Existem três caminhos gerais de processamento desse elemento químico por

organismos, a saber: (i) metabolismo litotrófico ou fototrófico, onde o Fe2+ age como um

doador de elétrons para geração de energia e/ou fixação de carbono (e.g., Straub et al., 2001);

(ii) redução bacteriana do Fe3+, onde o Fe2+ age como um receptor de elétrons para a

respiração (e.g., Nealson e Saffarini, 1994) e (iii) metabolismo assimilatório de ferro, que

compreende a apreensão e incorporação deste elemento dentro de biomoléculas (e.g.,

Lowenstam, 1981). Neste contexto, o fracionamento isotópico de ferro pode ocorrer durante a

dissolução de minerais, relacionada à redução dissimilatória de Fe3+ ou pode estar relacionado

à precipitação bio-induzida de óxidos ou sulfetos de ferro ligada a processos redutores ou

oxidantes desse elemento.

Figura 6.6. Ilustração do ciclo biogeoquímico atual para isótopos de ferro (interpretação tridimensional das regiões nordeste do Pacífico e Columbia Britânica; Johnson e Beard, 2006).

88

6.3.2. Assinatura isotópica de ferro para a Formação Sete Lagoas Os dados isotópicos de ferro correspondem à análise de seis amostras da seção Sambra.

Foram analisadas amostras referentes aos primeiros 20 m do perfil, correspondentes aos níveis

de cristais pseudomorfos de aragonita e à transição faciológica para depósitos com influência

de onda. Os valores isotópicos de ferro são reportados pela razão 56Fe/54Fe em relação ao

padrão internacional IRMM – 014.

Os valores de δ56Fe variam entre -0,12‰ e -0,38‰ (Tabela 6.1), uma variação

significativa considerando-se as assinaturas de sedimentos marinhos. Foi observada uma

estreita relação entre os valores de δ56Fe obtidos e a variação das características sedimentares

das amostras. Na Figura 6.8 estão representados os valores de δ56Fe em relação ao teor de

ferro das amostras. Os dados de Peryt et al. (1990) e os nossos resultados mostram que a

matriz micrítica é mais rica em ferro do que os cristais. Nota-se uma clara correlação entre os

dados isotópicos e as concentrações de ferro. Em amostras compostas essencialmente por

cristais pseudomorfos de aragonita, os valores de δ56Fe são sempre mais negativos entre -

0.3‰ e -0.4‰. Em oposição, os valores de δ56Fe de amostras da matriz micrítica são sempre

maiores que -0.2‰. Adicionalmente, observa-se que amostras nas quais há uma mistura entre

cristais e matriz os valores de δ56Fe são superiores a -0.2‰.

Tabela 6.1. Valores de δ56Fe para as amostras da seção Sambra, com indicação da litologia referente entre parênteses

amostras δ56Fe 2SE Fe (ppm)

Lu3.11 (matriz) -0.165 0.030 60.0

Lu3.4 (matriz) -0.192 0.058 86.7

Lu3.7 (cristais) -0.383 0.009 38.6

Lu3.6b (cristais) -0.305 0.041 16.3

Lu3.6a (cristais) -0.336 0.028 60.7

Lu3.9 (cristais) -0.391 0.056 21.5

Lu3.2 (mistura cristal/matriz) -0.121 0.060 16.7

Lu3.5 (mistura cristal/matriz) -0.150 0.019 16.4

89

Figura 6.7. Composição isotópica de ferro de rochas sedimentares em relação às idades de deposição. Os diamantes em vermelho representam a composição isotópica de ferro da seção Sambra. Modificado de Yamaguchi et al. (2005).

Figura 6.8. Diagrama com as concentrações de ferro contra os valores de δ56Fe para as amostras da Formação Sete Lagoas.

90

Conforme discutido no Apêndice 2, neste trabalho propomos um modelo

paleoambiental em que a origem dos pares de cristais/micrito está estreitamente associada à

atividade bacteriana. O modelo prevê que a atividade bacteriana sulfato-redutora induz a

formação de uma quimioclina óxica-anóxica próximo à interface sedimento-água, gerando

condições diferentes de precipitação para os carbonatos de cálcio e a mineralogia acessória

(Fig. 6.9).

Figura 6.9. Modelo esquemático das condições bioquímicas que controlaram a deposição de níveis com leques de cristais de aragonita e micrito. Os dados de isótopos de ferro são representados esquematicamente em relação aos níveis de cristais e micrito.

Abaixo da quimioclina, a atividade bacteriana sulfato-redutora torna as águas

sulfídicas criando uma zona redutora, na qual o consumo de matéria orgânica gera um excesso

de alcalinidade favorecendo a precipitação de micrito e sulfetos. Modelos teóricos e trabalhos

experimentais em estromatólitos modernos mostram que existem diferentes reações químicas

que resultam no aumento de alcalinidade por redução sulfato bacteriana (e.g., van Cappellen e

Wang, 1996; Vasconcelos et al., 2006):

OHHSHSOH 2242 44 +→++ −+− (6.4)

−−−− +→+ 324232 2HCOHSSOOHC (6.5)

−+−− ++→+ 3242 22 HCOHHSSOOCH (6.6)

91

Na presença de ferro, bactérias redutoras desse elemento reduzem o ferro férrico para

ferro ferroso através da seguinte reação:

( ) OHHCOSFeCOHHSOHFe 2302

23 24242 +++→+ −++−+

(6.7)

e geram ainda mais íon sulfato pela oxidação de sulfetos de ferro: −+ +→+ 2

42

22 SOFeOFeS (6.8)

As reações (6.4), (6.5), (6.6) e (6.8) induzem um forte gradiente de , ocasionando

a precipitação de aragonita em detrimento de calcita acima da quimioclina.

−24SO

Nesse contexto, o Fe2+ liberado nas reações (6.7) e (6.8) e eventualmente oxidado por

processos de catalisação ( ) gerará diferentes produtos acima e abaixo da

quimioclina. Acima da quimioclina, em ambiente óxico a sub-óxico, forma-se hematita ou

magnetita conforme a reação abaixo:

++ → 32 FeFe

( ) ++ ++→+ HOHOFeFeOHFe 222 2432

3 (6.9)

Abaixo da quimioclina a geração de sulfeto de ferro é dirigida pela seguinte reação:

OHCOFeSHHSHCOFe 2232 222 ++→+++ +−−+

(6.10)

Em Sete Lagoas, as mudanças nas condições oxi-redutoras acima da quimioclina são

inferidas com base nas anomalias de Ce, as quais sugerem condições de formação mais

oxigenadas para os cristais em relação ao micrito.

Com a instalação da quimioclina os perfis de pH, O2, CO2, FeS, Fe(OH)3 e Fe2+

variam com a profundidade. Na Figura 6.10 são apresentados perfis de variações de condições

físico-químicas e de compostos sensíveis às condições de oxi-redução, construídos com base

nos estudos teóricos de van Cappellen e Wang (1996) e em observações de esteiras

microbianas por Vasconcelos et al. (2006). O pH decresce até a quimioclina, onde se torna

neutro e aumenta em seguida com a profundidade. A atividade bacteriana induz um aumento

no perfil de FeS e na concentração de CO2 livre, de forma que as condições redutoras fazem

com que aumente a concentração de Fe2+ em solução. O aumento de profundidade implica na

diminuição de luz e de oxigênio livre, conseqüentemente diminui a concentração de óxidos de

ferro.

Considerando tais condições ambientais, a composição isotópica de ferro muito

provavelmente reflete a influência de atividade bacteriana nos primeiros centímetros da

coluna de sedimento. Essa idéia, de um ambiente habitado por bactérias influenciando a

precipitação de minerais e a composição isotópica de ferro, é reforçada pela anomalia

negativa de carbono observada nessas rochas (e.g., Mazullo, 2000). A ocorrência da anomalia

92

negativa de carbono restrita à fácies composta por leques de cristais e micrito sugere que esta

foi provavelmente gerada por processos bioquímicos de degradação da matéria orgânica, que

ocasionaram enriquecimento dos precipitados em 12C.

Figura 6.10. Variações de pH, O2, Fe(OH)3, Fe2+, FeS e CO2 que controlaram a deposição de níveis com leques de cristais de aragonita e micrito. As variações são representadas de acordo com os modelos de van Cappellen e Wang (1996). Esses modelos são corroborados por dados experimentais (e.g., Vasconcelos et al., 2006).

Os dados isotópicos de ferro, juntamente com os dados sedimentológicos,

geoquímicos e a composição isotópica de carbono, têm implicações diretas para a discussão

dos mecanismos que regeram a deposição das capas carbonáticas, logo após as glaciações

Neoproterozóicas. As três hipóteses aventadas para explicar a formação desses depósitos

consideram que tanto a anomalia negativa de carbono quanto a precipitação dos carbonatos e

dos cristais foram induzidas por condições extensivas a todo o oceano. Contudo, o registro da

Formação Sete Lagoas mostra que as anomalias negativas de carbono associadas a depósitos

com evidências de supersaturação em CaCO3 podem representar a assinatura de um ambiente

restrito de águas calmas e com intensa atividade microbiana. Na verdade, uma precipitação

bio-induzida foi anteriormente aventada para explicar a formação das capas dolomíticas da

Formação Mirassol do Oeste, no Cráton Amazônico (Font et al., 2006) e de Bwipe, no Cráton

do Oeste-África (Nédélec et al., 2007). Do mesmo modo, Corsetti e Grotzinger (2006)

demonstraram que as estruturas tubulares verticais encontradas em diversos carbonatos de

capa são associados a construções microbianas. Se o fracionamento isotópico observado para

93

o carbono e o ferro foi de fato bio-induzido, isto implica também em produtividade biológica

importante após os eventos glaciais, que está em forte contradição com a idéia de diminuição

da atividade biológica após os eventos glaciais (Hoffman et al., 1998). Com o avanço da

transgressão marinha e completa inundação da plataforma, os sedimentos passam então a

registrar as condições normais do oceano, com valores de δ13C em torno de 0‰.

94

Capítulo 7: Paleomagnetismo e Mineralogia Magnética Os estudos paleomagnéticos de unidades carbonáticas Neoproterozóicas do cráton do

São Francisco têm fornecido direções de magnetização bastante estáveis e resultados

coerentes ao longo de grandes extensões (D’Agrella-Filho et al., 2000; Trindade et al., 2004).

Para o Grupo Bambuí foram identificadas três componentes principais de magnetização

denominadas de A, B e C (D’Agrella-Filho et al., 2000). A componente A, isolada em baixas

temperaturas, foi interpretada como uma magnetização viscosa ou como um evento de

remagnetização Permiano pela comparação do pólo paleomagnético correspondente com

pólos de referência desta idade para o Gondwana. Para as componentes B e C, os paleopólos

coincidem com pólos de referência para o Cambriano, incluindo os pólos Ntonya Ring de

522± 13 Ma (Briden et al., 1993), ao pólo da intrusão Sør Rondane de ca. 515 Ma (Zijderveld,

1968) e ao pólo médio da Austrália de ca. 510 Ma (McElhinny et al., 2003). Componentes

semelhantes, também denominadas A, B e C, foram isoladas nos carbonatos da Formação

Salitre (Trindade et al., 2004), a qual é considerada correlata aos carbonatos basais do Grupo

Bambuí. A semelhança encontrada na orientação das componentes de magnetização nos dois

setores da Bacia do São Francisco estende-se também ao portador da magnetização (hematita,

magnetita e pirrotita), levando Trindade et al. (2004) a sugerir uma origem comum para as

diferentes componentes ao longo de toda a bacia, associadas a um amplo evento de

magnetização que teria afetado todo o Cráton do São Francisco. Em Salitre uma outra

componente (D) foi identificada em carbonatos aflorando logo acima dos depósitos glaciais

da Formação Bebedouro. A similaridade do pólo (80.0°S, 30.6°E) calculado para esta

componente adicional, de alta temperatura, com o pólo para os carbonatos La Tinta, da

Argentina (Valencio et al., 1980), com idade em torno de 720 Ma, sugere que uma

componente de magnetização primária pode ter sido preservada nos carbonatos do Bambuí.

Neste Capítulo são apresentados novos dados paleomagnéticos e de mineralogia

magnética obtidos em três seções, Sambra, Tatiana e Carrancas, que correspondem à porção

mais basal do Grupo Bambuí. Esta parte do trabalho teve como objetivo detalhar o

comportamento magnético e o significado das componentes de magnetização das fácies basais

da Formação Sete Lagoas. Ela serviu também para investigar a eventual existência de uma

componente primária de alta temperatura nessas rochas similar à componente D encontrada

nos carbonatos da Formação Salitre.

95

7.1. Seções estudadas O estudo paleomagnético foi realizado nas seções Sambra, Tatiana e Carrancas. A seção

Sambra compreende exposições das associações de fácies AF2, AF3, AF4, AF5 e AF6 ao

longo de 180 m de exposição vertical, dos quais 70 m são de afloramento contínuo (Fig. 7.1).

Ela representa a melhor exposição da seção basal da Formação Sete Lagoas. A amostragem

para paleomagnetismo cobriu um intervalo de 65 m de afloramento, iniciando na base da

seção e cobrindo a ocorrência das associações de fácies AF2 e AF3. Nesse intervalo de

amostragem foram definidos 33 sítios com coleta de pelo menos seis cilindros por sítio. Os

sítios foram coletados com espaçamento vertical de 2 a 30 m (Fig. 7.1).

Nas seções Tatiana e Carrancas (Fig. 7.2) a amostragem cobriu um intervalo inferior aos

65 m amostrados em Sambra. No entanto, as amostras foram coletadas com espaçamento

menor, de 10 a 20 cm. A seção Tatiana compreende 72 m de exposição, onde afloram as

associações de fácies AF2 e AF3. A amostragem foi feita ao longo de um intervalo de 13 m

contínuos, iniciando a 7 m da base da seção (Fig. 7.2). Foram coletados 49 cilindros,

obedecendo a uma distância vertical de aproximadamente 20 cm entre os mesmos. Os

cilindros foram agrupados em apenas um sítio de amostragem considerado representativo da

coluna estratigráfica de Tatiana. A seção Carrancas tem aproximadamente 5 m de espessura,

onde afloram a associação de fácies AF1, constituída por conglomerados e arenitos com

cimento carbonático, agrupados no chamado Conglomerado Carrancas, bem como as

associações de fácies AF2 e AF3, as quais correspondem aos carbonatos da Formação Sete

Lagoas. Nessa seção as amostras para paleomagnetismo foram coletadas da base para o topo

com espaçamento de 10 a 20 cm. Em Carrancas os sítios 1, 2 e 3 correspondem ao arenito, à

matriz recristalizada do conglomerado e aos seixos do conglomerado, respectivamente (Fig.

7.2). Esses três sítios foram amostrados com o objetivo de fazer o teste do conglomerado para

a Formação Sete Lagoas. O sítio 4 corresponde aos carbonatos aflorantes no topo da seção.

7.2. Mineralogia magnética Em função do excelente grau de preservação e da caracterização detalhada da

petrografia, mineralogia e geoquímica efetuados na seção Sambra, essa foi o alvo preferencial

para a investigação da mineralogia magnética. Foram construídas curvas de aquisição de

magnetização remanente isotérmica (MRI) e curvas termomagnéticas para amostras contendo

cristais, matriz e mistura desses dois componentes. Além disso, algumas amostras foram

submetidas ao teste de Lowrie.

96

Fig

ura

7.1.

Per

fil e

stra

tigrá

fico

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Sam

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caçã

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5 par

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tio.

97

Figura 7.2. Perfis estratigráficos das seções Tatiana e Carrancas, com a localização dos sítios amostrados para paleomagnetismo. Em Carrancas o sítio 1 corresponde ao arenito com cimento carbonático, o sítio 3 corresponde à matriz do conglomerado e o sítio 2 compreende os seixos, coletados para o teste do conglomerado.

7.2.1. Aquisição de magnetização remanente isotérmica (MRI) As curvas de magnetização remanente isotérmica (MRI) representam a capacidade de

aquisição de magnetização remanente dos portadores magnéticos sob a ação de campos

indutores progressivamente mais elevados em temperatura ambiente. Para campos magnéticos

mais elevados do que a força coerciva dos portadores, os momentos magnéticos destes

tendem a se alinhar ao campo indutor até que haja completa saturação.

98

Foram obtidas curvas de MRI para 41 amostras em campos de até 2,8 T (Fig. 7.3a). As

curvas obtidas compreendem três grupos com comportamento distinto: (i) amostras que

atingem a magnetização de saturação rapidamente, em campos indutores inferiores a 200 mT

(Fig. 7.3a), (ii) amostras que só atingem a saturação quando submetidas à ação de altos

campos, acima de 2 T, e (iii) amostras com comportamento “em degrau”, apresentando dois

patamares – uma parte da mineralogia atingindo saturação antes de 100 mT e a outra parte

atingindo a saturação somente a campos de 1 T ou mais.

No diagrama 7.3b são representadas duas razões de MRI adquiridas a 50 mT, 100 mT e

2000 mT: (MRI100/MRI2000) e (MRI50/MRI2000). Assumindo que a grande maioria das

amostras satura em campos da ordem de 2 T, as razões MRI100/MRI2000 e MRI50/MRI2000

equivalem à proporção de MRI adquirida a 100 e 50 mT, respectivamente. Os valores obtidos

para estas duas razões separam claramente os dois grupos relatados anteriormente com limites

de 60% e 20% para (MRI100/MRI2000) e (MRI50/MRI2000), respectivamente.

Uma estimativa dos valores de magnetização de saturação (MRIS) e da coercividade de

remanência (Hcr) podem ser obtidos a partir das curvas de MRI utilizando os modelos de

Robertson e France (1994) e Kruiver et al. (2001). O ajuste das curvas com comportamento (i)

e (ii) utilizando o software de Kruiver et al. (2001) indicam valores de MRIS entre 2,5 e 2,7

mA/m para as curvas do tipo (i) e valores de 1,7 a 2,0 mA/m para as curvas do tipo (ii),

enquanto as coercividades de remanência variam entre 20 e 100 mT para as curvas de tipo (i)

e entre 800 e 1500 mT para as curvas de tipo (ii). Para as curvas do tipo (iii) os dois

componentes, correspondentes aos tipos identificados tanto em (i) quanto em (ii) foram

facilmente isolados, indicando que estas curvas provavelmente correspondem a uma mistura

dos portadores identificados em (i) e (ii).

Os dados obtidos mostram uma relação direta entre as propriedades magnéticas (valores

de magnetização de saturação e coercividade) e a variação litológica observada na base da

Formação Sete Lagoas. Nos quatorze primeiros metros do perfil Sambra (Fig. 7.1), onde

ocorre uma variação cíclica entre matriz e cristais, as amostras constituídas exclusivamente

por matriz apresentam curvas do tipo (i), sendo caracterizadas por portadores magnéticos de

coercividade baixa a intermediária, enquanto as amostras constituídas exclusivamente por

cristais apresentam curvas do tipo (ii), sendo caracterizadas por portadores com coercividades

bastante elevadas. Amostras com mistura de cristais e matriz apresentam o comportamento

(iii) que corresponde à mistura dos portadores magnéticos encontrados na matriz e nos

cristais.

99

Figura. 7.3. (a) Curvas de aquisição de MRI para as amostras de Sambra. No quadro, os valores de campo (H) são representados em escala logarítmica. (b) razões de MRI100 / MRI2000 contra MRI50 / MRI2000.

100

7.2.2. Desmagnetização térmica triaxial de MRI A desmagnetização térmica triaxial de MRI, também conhecida como teste de Lowrie,

constitui uma importante técnica para caracterização de mineralogia magnética. Este método

permite estimar simultaneamente a coercividade e a temperatura de desbloqueio dos

portadores magnéticos. No nosso caso, ele foi utilizado de modo a complementar as

informações obtidas com as curvas de MRI. Uma vez que os portadores magnéticos

encontrados nos cristais e na matriz apresentaram valores contrastantes de coercividade, foi

possível realçar essas componentes no teste de Lowrie induzindo campos magnéticos

diferentes ao longo de três direções ortogonais (x, y e z). Os campos utilizados no teste foram:

1,3 T (z), 0,3 T (y) e 0,1 T (x). As temperaturas de bloqueio das frações de coercividade alta

(>0,3 T), média (0,1-0,3 T) e fraca (<0,1 T) foram estimadas a partir de desmagnetização

térmica até 600°C.

Dez amostras representativas da seção Sambra, foram submetidas ao teste de Lowrie.

As curvas resultantes da desmagnetização térmica em quatro amostras da porção basal da

pedreira são apresentadas na Figura 7.4a. Os cristais (TMG-15 e TMG-16) apresentaram

temperaturas de desbloqueio superiores a 500°C e em geral a fração de alta coercividade não

foi completamente desmagnetizada a 600°C, sugerindo hematita e magnetita monodomínio

(fortemente coerciva) como portadores magnéticos. Nas amostras de matriz (TMG-20), a

magnetização referente às frações de coercividade alta e média sofre uma queda significativa

a 300°C, indicando que o principal portador magnético nos micritos é pirrotita. No entanto,

uma pequena fração das componentes de coercividade média e forte continua até 450°C,

sugerindo a presença de uma pequena fração de magnetita. As amostras com mistura de

cristais e matriz (TMG-17) apresentam novamente um comportamento que reflete uma

combinação entre as curvas de amostras de cristais e as curvas de amostras de matriz.

Amostras da parte superior da seção, onde não há cristais, mostram também uma

variação na mineralogia magnética (Fig. 7.4b). Os níveis de calcário cinza, mais abundantes

neste setor do perfil, têm comportamento muito semelhante àquele encontrado nos micritos da

parte inferior da pedreira, onde o principal portador magnético é a pirrotita. No entanto,

alguns níveis de calcário com coloração avermelhada mais intensa são caracterizados por

frações de coercividades média e alta importantes, que não desmagnetizam completamente até

600°C, indicando a presença de hematita.

101

Figura. 7.4. Curvas de desmagnetização triaxial de MRI para amostras (a) da base da seção Sambra e (b) da parte superior da seção Sambra. As curvas representam as frações de coercividade alta (>0,3 T), média (0,1-0,3 T) e baixa (<0,1 T).

102

7.2.3. Curvas termomagnéticas Curvas termomagnéticas para as amostras de Sambra foram obtidas usando o aparato

KLY4/CS3, que mede a susceptibilidade magnética durante o aquecimento e o resfriamento

das amostras desde a temperatura ambiente até 700ºC em atmosfera de argônio. Foram

efetuadas curvas para amostras de matriz (TMG-14D) e cristais (TMG-15B). Dois exemplos

são apresentados na Figura 7.5. Em ambas os casos as curvas têm comportamento

irreversível, ou seja, as curvas de aquecimento são diferentes das curvas de resfriamento. Este

comportamento revela importantes transformações na mineralogia magnética, com a

formação de novos minerais magnéticos a partir de 400ºC. Portanto, as temperaturas de

transição observadas nessas curvas, em torno de 580ºC (magnetita) e 350ºC (maghemita?),

indicam os minerais formados durante o experimento e não a mineralogia primária dos

sedimentos.

Figura. 7.5. Curvas termomagnéticas para as amostras TMG-14D (matriz) e TMG-15B (cristais) da porção inferior da seção Sambra.

103

7.2.4. Discussão A porção da Formação Sete Lagoas representada na seção Sambra compreende uma

assembléia mineralógica magnética composta por magnetita, pirrotita e hematita. Na base da

seção, onde há alternância cíclica de níveis com leques de cristais pseudomorfos de aragonita

e níveis compostos somente pela matriz micrítica, os níveis de cristais são essencialmente

compostos por óxidos de ferro (hematita e magnetita) enquanto os níveis de micrito contém

essencialmente pirrotita e uma pequena fração de magnetita. No topo da seção Sambra, onde

não ocorrem leques de cristais, as porções de micrito de coloração cinza contêm pirrotita e

magnetita como os litotipos equivalentes encontrados mais abaixo, enquanto os níveis de

coloração avermelhada apresentam hematita como mineral magnético preponderante.

A coexistência de óxidos e sulfetos de ferro em uma mesma seqüência, seria

normalmente interpretada como produto de diferentes eventos diagenéticos. Contudo, no caso

da Formação Sete Lagoas a assembléia de minerais magnéticos está relacionada às condições

paleo-redox contrastantes que regeram a formação das diferentes fácies sedimentares. A

história tem início com a geração de uma quimioclina óxica-anóxica próximo à interface

sedimento-água, induzida por atividade de bactérias sulfato-redutoras, em ambiente restrito.

Dessa forma, abaixo da quimioclina houve precipitação de micrito e formação de pirrotita em

ambiente redutor. Enquanto acima da quimioclina se estabeleceram condições mais

oxigenadas onde houve formação dos leques de cristais e dos óxidos de ferro (magnetita e

hematita). Esse modelo é consistente tanto com as assinaturas isotópicas de carbono e ferro,

quanto com os dados sedimentológicos e geoquímicos obtidos nos cristais e na matriz de

amostras de Sambra.

A formação de magnetita em condições diagenéticas é bem estudada (e.g., Tarling e

Turner, 1999). Em muitos ambientes marinhos, particularmente onde a redução sulfato-

bacteriana é ativa, a magnetita detrítica é parcialmente dissolvida e convertida em sulfeto de

ferro (e.g., Canfield e Berner, 1987; Karlin, 1990; Leslie et al., 1990). Mas a magnetita pode

ser também produzida próximo ou na própria interface sedimento-água por microorganismos,

seja através das bactérias magnetotáticas (e.g., Frankel et al., 1979, 1980; Chang e

Kirschvink, 1985), seja por redução dissimilatória de Fe3+ (Konhauser, 1998). Na verdade, a

taxa de produção de magnetita por redução dissimilatória bacteriana de Fe3+ é milhares de

vezes maior do que a taxa de produção desse mineral por bactérias magnetotáticas

(Konhauser, 1998).

104

A ocorrência de magnetita e pirrotita em carbonatos da Formação Sete Lagoas e da

Formação Salitre foi reportada anteriormente por D’Agrella Filho et al. (2000) e Trindade et

al. (2004). No entanto, estes trabalhos não oferecem uma explicação para a ocorrência

simultânea desses dois portadores. A ocorrência importante de hematita identificada em

diversas amostras de Sambra, associada aos leques de cristais de calcita, não havia sido

descrita anteriormente. Aqui toda a assembléia de minerais magnéticos é interpretada como

resultado de diagênse precoce regulada por intensa atividade microbiana.

7.3. Componentes de magnetização As amostras da Formação Sete Lagoas foram submetidas a desmagnetizações

sucessivas, por campos magnéticos alternados ou por aquecimento. O tratamento térmico foi

mais eficiente na individualização das componentes magnéticas (Figs. 7.6 a 7.8 e Tabela 7.1).

Uma componente de baixa temperatura (componente A), isolada após o aquecimento

entre 150°C e 275°C, foi identificada na maior parte dos espécimens das três seções

amostradas (Sambra, Tatiana e Carrancas). Ela apresenta uma direção norte a noroeste e

inclinação negativa moderada a baixa. As baixas temperaturas de desbloqueio e a

proximidade em orientação dessa componente com o campo magnético atual, sugerem que

esta magnetização é provavelmente de origem viscosa (resulta do decaimento da remanência

original ao longo do tempo).

Uma segunda componente (componente B) também foi identificada em boa parte dos

espécimens das três seções amostradas. Ela tem orientação norte a nordeste e inclinação

positiva. As temperaturas de desbloqueio desta componente apresentaram variação

dependendo da fácies amostrada. Em amostras de cristais da porção inferior da seção Sambra

(TMG-15B3 e TMG-16C3; Fig. 7.6), esta componente é portada por magnetita (e hematita) e

apresenta temperaturas de desbloqueio entre 450°C e 500°C. Diagramas de desmagnetização

AF de amostras de cristais (TMG-16C1; Fig. 7.6) mostram apenas uma ligeira queda na

intensidade de magnetização até campos de 160 mT, que é consistente com a alta

coercividade dos portadores magnéticos nos cristais indicada também pelas curvas de MRI.

Em amostras de micritos cinza, estejam eles intercalados nos cristais (TMG-20B2; Fig. 7.6),

ou nas fácies onde não ocorrem cristais na parte superior da pedreira Sambra (TMG-21C2;

Fig. 7.7), ou ainda nos carbonatos de Tatiana e Carrancas (LU-4D1 e TA-1G2; Fig. 7.8), essa

componente apresenta temperaturas de desbloqueio entre 300°C e 360°C. Essas mesmas

amostras são completamente desmagnetizadas por campos alternados de até 160 mT (TMG-

105

21E1; Fig. 7.7). Em Sambra pode-se detectar uma ligeira variação na declinação entre as

amostras de cristais e matriz; as amostras de cristais que tem magnetita como portador

principal apresentando direções mais próximas do norte. Na porção superior de Sambra as

amostras de calcário vermelho apresentaram temperaturas de desbloqueio bastante elevadas,

da ordem de 680°C, mas as direções não apresentaram coerência nem na escala do sítio (nível

estratigráfico) nem entre os diferentes sítios onde esse tipo de material foi coletado.

Figura. 7.6. Diagrama ortogonal, estereográfico e curva de decaimento da intensidade de magnetização para amostras da parte inferior da seção Sambra. Nos diagramas ortogonais os círculos fechados (vazados) referem-se à projeção horizontal (vertical) dos vetores; nos estereogramas (redes de Wulff) os círculos fechados (vazados) indicam direções para baixo (para cima). Note o salto na escala da projeção ortogonal da amostra TMG-16C1 que não foi completamente desmagnetizada pelo tratamento por campos alternados.

106

Figura. 7.7. Diagrama ortogonal, estereográfico e curva de decaimento da intensidade de magnetização para amostras da parte superior da seção Sambra. Nos diagramas ortogonais os círculos fechados (vazados) referem-se à projeção horizontal (vertical) dos vetores; nos estereogramas (redes de Wulff) os círculos fechados (vazados) indicam direções para baixo (para cima).

107

Figura. 7.8. Diagrama ortogonal, estereográfico e curva de decaimento da intensidade de magnetização para amostras das seções Carrancas (amostras LU) e Tatiana (amostras TA). Nos diagramas ortogonais os círculos fechados (vazados) referem-se à projeção horizontal (vertical) dos vetores; nos estereogramas (redes de Wulff) os círculos fechados (vazados) indicam direções para baixo (para cima).

108

Tabela 7.1. Componentes A e B isoladas para as amostras analisadas. As direções médias são dadas por sua declinação (D), inclinação (I), cone de confiança a 95% (α95) e parâmetro de precisão (k) (Fisher, 1953). PGV é o pólo geomagnético virtual dado pela paleolongitude (Plong.) e paleolatitude (Plat.). N é o número de espécimens analisados e n é o número de espécimens utilizados no cálculo da média. A tabela mostra apenas os sítios que apresentaram direções médias coerentes.

magnetização remanente PGV Sítio n/N D (°) I (°) α95 (°) k Plong. (°E) Plat. (°N) Componente A Sambra 13 3/8 327.7 -30.3 7.3 284.18 45 -74.8 14 8/9 335.1 -32.7 13.2 18.6080 29.5 -81.5 15 9/9 337.4 -36.9 5.7 82.17 39.7 -74 16 4/9 332.6 -45.3 15.5 35.99 21.5 -77.8 17 5/9 338.9 -33.3 10.5 53.66 206.7 -89.5 20 8/9 0.9 -41.6 7.1 62.18 288.3 -83.4 21 10/10 352.7 -35.0 7.1 169.03 324.5 -87.5 23 6/10 338.8 -44.7 10.5 41.96 357.1 -79.6 26 5/7 332.5 -32.7 10.3 81.30 27.2 -78.2 27 9/9 336.0 -27.3 6.1 71.61 36.8 -79.9 29 3/5 329.0 -46.9 21.5 33.86 4.1 -75.7 32 5/7 341.5 -48.4 10.3 56.62 345.4 -79.5 33 9/9 346.5 -52.2 4.1 157.30 354.6 -71.7 Carrancas 1 8/12 1,1 -35.4 8.4 43.9394 251 -88.8 2 13/18 24.0 -37.5 14.8 8.8479 277.9 -81.4 4 8/13 10.2 -36.0 15.6 13.5532 324 -83.5 Tatiana 1 3/49 331.2 -33.8 34.0 14.19 42.3 -62.8 Componente B Sambra 13 7/8 328.2 74.7 12.8 23.10 307.4 3.2 14 5/6 25.8 62.2 5.5 4.9798 323.4 9.9 15 9/9 17.0 69.2 2.7 8.978 328.3 13 16 8/9 27.6 66.5 6.0 85.34 324.8 9.9 17 9/9 22.2 67.8 5.4 8.9123 322.6 9.6 18 5/6 15.4 68.0 10.0 59.46 315.0 10.8 19 7/9 73.4 56.6 12.2 25.28 343.7 0.9 20 8/9 57.2 64.6 5.0 7.9431 336.4 3.9 21 10/10 74.3 69.9 9.3 27.79 320.9 5.5 23 8/10 47.8 69.8 6.9 65.98 330.9 3.7 24 8/10 52.9 -74.1 11.2 25.63 338.2 26.1 25 3/10 38.3 69.8 8.5 37.68 333.5 10.8 26 9/11 36.5 61.7 11.9 42.18 331.9 11.3 27 4/9 7.7 75.9 14.6 40.54 318.9 3.8 28 2/3 337.0 -39.2 15.5 262.30 318.4 0.3 30 8/9 40.9 73 7.3 58.32 336.1 5.5 31 8/9 36.7 71.0 4.5 132.38 325.4 5.3 32 9/9 17.1 67.6 10.4 34.36 323.1 10.2 33 7/9 32.3 58.0 8.2 54.76 343.4 24.9 Carrancas 1 7/12 17.5 85.9 13.1 22.3429 313.9 0.5 2 12/18 12.7 81.5 4.9 80.7339 318.4 0.3 4 8/3 53.1 82.0 10.0 31.8014 318.6 3 Tatiana 1 6/49 35.4 62.5 13.2 26.63 342.3 19.3 Componente A 343.4 -39.7 5.2 44.57 30.3 3.7 Componente B 28.9 70.3 4.0 63.01 332.8 12.5

109

Na Figura 7.1 está representada a variação das direções médias das componentes A e B

ao longo da seção Sambra. Nota-se uma grande regularidade na orientação de ambas as

componentes em toda a seção. A variação mais significativa ocorre na transição entre as

associações de fácies AF2 e AF3, onde a declinação da componente B aumenta de

aproximadamente 45°. Essa diferença pode estar ligada à ausência de cristais na associação de

fácies AF3, uma vez que as amostras de cristais nesta seção têm uma tendência a apresentar

direções com declinação mais próxima de norte. Uma variação semelhante em orientação

havia sido notada nos trabalhos anteriores de D’Agrella-Filho et al. (2000) e Trindade et al.

(2004), onde a componente com temperatura de desbloqueio mais elevada e direção mais

próxima de norte foi denominada componente C, enquanto a componente com temperatura de

desbloqueio mais baixa e direção mais próximas de leste-nordeste foi denominada

componente B. Aqui todas as direções foram agrupadas sob a denominação de componente B.

Na Figura 7.9 estão representadas as direções de magnetização isoladas para cada

amostra dos sítios Carrancas e Tatiana. Os sítios de Tatiana apresentam as mesmas

componentes observadas em Sambra, mas com uma grande dispersão nas direções da

componente A. Para Carrancas, além das direções obtidas para os carbonatos estão

representadas também as direções obtidas para o arenito, a matriz do conglomerado e os

seixos. Foi possível isolar as componentes A e B tanto nos carbonatos de Carrancas quanto

nos arenitos e na matriz carbonática recristalizada dos conglomerados. Em todos os litotipos

essas direções apresentam boa coerência com aquelas obtidas em Sambra. Por outro lado, as

direções obtidas nos seixos são aleatórias e não repetem as direções observadas abaixo, acima

e na própria matriz do conglomerado. Esse resultado pode ser classificado como um teste do

conglomerado positivo, o que indicaria que as componentes de magnetização A e B são

primárias. No entanto, como essas componentes estão registradas em fases de origem

diagenética, inclusive na matriz recristalizada do conglomerado, a interpretação mais correta é

que embora os clastos preservem uma magnetização aleatória da época de deposição do

conglomerado, o arenito e a matriz guardam uma magnetização mais jovem de origem

diagenética.

110

Figura. 7.9. Direções por amostras para as seções carrancas e Tatiana. Os diagramas apresentados são referentes ao arenito, à matriz e aos seixos do conglomerado, além dos carbonatos de Carrancas e Tatiana.

7.4. Pólos paleomagnéticos e idade das componentes de magnetização As direções médias por sítios para as três seções amostradas são apresentadas na Figura

7.10. Na mesma figura estão localizadas também a direção do campo geomagnético atual e do

campo dipolar para a região amostrada. A componente A tem orientação muito próxima do

campo dipolar e do campo atual, muito embora o cone de erro não englobe estas orientações.

A direção média calculada para todos os sítios analisados fornece um pólo de coordenadas

111

74.1°S e 30.3°E (Dp = 3.7, Dm = 6.2). A componente B tem orientação bastante coerente para

as três seções estudadas. A direção média calculada para todos os sítios analisados fornece um

pólo de coordenadas 12.5°N e 332.8°E (Dp = 6, Dm = 6.9).

Figura. 7.10. Direções médias por sítio para as seções Carrancas, Tatiana e Sambra. Os símbolos fechados (vazados) correspondem a inclinações positivas (negativas). CA, corresponde ao campo geomagnético atual e CD ao campo dipolar.

Os pólos obtidos nesse trabalho podem ser comparados a pólos de referência para a

América do Sul. O pólo correspondente à componente A situa-se próximo dos pólos do

Jurássico e Cretáceo (Tamrat e Ernesto, 2006) e pode corresponder a um evento de

remagnetização desta idade, mas uma origem viscosa mais recente também é possível, tendo

em vista as baixas temperaturas de desbloqueio e a proximidade da direção média à

orientação do campo atual na região. O pólo referente à componente B, por sua vez, pode ser

comparado com os outros pólos obtidos para o Grupo Bambuí e para a Formação Salitre (Fig.

7.11). O pólo obtido nesse trabalho para as componentes de mais alta temperatura foi

112

denominado pólo Sete Lagoas. Ele coincide com o pólo determinado a partir da componente

B dos carbonatos do Bambuí (D’Agrella-Filho et al., 2000) e também com o pólo referente à

componente 2 de Sierra de las Animas (Sanchez-Bettucci e Rapalini, 2002). Ele também

situa-se próximo dos pólos obtidos para a componente C de Bambuí e Salitre, do pólo da

componente B do Grupo Araras (Trindade et al., 2003) e do pólo obtido dos diques de

Itabaiana (Trindade et al., 2006), para o qual duas datações Ar-Ar fornecem uma idade de 525

± 5 Ma. Esta idade é bem mais jovem do que a idade obtida para os carbonatos da seção

Sambra, reforçando a idéia de que a magnetização registrada nestas rochas reflete um evento

de remagnetização mais jovem.

Figura. 7.11. Comparação do pólo obtido para a Formação Sete Lagoas com pólos de carbonatos Neoproterozóicos da América do Sul e o pólo de referência dos diques de Itabaiana.

113

A idade da magnetização dos carbonatos das seções Sambra, Tatiana e Carrancas pode

ser ainda inferida com base na comparação do pólo Sete Lagoas com outros pólos de

referência cambrianos do Gondwana. Para tal, efetuou-se a rotação dos pólos de referência

disponíveis para os diversos elementos do Gondwana para a África usando a reconstrução de

de Reeves et al., (2004) que leva em conta as deformações intraplaca ocorridas após o

Precambriano (Tabela 7.2). Os pólos do Gondwana representados na Figura 7.12 seguem uma

curva de deriva polar aparente sinuosa, a qual passa pelo pólo Sinyai Dolerite (C3; ~547 Ma),

pelos pólos australianos Upper Arumbera e Todd River (A1 e A2; 545 e 528 Ma,

respectivamente), em seguida pelos pólos Itabaina (C4; 525 Ma) e Ntonya Ring (C5; ~522

Ma), pelo pólo médio da Austrália para 515 Ma (A4-A7) e pelos pólos Sor Rondane (~512

Ma) e Piquete (~510 Ma). O posicionamento do pólo obtido em relação aos referidos pólos de

referência também remete a uma idade em torno de 520 Ma para a magnetização registrada

nos carbonatos da plataforma Sete Lagoas.

Existem registros de casos onde a magnetização original (primária) foi completamente

alterada, mas o sistema isotópico foi preservado fornecendo a idade de formação dos

depósitos. Estudos realizados por DeWolf e Halliday (1991) mostraram que depósitos de

calcário do Ordoviciano Superior dos Estados Unidos, que fornecem pólos paleomagnéticos

referentes a um evento de remagnetização ocorrido durante o Paleozóico Inferior,

preservaram o sistema U-Pb original na calcita. Os autores propõem que se a remagnetização

foi induzida por um evento de migração de fluidos, este não teria interagido com quantidades

significativas de carbonato, possibilitando a preservação de seu sistema isotópico original, o

qual fornece idade ordoviciana para os carbonatos. Dessa forma, a idade e os dados

paleomagnéticos obtidos para a Formação Sete Lagoas são compatíveis com uma situação em

que a magnetização foi alterada, fornecendo pólos em torno de 520 Ma, entretanto o sistema

isotópico não foi alterado, preservando a idade de deposição dos carbonatos há ca. 740 Ma.

114

Figura. 7.12. Comparação do pólo obtido para a Formação Sete Lagoas com pólos de referência para o Gondwana. Acima está representada a curva de deriva polar aparente do Gondwana construída a partir dos pólos de referência da Tabela 7.2. Abaixo um detalhe da figura mostrando os pólos Cambrianos da América do Sul e de outras unidades do Gondwana. Os pólos com melhor vínculo de idade estão indicados.

115

Tabela 7.2. Pólos paleomagnéticos selecionados para o Gondwana entre 600 Ma e 500 Ma. Regular fit Tight fit

CÓDIGO DO PÓLO Plat (º N)

Plon. (º E)

Plat. (º N)

Plon. (º E)

Plat. (º N)

Plon. (º E)

a95 (º)

Idade (Ma) Referências

AUSTRÁLIA A1 Upper Arumbera -46 337 -9 332 -14 336 5 545 Kirschvink (1978)

A2 Todd River -43 340 -5 331 -10 335 8 528 Kirschvink (1978)

A3 Hawker Group -21 15 28 348 24 348 13 535 Klootwijk (1980)

A4 Pertaoorta Group -33 12 15 349 12 351 8 520 Klootwijk (1980)

A5 Kangaroo Island -34 15 15 352 12 354 12 519 Klootwijk (1980)

A6 Billy Creek -37 20 13 357 11 358 14 517 Klootwijk (1980)

A7 Giles Creek -38 25 13 1 11 3 10 507 Klootwijk (1980)

A8 Lower Lake Frome -31 27 20 2 18 3 10 507 Klootwijk (1980)

ANTARCTICA

AN1 Sør Rondane -29 10 11 9 10 7 5 510 Zijderveld (1968)

ÁFRICA e AMÉRICA do SUL

C1 Dokhan volcanics (SO) 43 216 43 216 42 227 5 593 Davies (1980)

C2 Mirbat SS (AR) -32 334 -32 334 -34 330 2 550 Kempf et al. 2000)

C3 Sinyai dolerite (SO) -28 319 -28 319 -40 321 5 547 Meert e Van der Voo (1996)

C4 Itabaiana dikes (SA) 35 315 31 331 29 330 8 525 Trindade et al. (2006)

C5 Ntonya Ring (TA) 28 345 28 345 28 345 2 522 Briden et al. (1968, 1993)

C6 Madagascar virgation zone (MA) -7 353 12 352 13 350 14 521 Meert et al. (2003)

C7 Bambui B (SA) 15 331 27 359 26 357 3 520 D’Agrella-Filho et al. (2000)

C8 Bambui C (SA) 32 322 34 338 32 337 3 525 Trindade et al. (2004)

C9 Juiz de Fora Complex (SA) 4 320 12 358 10 357 10 510 D’Agrella-Filho et al. (2004)

C10 Carion Granite (MA) -7 1 13 360 14 358 11 508 Meert et al. (2001)

C11 Piquete Formation (SA) -1 347 24 24 24 22 10 500 D’Agrella-Filho et al.(1986)

C12 Salitre B 25 345 10 525 Trindade et al. (2004)

C13 Salitre C 33 323 4 520 Trindade et al. (2004)

RIO DE LA PLATA (SA)

R1 Campo Alegre -57 223 -82 52 -81 67 9 590 D’Agrella-Filho e Pacca (1988)

R2 Sierra de las Animas 2 -17 251 -47 312 -50 312 16 550 S-Bettucci e Rapalini (2002)

R3 Sierra de las Animas 1 6 338 25 11 24 9 19 520 S-Bettucci e Rapalini (2002)

AMAZÔNIA (SA)

Am1 Araras Group A 83 113 51 249 49 251 9 600 Trindade et al. (2003)

Am2 Araras Group B 34 327 38 340 36 338 10 525 Trindade et al. (2003)

Nota: Pólos de rotação para o referencial do Gondwana (Reeves et al., 2004): Arábia (AR): -59.43ºN, 85.67ºE, 4.107º; Somália (SO): 1.59ºN, 36.67ºE, 11.99º; Tanzânia (TA): -89.0ºN, 210.0ºE, 0.4º; Madagascar (MA): -6.5ºN, 278.73ºE, 21.193º; Leste da Antártica (EA): -10.36ºN, 329.75ºE, 59.999º, América do Sul (AS): 43.017ºN, 329.935ºE, 58.842º; Austrália (AU): -25.505ºN, 299.332ºE, 56.262º; Oeste da África (OA): 8ºN, 9ºE, 7º. Pólos AS, AU e OA foram obtidos por Colin Reeves (não publicado).

116

Capítulo 8: Discussão e Conclusões Os dados faciológicos, estratigráficos, geocronológicos, isotópicos, geoquímicos,

petrográficos, mineralógicos e magnéticos obtidos para a seqüência carbonática da Formação

Sete Lagoas, permitem esboçar uma proposta de reconstituição de suas condições

paleoambientais. Além disso, alguns aspectos da história deposicional desses carbonatos têm

implicações importantes para a compreensão do registro Neoproterozóico.

8.1. Rampa carbonática Sete Lagoas 8.1.1. Evolução sedimentar

O registro sedimentar da Formação Sete Lagoas corresponde à implementação de uma

ampla plataforma carbonática que cobriu grande parte do Cráton do São Francisco durante o

Neoproterozóico. Ela compreende uma espessa sucessão carbonática com características de

diferentes ambientes deposicionais, que pode ser subdividida em dois ciclos de caráter

retrogradacional-progradacional, os quais registram a interação entre taxas de subsidência,

oscilação eustática e deposição de carbonatos.

Na região estudada os sedimentos repousam diretamente sobre o embasamento

cristalino ou, localmente, sobrepõem lentes do conglomerado Carrancas. No início da

evolução da bacia, o relevo irregular do embasamento propiciou a instalação de um ambiente

onde a conexão com o mar era limitada. Havia canais de águas rasas ligando microbacias

mais profundas, mas a circulação de águas oceânicas na plataforma era restrita. Nesse cenário,

condições de supersaturação em CaCO3 induziram a precipitação de aragonita (atualmente

leques de cristais de calcita) em dois contextos distintos: em microbacias, com águas calmas e

mais profundas e em ambientes com influência de onda e maré, nas porções mais rasas. Com

o aumento do nível do mar a conexão marinha tornou-se mais efetiva, a deposição passou a

ser fortemente influenciada por tempestade em rampa carbonática média e por maré em rampa

interna. Essa fase é caracterizada pelo desaparecimento dos cristais.

Um segundo ciclo transgressivo afogou a rampa depositando uma espessa sucessão de

carbonatos. Nesse segundo ciclo, fácies de água profunda, caracterizadas por deposição mista

carbonato-siliciclástica, são sobrepostas por calcários cristalinos com estruturas de onda de

tempestade depositados em rampa média, que caracterizam a retrogradação. A parte superior

do segundo ciclo compreende o registro de ambientes costeiros, de rampa interna, os quais

117

foram desenvolvidos após o progressivo raseamento da bacia, formando depósitos de onda de

tempo bom e de tempestade, associados a construções microbianas (estromatólitos).

Em linhas gerais, as interpretações paleoambientais revelam um cenário de rampa rasa à

profunda com depocentro na margem sudeste do Cráton do São Francisco, indicado pelo

aumento na espessura de depósitos de água profunda nesta direção, acompanhado pelo

adelgaçamento dos depósitos de água rasa. Uma datação direta da base da seqüência

carbonática Sete Lagoas indica que a deposição dessas rochas ocorreu há 740 Ma atrás

(Babinski et al., no prelo).

8.1.2. Condições paleoambientais

Os carbonatos estudados fornecem pistas importantes sobre quais foram os processos

químicos e biológicos atuantes na construção desse registro. O acesso a tais informações deu-

se por meio de investigações de cunho geoquímico, mineralógico e isotópico.

A fase inicial de implementação da rampa carbonática Sete Lagoas, em ambiente mais

restrito, foi marcada por uma significativa precipitação de aragonita. É fato que

supersaturação em CaCO3 constitui uma condição necessária para precipitação de aragonita,

logo quais os mecanismos que condicionaram o excesso de alcalinidade?

O modelo proposto consiste em um sistema bio-químico, o qual fora responsável tanto

pela precipitação de micrito quanto de aragonita. De acordo com esse modelo, águas

sulfídicas ocorreram na superfície dos sedimentos e na água dos poros graças à redução

sulfato-bacteriana, que por sua vez, induziu a formação de uma quimioclina óxica-anóxica

próximo à interface sedimento-água. Na zona redutora, o consumo de matéria orgânica libera

alcalinidade favorecendo a precipitação de micrito bem como de sulfetos como pirrotita e

pirita. Nessas condições redutoras o Ba permanece insolúvel e não há formação de barita.

Acima da quimioclina forma-se um forte gradiente sulfático, favorecendo a precipitação de

aragonita ao invés de calcita, além de possibilitar a precipitação de barita, bem como

magnetita e hematita por meio de redução dissimilatória do ferro. Como a fonte de íon

bicarbonato não muda significativamente ao longo da quimioclina, a assinatura isotópica de

carbono no micrito e nos cristais é semelhante, embora no micrito seja levemente enriquecida

em relação aos cristais. Em oposição, as mudanças nas condições de oxi-redução ocorridas

são refletidas nas anomalias de Ce que apresentam comportamento contrastante entre o

micrito e os cristais. Os cristais mostram anomalia negativa mais acentuada que o micrito, o

que implica em condições de formação mais oxigenadas.

118

A influência de atividade bacteriana no ambiente de formação dos pares de

cristais/micrito é refletida também no fracionamento dos isótopos de ferro. Existe uma estreita

relação entre os valores de δ56Fe obtidos e o litotipo analisado, pois os níveis de cristais

apresentam valores de δ56Fe mais negativos (entre -0,3‰ e -0,4‰) que os de micrito (δ56Fe

mínimo -0,2‰). Considerando que os isótopos de ferro não são fracionados por intemperismo

ou metamorfismo e que o principal mecanismo de fracionamento desses isótopos é a atividade

biogênica, os valores de δ56Fe registrados na base da Formação sete Lagoas são concordantes

com o modelo paleoambiental formulado para explicar os dados sedimentológicos e

geoquímicos. Além disso, sabe-se que bactérias dissimilatórias de ferro tendem a empobrecer

mais o substrato em 54Fe que as bactérias sulfato-redutoras, tornando os valores de δ56Fe mais

negativos. A assembléia de minerais magnéticos característica dos pares de cristais/micrito

sugere que, provavelmente, nos níveis de cristais onde os valores de δ56Fe são mais negativos,

a precipitação de minerais de ferro foi induzida pela atividade de bactérias dissimilatórias, as

quais através de seu metabolismo induziram a formação de magnetita e hematita. Por outro

lado, a ocorrência de micrito menos empobrecido em 54Fe, contendo dominantemente pirita e

pirrotita como minerais de ferro, corrobora a idéia de que abaixo da quimioclina

predominavam bactérias sulfato-redutoras.

A situação de ambiente restrito mudou com o aumento do nível do mar, quando toda a

plataforma foi inundada e as condições químicas foram homogeneizadas para um ambiente

aberto com ampla conexão marinha. A nova configuração ambiental ficou registrada nos

valores de δ13C em torno de 0‰, coerentes com a assinatura normal dos oceanos, fechando a

deposição da primeira seqüência. O ambiente deposicional da segunda seqüência foi marcado

por forte aporte de matéria orgânica eficientemente soterrada no sistema. Com a captura de

carbono leve pelo soterramento de matéria orgânica, houve enriquecimento relativo do

carbono pesado e, em conseqüência, os valores de δ13C aumentaram significativamente desde

a base até o topo da segunda seqüência, atingindo valores de até +14‰. Não foram feitas

análises geoquímicas, mineralógicas e tampouco a assinatura de isótopo de ferro foi

determinada para a segunda seqüência, limitando qualquer inferência quanto às interações

químicas e biológicas ocorridas. Contudo, estudos paleontológicos em andamento revelam a

existência de uma significativa assembléia microfossilífera na parte superior da Formação

Sete Lagoas (R. Hidalgo, comunicação pessoal).

O conjunto de características (sedimentares, estratigráficas e isotópicas) obtido para a

Formação Sete Lagoas permite definir essa unidade como uma seqüência de carbonato de

119

capa. Adicionalmente, a idade de 740 Ma obtida na base dessa sucessão a insere no grupo das

capas carbonáticas Sturtian.

8.2. Implicações para o Neoproterozóico A ocorrência de depósitos glaciais diretamente sobrepostos por depósitos carbonáticos é

conhecida como o “paradoxo climático do Neoproterozóico”. O estudo da Formação Sete

Lagoas provê informações que abrem margem à discussão de três importantes aspectos do

registro Neoproterozóico, a saber: o significado de estruturas sedimentares “anômalas” nos

depósitos carbonáticos pós-glaciais; o significado da assinatura isotópica de carbono nessas

rochas e a sincronia dos eventos glaciais.

O Neoproterozóico é classicamente referido como um período geológico marcado por

eventos de resfriamento, os quais corresponderiam aos eventos glaciais mais rigorosos já

ocorridos na história da Terra. Embora o número exato de eventos glaciais ocorridos ainda

permaneça controverso, é corrente admitir a existência de pelo menos três grandes eventos;

dois ocorridos no Criogeniano e um no Ediacarano. De igual modo, é comum na literatura

concernente aos registros glaciais e carbonáticos do Neoproterozóico a utilização dos termos

Sturtian, Marinoan e Gaskiers para referenciar as glaciações, da mais antiga para a mais

jovem. Essa nomenclatura será utilizada na discussão a seguir.

8.2.1. Estruturas sedimentares “anômalas”

Estruturas sedimentares ditas anômalas caracterizam a faciologia das seqüências

carbonáticas do Neoproterozóico. Dentre tais estruturas destacamos os leques de cristais

pseudomorfos de aragonita, abundantes na Formação Sete Lagoas e cuja ocorrência tem sido

reportada em várias outras seções carbonáticas Neoproterozóicas (e.g., Hoffman et al., 1998a;

James et al., 2001; Hoffman et al., 2002; Nogueira et al., 2003; Lorentz et al., 2004; Corsetti

et al., 2004), sendo inclusive utilizada como um elemento de correlação.

A gênese dos leques de cristais no Neoproterozóico é atribuída na maioria dos trabalhos

a um evento global de aumento da alcalinidade dos oceanos. Contudo, a fonte provedora do

excesso de alcalinidade nos oceanos constitui um debate em aberto (e.g., Grotzinger e Knoll,

1995; Hoffman e Schrag, 2002; Kennedy et al., 2001).

Três modelos são propostos para explicar o aumento de alcalinidade nos oceanos. O

primeiro modelo concebe um aumento no intemperismo de silicatos condicionado a uma

atmosfera pós-glacial com altas concentrações de CO2 fornecendo alcalinidade para os

120

oceanos (Hoffman et al., 1998a,b). Essa hipótese requereria uma glaciação de longa duração

para que quantidades significativas de CO2 pudessem ser armazenadas na atmosfera através

de escape de gases vulcânicos. O segundo modelo evoca a dissociação de clatratos de metano

no período pós-glacial e a concomitante degradação microbiana do metano como a fonte de

alcalinidade necessária para gerar um evento de supersaturação em CaCO3 (Kennedy et al.,

2001). A concepção desse modelo implica na existência de fácies de exsudação de metano nos

depósitos glaciais, o que até então não foi verificado. O terceiro modelo propõe um processo

de subversão nas águas, causado por correntes de ressurgência marinha (Grotzinger e Knoll,

1995). Nesse modelo, durante as glaciações ocorreria a estratificação das águas do oceano.

Com a estagnação as águas profundas tornar-se-iam anóxicas e alcalinas. Após o período

glacial, com o degelo, correntes de ressurgência misturariam águas profundas com alta

concentração de alcalinidade com águas superficiais ricas em cálcio, gerando um evento de

supersaturação em CaCO3.

Neste trabalho o modelo proposto para a formação dos cristais aventa condições

paleoambientais restritas, onde a principal fonte de alcalinidade teria sido a atividade

bacteriana sulfato-redutora. Note que, embora em Sete Lagoas os cristais estejam relacionados

a uma associação de fácies transgressiva pós-glacial, esse modelo independe de uma glaciação

ou de um evento global de alcalinidade.

Os leques de cristais pseudomorfos de aragonita em depósitos do Neoproterozóico são

considerados característicos de unidades depositadas após a glaciação Marinoan. Portanto,

sua ocorrência tem sido adotada como elemento auxiliar para distinguir entre sucessões pós-

Sturtian e sucessões pós-Marinoan. No entanto, a idade Pb-Pb de 740 ± 22 Ma obtida para a

Formação Sete Lagoas indica que essa unidade é mais antiga que o término da glaciação

Marinoan bem datado há 635 Ma. Isso reforça a inconsistência na utilização de determinadas

fácies como diagnósticas de cada período glacial Neoproterozóico (c.f., Lorentz et al., 2004).

De fato, se considerarmos o modelo apresentado neste trabalho para a origem dos leques de

cristais, ou mesmo o modelo de ressurgência de um oceano estratificado, não é necessário

nem mesmo um evento prévio de glaciação extrema (Snowball ou Slushball Earth) para a

formação dessas estruturas. Esse pode ser o caso, por exemplo, das Formações Pocatello e

Johnnie, no oeste dos Estados Unidos, onde vários níveis de carbonatos com cristais

pseudomorfos de aragonita são encontrados sem evidências de recobrimento de unidades

glaciais ou superfícies equivalentes.

121

8.2.2. Significado das excursões negativas e positivas de carbono

As excursões negativas de δ13C dos carbonatos de capa são atribuídas a mudanças no

ciclo do carbono condicionadas por eventos de glaciação. Sua existência é considerada uma

forte evidência do degelo de uma “Terra bola de neve”. Além disso, na ausência de níveis

bioestratigráficos que forneçam camadas-guia para a correlação dos depósitos, as excursões

negativas de carbono são usadas como o principal vínculo de correlação global para o

Neoproterozóico.

Na Formação Sete Lagoas o início da curva que define a variação da composição

isotópica de carbono é caracterizada por valores negativos de até -4.5‰. Esses valores passam

rapidamente para 0‰ persistindo neste valor até o fim da primeira seqüência. Na base da

segunda seqüência a curva é definida por valores de δ13C superiores a 0‰ aumentando

continuamente em direção ao topo da seqüência onde atinge o valor máximo de +14‰.

Os valores negativos de δ13C estão diretamente relacionados com o mecanismo de

geração da alcalinidade responsável pela deposição dos carbonatos. Na plataforma Sete

Lagoas as razões isotópicas de carbono da base da primeira seqüência são interpretados como

o resultado do empobrecimento em 13C gerado pela atividade de bactérias sulfato-redutoras e

oxidação da matéria orgânica pelo sulfato gerado durante o metabolismo de tais bactérias,

bem como pela difusão de oxigênio dissolvido na coluna de água. Com base nesse modelo a

excursão negativa de carbono registrada na base da Formação Sete Lagoas foi produzida em

um ambiente restrito, portanto, não representa a assinatura de δ13C do oceano. Isso suscita

ressalvas quanto ao uso da assinatura isotópica de carbono como vínculo de correlação global

de seqüências carbonáticas Neoproterozóicas. Além disso, o empobrecimento em 13C como

um efeito bio-induzido contrapõe a idéia de diminuição da atividade biológica após os eventos

glaciais (Hoffman et al., 1998). Por outro lado, o ambiente sedimentar que propiciou a

formação dos leques de cristais e da assinatura isotópica em Sete Lagoas está intrinsecamente

relacionado a uma importante transgressão marinha pós-glacial. Não seria difícil imaginar

contextos similares em outras unidades cratônicas na mesma época.

Com respeito aos valores positivos, neste trabalho duas das possibilidades classicamente

aventadas para as anomalias positivas de δ13C (descritas no Capítulo 6) são cogitadas para

explicar a excursão registrada na segunda seqüência da Formação Sete Lagoas: altas taxas de

soterramento de matéria orgânica no oceano ou aumento localizado de soterramento de

matéria orgânica.

122

Excursões positivas de δ13C são observadas ao longo de todo o período Proterozóico.

Uma tendência positiva nos valores de δorgânico entre 2.5 e 0.6 Ga foi pontuada por Des Marais

et al. (1992) e Des Marais (1994). Tratando particularmente do Neoproterozóico grandes

excursões positivas de δ13C são verificadas nos períodos interglaciais compreendidos entre

0.8 e 0.6 Ga (c.f. revisão em Knoll et al., 1986). As excursões positivas de δ13C entre 2.2 e 2.0

Ga (e.g., Baker e Fallick, 1989; Karhu e Holland, 1996) e entre 1.0 e 0.6 Ga (e.g., Knoll et al.,

1986; Narbonne et al., 1994; Kaufman e Knoll, 1995; Brasier e Shields, 2000; McKirdy et al.,

2001; Shields et al., 2002) são atribuídas a episódios globais de aumento relativo nas taxas de

sedimentação orgânica. Essas observações para o Proterozóico mostram uma relação

consistente entre mudanças no padrão isotópico do carbono, o ambiente global e a atmosfera,

pois observa-se uma relação direta entre os eventos de aumento no soterramento de matéria

orgânica e aumento na concentração de O2 atmosférico, bem como de e Fe24−SO 3+ sedimentar

(Des Marais, 1997). Embora haja consistência no aumento de valores de δ13C na Formação

Sete Lagoas com a de outras seqüências do Neoproterozóico, sugerindo eventos globais de

aumento no soterramento de matéria orgânica, nós não dispomos de elementos que permitam

descartar mudanças na taxa de soterramento de matéria orgânica em uma bacia restrita como

explicação para a origem da excursão positiva de carbono da Formação Sete Lagoas.

8.2.3. Sincronia dos eventos glaciais e dos carbonatos de capa

Conforme exposto no capítulo 1 e posteriormente discutido também no capítulo 5, ainda

existem problemas quanto à delimitação das idades correspondentes a cada um dos eventos

glaciais ocorridos no Neoproterozóico. A idade de 740 Ma obtida para a base da Formação

Sete Lagoas (Babinski et al., no prelo) relaciona essa unidade ao evento glacial Sturtian. No

entanto, o intervalo amplo de idades para seqüências relacionadas ao evento glacial mais

antigo do Neoproterozóico sugere que a glaciação Sturtian não representa um evento discreto.

Ou esse evento corresponde a um longo período frio na história do planeta compreendendo

mais de 80 Ma de avanços e recuos da calota polar, ou representa uma série de eventos

glaciais pontuais diacrônicos que não podem ser discriminados atualmente em função da

escassez de dados estratigráficos e geocronológicos.

Com o crescimento do banco de dados para seqüências glaciais e carbonáticas do

Neoproterozóico, a sincronia entre os eventos glaciais é uma questão fundamental no

entendimento das condições paleoclimáticas daquele período. A minha experiência em Sete

Lagoas e o contato com a literatura referente ao registro sedimentar desse período conduziu à

123

construção de algumas impressões e especulações sobre as seqüências Neoproterozóicas, com

as quais finalizo essa discussão.

As descrições de seqüências identificadas como carbonatos de capa em diferentes

continentes parecem indicar que a maior parte das incongruências recaem na tentativa de

correlação entre depósitos atribuídos ao evento glacial Sturtian. A ocorrência de depósitos

com características de carbonatos de capa que não apresentam qualquer relação com depósitos

glaciais, bem como a falta de uniformidade na sucessão sedimentar, tornam as correlações

sempre muito problemáticas em se tratando de tais depósitos. Entretanto, ao examinar os

dados sobre o registro sedimentar relacionado ao evento Marinoan a sensação é diferente.

Embora existam pontos desconexos, a uniformidade no registro é muito maior e as

correlações mais claras. Esse panorama permite especular que durante o Neoproterozóico, a

Terra experimentou um grande evento glacial (Marinoan), o qual provavelmente cobriu

simultaneamente grande parte do planeta com gelo (Snowball ou Slushball Earth). Por outro

lado, não se pode negar a relação de alguns depósitos carbonáticos referidos como pós-

Sturtian com depósitos glaciais. Essas sucessões são provavelmente um registro diacrônico de

eventos glaciais pontuais que antecederam a grande glaciação Marinoan. Se isso for verdade,

então não necessitamos de um modelo que explique todas as mudanças ocorridas durante o

Neoproterozóico, mas possivelmente possamos usar um modelo para explicar o evento

Sturtian e outro modelo para explicar o evento Marinoan. Com esse pensamento podemos

especular que o modelo de Zipper-Rift Earth acomoda muito bem um registro diacrônico

como o que parece ser o Sturtian, onde os depósitos glaciais correspondem ao registro de

glaciações pontuais ocorridas nas ombreiras soerguidas dos rifts. É interessante notar que há

ca. 750 Ma, o supercontinente Rodínia iniciou sua fragmentação, com a formação de vários

milhares de quilômetros de margens continentais propícios à deposição de fluxos de detritos e

formação de plataformas carbonáticas. Contudo, esse modelo não pode ser aplicado para os

depósitos Marinoan que são sincrônicos. Nesse caso, os modelos de Slushball Earth e

Snowball Earth são mais adequados para explicar a sincronia e semelhança dos depósitos

relacionados à transição Criogeniano-Ediacarano.

124

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APÊNDICE A: Paleoenvironment, mineralogy and geochemistry of Neoproterozoic

aragonite crystal-fans from the Bambuí Group (central Brazil)

147

Paleoenvironment, mineralogy and geochemistry of Neoproterozoic aragonite

crystal-fans from the Bambuí Group (central Brazil) Lucieth C. Vieira1, Anne Nédélec2, Ricardo I.F. Trindade1, Renato Paes de Almeida3

1Departamento de Geofísica, Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas, Universidade de São Paulo.Rua do Matão 1226,Cidade Universitária São Paulo,05508-090, SP, Brazil

2Departamento de Geologia Sedimentare Ambiental, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo.Rua do Lago 562, Cidade Universitária, São Paulo,05508-900, SP, Brazil

3Laboratoire des Mécanismes et Transferts en Géologie, Université de Toulouse-CNRS-IRD-OMP, 14 avenue Edouard Belin, F-31400 Toulouse, France

Abstract. Neoproterozoic cap carbonates are characterized by “anomalous” sedimentary

structures, including sea-floor precipitates, represented by cement crusts and aragonite-

pseudomorph crystal fans. These structures are interpreted as a result of post-glacial calcium

carbonate oversaturation, which by its turn would be responsible for the negative carbon isotope

signature of cap carbonates. Here we report new sedimentary and gecochemical results on very

well-preserved Neoproterozoic deposits of aragonite pseudomorph crystal fans at the base of the

Sete Lagoas Formation (Bambuí Group, central Brazil). Aragonite-pseudomorph crystals occur

in three different facies, including calm-water micrite-settling dominated facies, wave-influenced

facies, and tide-influenced facies. The micrite-settling facies shows the highest abundance of

crystal fans, arranged in centimeter-scale layers interfingered with the micrite matrix. Crystals

and matrix show significantly different accessory mineralogy, the crystals presenting barite,

iron-oxides and a higher amount of celestite and strontianite, considered to be diagenetic phases

formed during the conversion of aragonite to calcite. Geochemical results, namely the Ce

anomalies, are consistent with contrasted redox conditions for crystals and micrite formation, the

crystals being formed in more oxidized conditions. A model for crystals and micrite formation

mediated by bacterial sulphate reduction (BSR) is presented that accounts for sedimentological

and geochemical data. BSR within the sediment induce excess sulphate and alkalinity through a

redoxcline, favoring the precipitation of aragonite cements and crusts. In our model, excess

alkalinity is provided by a local source. Thus, instead of an oversaturation of the entire

Neoproterozoic ocean, we suggest that microbial activity within a shallow intracratonic basin

can account for both the “anomalous” sedimentary structure and the negative carbon isotope

signature in Sete Lagoas.

148

1. Introduction

Neoproterozoic glacial deposits are covered by transgressive carbonate sequences in

several continents. These carbonate deposits show negative carbon isotope signatures in their

first meters, and a series of “anomalous” sedimentary structures that typify the cap carbonate

sequence, including vertical tubes, pseudo-tepees, and so-called sea-floor precipitates (Hoffman

and Schrag, 2002). Sea-floor precipitates, represented by cement crusts and aragonite-

pseudomorph crystal fans, are particularly interesting structures since they represent an

anachronistic sedimentary facies – common in Neoarchaean and Paleoproterozoic platforms,

they are scarce or absent in younger successions but the Neoproterozoic cap carbonates (Sumner

and Grotzinger, 2000; Corsetti et al., 2004). Understanding their formation is therefore a key

point for the reconstruction of Neoproterozoic paleoenvironmental conditions.

Some of the best preserved Neoproterozoic deposits of aragonite pseudomorph crystal

fans are found in the Bambuí Group, central Brazil (Peryt et al., 1990; Vieira et al., 2007). These

crystal fans occur within the lowermost facies of the Sete Lagoas Formation (base of the Bambui

Group), that has been interpreted as a post-Sturtian cap carbonate succession after its carbon

isotope signature and Pb-Pb geochronology (Vieira et al., 2007; Babinski et al., 2007). Detailed

sedimentary and stratigraphic work on the Sete Lagoas region allowed recognition of crystal-

bearing facies all across the southern part of the basin (Fig. 1). Here we describe their mode of

occurrence and discuss their formation conditions and diagenetic history owing to new

geochemical and mineralogical data. Finally, the Sete Lagoas occurrence is compared to other

Neoproterozoic examples and possible implications for the reconstruction of the final

Proterozoic environment are discussed.

2. Geological setting

The Bambuí Group comprises a lower interval of marine strata and an upper succession

of shallow-water to alluvial strata. The lower marine succession is the target of this study. It

comprises carbonates of the Sete Lagoas Formation covered by pelitic to psamitic sediments of

the Serra de Santa Helena Formation. The Sete Lagoas Formation is more than 200 m thick in

the studied region (Fig. 1). It contains two shallowing-upward megacycles, recording two

transgressive events, both limited by a flooding surface (Vieira et al., 2007).

The first megacycle initiated with widespread carbonate precipitation covering the

Paleoproterozoic basement. These deposits comprise tabular layers up to 30 m thick, organized

149

in centimeter-scale cycles of lime mudstone and aragonite-pseudomorph crystal-fans. The

abundance of crystal fans is the most striking feature of the Sete Lagoas carbonate succession.

An upward decrease in frequency of crystal fans is accompanied by the replacement of micrites

by crystalline calcarenites with quasi-planar to supercritical climbing wave-ripple cross

lamination and crystalline limestone with structures related to storm-wave action. The second

megacycle comprises a thick succession of black crystalline limestone. The large surface

covered by these deposits indicates a wide platform setting. Abundance of organic matter in the

second megacycle suggests deposition in deep, anoxic waters. Inner ramp and coastal

environments were developed after the progressive shallowing of the basin.

The spectacular crystal fans from Sambra quarry (19°22’S, 44°21’W, WGS84) have been

explored as ornamental stone by several decades. These features have grabbed the eye of Peryt et

al. (1990), who performed a petrographic and geochemical study in this locality, inferring an

aragonitic precursor for the crystals would have precipitated under subtidal conditions. More

recently, systematic measurement and description of stratigraphic sections in the same region

revealed the widespread occurrence of aragonite-pseudomorph crystals in different sedimentary

facies at the base of the Sete Lagoas Formation (Vieira et al., 2007).

3. Aragonite-pseudomorph crystal-bearing facies

The base of the Sete Lagoas Formation is characterized by tens of meters of laterally

continuous successions of red to cream-colored layers of microsparite or crystalline limestone

containing acicular crystal-fans interpreted as aragonite pseudomorphs. Three distinct facies

containing crystals were recognized on different sections, including (i) micrite-settling

dominated facies, (ii) wave-influenced facies, and (iii) tide-influenced facies. The micrite-

settling facies that occur at the base of Sambra, Tatiana and Mata Grande sections (Fig. 1) shows

the highest abundance of crystal fans. The tide and wave-influenced facies show the lowest

amount of crystals. These facies occur at Sambra, Tatiana, Paraiso, Mata Grande and Carrancas

sections (Fig. 1).

The micrite-settling dominated facies is characterized by micrite/crystal couples ranging

from 3 cm to 20 cm in thickness and stacked in more than one hundred cycles (Fig. 2a). Both

crystal-fans and lime mudstone layers are laterally continuous. Lime mudstone layers are

sometimes cut by the overgrowth of underlying crystals and connect to the upper crystal layers at

some points (Fig. 2b). Aragonite-pseudomorph crystals are black to dark gray. They show

acicular morphology with straight terminations, forming bottom-nucleated, upward-radiating

150

fans laterally connected to thin, millimetric cement-crusts. Micrite layers are 2 to 100 mm thick

whereas crystal layers are 5 to 100 mm thick (average of 32 mm). In Sambra section, crystal

layers show a remarkable cyclicity (Hoppe et al., 2002). Crystal layers are covered by light-gray

or red lime mudstones showing parallel to undulating lamination reflecting the irregular surface

at the top of underlying crystals. Although the morphology of the crystals, that keep the

crystallographic features of their aragonite precursors, is considered to be a primary feature, light

colored terminations observed in some crystals are likely due to diagenetic overgrowth (Fig. 2b).

Deformational features are occasionally observed, including centimeter-scale synsedimentary

faults, and bending of crystal-fans toward the west.

The wave-influenced facies is characterized by crystalline limestones with wave ripples

and low-angle lamination (Fig. 2c). They are interpreted as former calcarenites deposited by

wave action, interfingered with discontinuous beds of crystal-fans that cover the undulating

depositional surface. The aspect and form of the crystals in this facies are the same as those

found in the micrite-settling facies, but the overall size and abundance of crystal-fans are much

smaller, with the biggest crystals reaching only 5 cm (Fig. 2d). Crystal beds and limestones form

5-15 cm thick irregular cycles. In the studied sections, there is a marked upward decrease in size

and abundance of crystal-fans as the wave action increases, marking the transition to a wave-

dominated facies devoid of crystals.

The tide-influenced facies shows even smaller and less abundant crystal-fans, irregularly

scattered in crystalline limestone with evidence of tidal action (Fig. 2d). Individual crystals are

up to one centimeter tall, and occur in isolated radiating fans with dispersion angles up to 70o.

The inner crystals tend to be bigger than the outer ones. The crystalline limestones are

rhythmically interlayered with milimiter-thick pelites, sometimes forming rhythmites.

Limestones present plane-parallel lamination and centimeter-scale cross-lamination in sets with

planar base and undulated top, sometimes preserving the rippled bed form through mud-drapes.

Bidirectional paleocurrent trends and recurrence stagnation events (marked by the pelitic films

and drapes) suggest tidal influence.

4. Mineralogy

In order to characterize the mineralogical composition of crystals, micrite matrix as well

as the diagenetic phases, we have conducted a detailed investigation of crystals from Sambra

quarry, where these features are best developed and preserved (Figs. 2a and 2b).

151

4.1. Material and methods

Three samples from the Sambra quarry have been selected for detailed mineralogical

characterization. X-ray and SEM (scanning electron microscope) analyses have been performed

in the Laboratoire des Mécanismes et Transferts en Géologie (LMTG) in Toulouse (France). X-

ray data were obtained from grinded samples after mechanical separation of crystals and matrix.

SEM observations and EDS analyses were performed on carbon-coated rock sections with a

SEM JEOL JSM-6360LV coupled to an EDS analyzer. The sections were cut perpendicularly to

the stratigraphic plane and contain at least one cycle of crystal precipitates.

4.2. Textural observations

The ghosts of fibers with square termination are replaced by neomorphic sparry calcite.

Optically, such replacement comprises mosaics of anhedral, equant to elongate calcite crystals,

which preserves the original form of fibers (Fig. 4a). Crystals have hexagonal section in plan

view (Fig. 4b) with the space between crystals filled with dark, much finer microspar carbonate.

Crystal/microspar contact is clear because of the grain size difference between the calcite

crystals and the microspar matrix (Figs. 4c and 4d). Each individual crystal shows a squared

upper termination (Fig. 4c), but sometimes they may have an irregular termination (Fig. 4d).

Some irregular peloids occur into the microspar layers, and have been attributed to bacterial

origin by Peryt et al. (1990).

4.3. Mineralogical Composition

Mineralogical composition was obtained after X-ray and EDS analyses. Figure 5 provides

the X-ray spectra of crystal and matrix powders. They are very similar and corresponds to nearly

pure calcite compositions. Accordingly, the original boundaries between crystal pseudomorphs

and calcite matrix are hardly discernible under the scanning electron microscope (SEM). But in

addition to the calcite groundmass, accessory mineral phases, including strontianite, celestite,

barite and pyrite, were recognized within the micritic matrix and as inclusions into crystal

pseudomorphs. The most important mineral after calcite is strontianite, a strontium carbonate of

the aragonite group, which is more abundant in crystals than in the matrix. It occurs as small

crystals of about 10 µm (Fig. 6a) which are typically harder than pure calcite to electron beam

erosion. Celestite, strontium sulfate, is usually associated to the aragonite pseudomorphs, and

rarely occurs within the calcite matrix. Grain-size ranges from a few to 50 µm (Fig. 6b). Both

celestite and strontianite were likely formed during the diagenetic replacement of the Sr-rich

aragonite crystal precursors (e.g. Makovicky et al., 2006). Barite is less abundant than strontium

152

carbonate and sulphate. It occurs exclusively into the aragonite pseudomorph crystals as crystals

of 10 µm or less (Fig. 6b), and is always associated to celestite. Pyrite occurs as irregular,

micrometric crystals within the matrix and aragonite pseudomorphs (Fig. 6c). Other diagenetic

phases were also identified, including apatite, fluorite (Fig. 6c and 6d). A very limited amount of

detrital components has been observed either in crystals or in the matrix. They comprise mostly

quartz and feldspar.

5. Rock chemistry

5.1. Material and methods

Polished sections observed by SEM were also used for analyses by the electronic

microprobe (for major and minor elements) and by the LA-ICP-MS (for trace elements,

especially rare earth elements) in the LMTG of Toulouse. The microprobe analytic conditions

are usually set at 20 A beam current and 15 V accelerating voltage. Analytical uncertainties are

less than 1% for major analyses at the microprobe. Major element compositions are then used to

calibrate the trace element compositions obtained with the LA-ICP-MS. Uncertainties on trace

element compositions are less than 10 %.

5.2. Major elements

Ca, Mg, Fe and Mn contents of carbonates from the matrix and crystal pseudomorphs are

presented in Table 1. They confirm the X-ray data, i.e. the purely calcitic nature of the

carbonates. In addition, very small differences are noted between matrix and crystal calcite

composition. Our results are very similar to the former results of Peryt et al. (1990), i.e. Mg, Fe

and Mn contents are slightly higher in the matrix than ion the crystal pseudomorphs. The

maximum contents are 1.98 and 0.36 % respectively for MgO and FeO in the matrix, whereas

they are only 0.13 and 0.07 % in the crystals. The maximum MnO content is 0.15 % (less than

1200 ppm), a value in the usual range of post-glacial Neoproterozoic cap carbonates (Halverson

et al., 2004; Font et al., 2006; Nédélec et al., 2007).

5.3. Rare-earth elements

Rare-earth element (REE) contents are presented in Table 2, in addition with yttrium (Y)

contents and calculations of characteristic anomalies in cerium (Ce/Ce*), europium (Eu/Eu*) and

Gd after Bau & Dulski (1996). REE + Y distribution patterns normalized to PAAS (post-

Archaean Australian shales) are presented in Figure 7, together with other Neoproterozoic cap

153

dolostone and modern seawater patterns for comparison. Shale-normalized (SN) REE

distribution patterns of present day well-oxygenated seawater are characterized by H(heavy)-

REE enrichment relative to L(light)-REE, positive anomalies of La and Gd, a strong (< 0.4)

negative Ce anomaly and an over chondritic (> 27) Y/Ho ratio.

Microbially-induced carbonates are regarded to retain REE distribution patterns of the

contemporaneous seawater, that can be used as proxies for reconstructing shallow seawater

compositions as demonstrated for recent and jurassic cases respectively by Webb & Kamber

(2000) and Olivier & Boyet (2006). REE distribution can also be used as a proxy for other pure

limestones of older ages and different natures. Indeed, a terrigenous contamination is readily

detectable by a flat REE pattern. Non-marine carbonates can also be identified from their REE

distribution patterns (Herbert & Compton, 2007). Precambrian carbonates with seawater-like

REE patterns often display no or a small negative Ce anomaly and a positive Eu anomaly

regarded as indicators of marine anoxia (Bau & Alexander, 2006). Euxinic conditions (i.e. free

HS- in the water column) would even be responsible for a slightly positive Ce anomaly (de Baar

et al., 1988). The Neoproterozoic cap dolostones of Mirassol d´Oeste (Brazil: Font et al., 2006)

and Bwipe (Ghana: Nédélec et al., 2007) have REE distribution patterns characterized by small

negative anomalies (Fig. 7) evidencing their formation in a suboxic to anoxic sediment.

Sambra carbonate patterns are evocative of seawater because of their positive La

anomalies, negative Ce anomalies and slightly overchondritic Y/Ho values. However, they

appear M(middle)-REE enriched relatively to their LREE, but their HREE do not display the

same enrichment. Such a distribution may be a diagenetic effect or the result of fresh water

influx (cf. Shields and Stille, 2001; Herbert and Compton, 2007). Note the slightly different

patterns obtained on micritic matrix and crystals, where matrix analyses correspond to a higher

total REE content and smaller Ce anomalies (Ce/Ce* = 0.73-0.96), typical of suboxic to anoxic

conditions, whereas the negative Ce anomalies in the crystals are more pronounced (Ce/Ce* =

0.34-0.76), suggesting more oxygenated conditions. These differences are consistent with

different formation processes for the two main components of Sambra carbonates (i.e. matrix

and crystals).

5.4. Carbon and oxygen isotopes

A complete description of carbon and oxygen isotopes of the different facies associations

from Sete Lagoas Formation were presented by Vieira et al. (2007). In Figure 3 we present the

carbon and oxygen isotope ratios for the three facies described above. The micrite-settling facies

show δ13C values range from -5‰ to 0‰. A small but consistent difference between carbon

154

isotope signatures of micrite (average –4.37 ‰) and crystals (average -4.08 %) has been reported

by Peryt et al. (1990). The other crystal-bearing facies show similar δ13C values varying between

-1‰ and +1‰. It is worth noting that an abrupt change in the carbon isotopic signature

characterizes the upward transition between the crystal-rich micrite-settling dominated facies and

the crystal-poor tide- and wave-dominated facies.

6. Discussion

6.1. Environmental setting of aragonite crystals formation

Crystal-fans are found in the lowermost succession of the Sete Lagoas Formation, which

was deposited directly over the Paleoproterozoic basement. In fact, in one of the studied sections

crystal-fans were found only a few centimeters above the top of the basement. The association of

crystal-fans with three different facies indicates that they formed in a range of environmental

conditions, from calm waters dominated by micrite settling to moderate energy tide- and wave-

influenced environments, although the first setting is much more favorable than the others.

The wide area of occurrence of the crystal-fans, over more than 60 km, and their

equivalent stratigraphic position, points to a wide epeiric platform developed during the first

marine incursion into the basin (Fig. 8). A similar setting for cap carbonate successions has also

been envisaged by Fairschild and Kennedy (2007). Distribution of facies was likely controlled

by the previous basement relief, hence the coexistence of shallow areas influenced by wave or

tidal action and deeper areas with calm waters where aragonite crystals were best developed.

Despite the wide area of occurrence of crystal-fans, the marine connection may have been

limited by the irregular basement relief, leading to the development of shallow-water inlets

linking deeper basins and an overall restricted circulation of oceanic waters. It must be noticed

that such wide epeiric platforms may easily escape wave influence at a rather shallow depth

(Tucker & Wright, 1990). As the relative sea-level rose, the marine connection may have

become more effective, as the previous relief was attenuated by limestone deposition.

Carbon isotopic data for the crystal-bearing carbonate facies (Peryt et al., 1990, Vieira et

al. 2007 and this study) corroborate that interpretation. Carbon isotope results reveal a major

shift of δ13C values following the appearance of wave-generated structures and the decrease in

abundance of crystal-fans (Fig 3), which can be interpreted as the result of the higher influx of

oceanic waters in a previously restricted environment.

155

6.2. Excess alkalinity sources and aragonite versus micrite formation

Aragonite cement crusts and crystal-fans must have formed in conditions of calcium

carbonate oversaturation. Three main hypothesis have been put forward to address this excess

alkalinity in post-glacial Neoproterozoic oceans (Knoll et al., 1986; Hoffman et al., 1998;

Kennedy et al., 2001): (i) ocean overturn, bringing alkalinity from anoxic bottom waters; (ii)

enhanced silicate weathering under very high atmospheric CO2 levels, and (iii) methane

degradation as a consequence of post-glacial clathrate destabilization. In (i) and (iii) the

anaerobic breakdown of organic matter plays a very important role in producing excess

alkalinity. Here, the post-glacial drowning of a wide epeiric platform with limited ocean

communication is envisaged as the paleoenvironmental scenario for crystal and micrite

precipitation in Sete Lagoas. This implies a local rather than global mechanism producing excess

alkalinity. In such a context, seawater saturation might be caused by excess evaporation in a

shallow restricted area. But no firm evidence for evaporitic conditions was observed in the

crystal-bearing facies. On the other hand, anaerobic breakdown of organic matter is a likely

mechanism to produce excess alkalinity in the Sete Lagoas platform.

Alkalinity production due to anaerobic breakdown of organic matter in the sediment

occurs through bacterial sulfate reduction (BSR) or anaerobic oxidation of methane (AOM).

Consumption of methane or hydrocarbons by a consortium of microorganisms that use sulfate as

oxidant produces a large amount of alkalinity (Boetius et al., 2000). Carbonates formed through

AOM are often made of aragonite and occur as crust pavements or massive buildups, which can

be identified by their highly negative carbon isotope values, typically in the –30 to –20 ‰ range

(Aloisi et al. 2002). The significantly higher carbon isotope values obtained in cement-crusts and

matrix of Sete Lagoas suggest this mechanism is unlikely in our case.

Bacterial sulfate reduction is more likely to have occurred in Sete Lagoas, since it only

requires a sustained source of sulfate in the sediment porewater, a condition easily fulfilled for

marine sediments. Due to BSR, porewater becomes sulfidic at a shallow depth in the sediment

and iron sulphides may form locally if reactive iron is available. In a relatively deeper and

confined setting, this sulphidic water may develop just below the sediment-water surface (e.g.,

Vasconcelos et al., 2006). It must be stated that BSR activity in the sediment does not mean that

the water column above the sediment is anoxic. In the lower reducing zone, incomplete

consumption of organic matter delivers excess alkalinity favoring micrite precipitation with a

light carbon enriched signature. In these reducing conditions, Ba is soluble and no barite will

form. Above the anoxic-oxic chemocline, a strong sulfate gradient may form, permitting the

nucleation of barite. We propose that the aragonite crystals formed within the sediment at such

156

an interface, since higher sulfate contents are supposed to favor aragonite precipitation with

respect to calcite (Burton, 1993). Note that the bicarbonate ion source will not change

significantly through the chemocline, suggesting that no significant differences in carbon isotope

signatures would be expected between micrite and crystals. Both crystals and micrite show

similar, negative carbon isotope signatures around -5‰ which is characteristic of BSR activity

(e.g., Mazullo, 2000; Vasconcelos et al., 2006). The slightly lower mean value of δ13C of micrite

is either a consequence of a slightly higher contribution of organic-derived alkalinity or a

mineral fractionation effect between calcite and aragonite (e.g., Rubinson and Clayton, 1969).

Changes in redox conditions would be readily recorded by the REE distribution patterns and

especially by the Ce anomalies. This agrees well with the contrasting behavior of Ce observed in

crystals and micrite, where crystals show more pronounced Ce negative anomalies, hence more

oxygenated formation conditions.

6.3. Aragonite crystal growth and cyclicity

Some features of crystal-fans suggest that they have formed into the sedimentary column:

the upward direction of growth and overgrowth that cut through the overlying micrite

lamination, indicating perturbation of previously deposited sediments. The basal surface of

crystal-fans is usually concordant with the local lamination (Fig. 8). Where plane-parallel

laminated micrite dominate, the base of cement-crust layers is plane, near horizontal and

laterally continuous. In contrast, where low-angle and rippled lamination occur, cement-crusts

are laterally discontinuous and grow over an undulating surface. This feature suggests that the

crystals formed just below the sediment-water interface, their base being controlled by micrite

lamination. In our model, micrite deposition and crystal growth occurred simultaneously,

respectively below and above the chemocline as a consequence of the vertical progression of the

chemocline with biomediated micrite production. Alternatively, crystal growth (and overgrowth)

may represent a later diagenetic event related to upward expulsion of a super-saturated calcium

carbonate fluid. Experiments by Neumeier (1999) demonstrate than the initial precipitation of

carbonate cement and its overgrowth as prismatic crystals are two different processes, the former

being directly or indirectly controlled by microbial activity whereas the later results from abiotic

precipitation after increasing in fluid circulation.

The cyclic nature of aragonite crystal precipitation is conspicuous in the micrite-settling

facies at Sambra and Tatiana sections. This behavior is noticed in different hierarchies (Fig. 2a):

157

first, by the rhythmic alternation of crystals and micrite layers through the section; second, by

the harmonic variation in thickness of the more than 160 crystal/micrite doublets. Unfortunately,

there is no way to measure the rate of precipitation of aragonite and thus estimate the time for the

formation of a doublet. Due to the centimetre- to decimetre-scale of these phenomena, an

external forcing acting on a millenium scale is likely (e.g., Reuning et al., 2006), although the

overprinting of a primary cyclicity by a diagenetic cyclicity cannot be excluded. Considering the

microbial induced mechanism for aragonite precipitation presented before, we speculate that the

observed cyclicity may be a primary environmental signal, the observed cycling phenomena

featuring variations in aragonite production. A recent study by Reuning et al. (2006) presents

convincing evidence for orbital precession and eccentricity cycles having controlled the

aragonite content of a Late Pliocene carbonate section from the ODP Leg 115 in Maldives

Archipelago. The variability is due to a coupling with palaeo-productivity via the effect of

organic matter degradation in the sediment. In addition, these authors observed sub-

Milankovitch cyclicity in cement production, interpret as a diagenetic effect due to oscillations in

productivity.

6.4. Implications for Neoproterozoic paleoenvironmental reconstructions

Sedimentary facies bearing crystal-fans were formed during the first post-glacial marine

incursion into the São Francisco basin, possibly in an epeiric platform. In such a scenario, the

distribution of facies was likely controlled by the previous basement relief; the shallow wave-

and tide-influenced areas showing a rather limited volume of crystals, and the deeper calm-water

areas showing abundant aragonite crystals. Microbial activity at such a wide, shallow

intracratonic basin setting was likely responsible for both the “anomalous” sedimentary structure

and the negative carbon isotope signature.

Crystal fans of pseudomorphosed aragonite have been observed in many Neoproterozoic

cap carbonates (Kennedy, 1996; James et al., 2001; Hoffman and Schrag, 2002; Nogueira et al.,

2003; Lorentz; et al., 2004). Although these features have been evoked to infer a calcium

carbonate oversaturation of the Neoproterozoic post-glacial ocean, our results from Sete Lagoas

suggest that a more restrict setting (and source of alkalinity) could also be envisaged. Archean

examples studied by Grotzinger and Reed (1983) are interpreted as formed in subtidal open-

marine (for crystal-fans) to peritidal restricted settings. Other examples of aragonite crystal-fans

and cements observed in Phanerozoic successions are considered to have formed either in

peritidal conditions, as for the Triassic Calcare Rosso of northern Italy (Assereto and Folk,

158

1980), or in an outer shelf to slope transition as for the Triassic Union Wash Formation of

California (Woods et al., 1999). Complete descriptions of cap carbonate sections in SW Brazil,

NW Canada, NW Namibia, Central Australia showed that crystal fans occur systematically atop

cap dolostones but are limited to the break-slope sector of these platforms (Hoffman et al.,

2007). Taken together, these observations are consistent with a localized setting with protected

conditions favoring cement-crust precipitation.

Aragonite precipitates are supposed to be more common in older times, such as the

Palaeoproteroic and the Neoarchean (Sumner and Grotzinger, 2000). This is consistent with their

formation in relation with organic matter degradation in a sediment column experiencing anoxic

conditions and bacterial sulphate reduction, resulting in a local alkalinity excess. Therefore,

aragonite crystals and cements would record carbonate oversaturation in the sediment porewater

and not in the open ocean. Their so-called anachronistic character can be appreciated with

respect to their peculiar formation mode. They are unlikely to form in modern bioturbated

sediments, where organic matter would be readily mineralized. Moreover, in modern and ancient

oxygenated waters, organic matter is already partly mineralized in the water column. An

additional requirement for their occurrence may be a relatively high productivity or a slow

degradation of the organic matter. Both conditions are likely to happen in the Neoproteroic

transgressive post-glacial conditions but can also occur in other settings.

7. Conclusion

In Sete Lagoas Formation crystal-fans occur in three different facies related to calm

waters, tide- and wave-influenced environments. All these facies were deposited in a wide

epeiric platform developed during the first marine incursion into the basin. The most expressive

concentration of crystals occurs at the facies related to calm waters. This facies is best exposed

and preserved at the Sambra quarry which is a reference outcrop for aragonite crystal

pseudomorphs in Neoproterozoic cap carbonates. Samples from this outcrop showed abundant

celestite (and strontianite) in crystal pseudomorphs confirming their formerly aragonite nature.

Co-existence of pyrite and barite as well as differences in rare-earth redox indicators suggest that

micrite and aragonite crystals formed simultaneously through an oxic-anoxic front in the

sediment porewater. Bacterial sulfate-reduction under this redoxcline was responsible for excess

alkalinity favoring the precipitation of aragonite cement just above. In this model, excess

alkalinity is provided by a local source. Thus, in contrast to previous hypothesis which advocated

a post-glacial oversaturation of the entire Neoproterozoic ocean, we suggest that microbial

159

activity within a wide, shallow intracratonic basin can explain both the “anomalous” sedimentary

structure and the negative carbon isotope signature in Sete Lagoas.

Acknowledgements

Authors are indebt to FAPESP (03/08716-3 and 05/53231-1) and CAPES-COFECUB 442/4/6.

Discussions with Giles Berger and Jane Nobre-Lopes were very helpful in refining the model.

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163

Tables

Table 1. Oxides average concentration for Ca, Mg, Fe and Mn.

Sample Ca % óxido (average)

Mg % óxido (average)

Fe % óxido (average)

Mn % óxido (average)

SMB12-1 (matrix) 55,95 0,20 0,08 0,04 SMB12-2 (crystal) 56,78 - 0,07 - SMB12-3 (matrix) 56,53 0,26 0,14 0,15 SMB22-4 (crystal) 58,50 - 0,05 0,02 SMB22-5 (matrix) 53,80 1,98 0,36 - SMB22-6 (crystal) 57,65 0,01 0,04 0,16 SMB11-7 (matrix) 55,75 0,23 0,11 0,02 SMB11-8 (crystal) 55,72 0,13 0,03 0,03 SMB11-9 (crystal) 55,53 0,08 0,02 0,06 SMB11-10 (crystal) 56,61 - 0,04 -

Table 2. Major and trace element contents of Sambra limestone.

Element 2-SMB12 3-SMB12 4-SMB22 5-SMB22 6-SMB22 7-SMB11 8-SMB11 9-SMB11 10-SMB11 Mg25 57,62 2055,51 7576,98 4138,96 122,27 2474,34 6928,41 554,76 93,31 Ca43 404878,16 404878,19 405521,41 405521,44 405521,41 404878,16 404878,19 404878,19 404878,16 Ca44 347290,22 341040,59 343425,66 346438,44 343134,25 344111,56 341825,13 337557,41 340329,47 Ti49 <1.91 461,75 789,29 260,67 <2.46 198,46 42,74 3,9 <2.90 Mn55 5,66 291,19 433,73 452,18 9,61 144,95 5343,25 74,52 31,03 Fe56 59,1 1231,23 8502,25 3636,18 155,4 2551,99 9475,36 246,92 592,37 Fe57 94,32 1307,7 9781,04 3946,4 194,7 2722,98 10982,14 299,43 619,04 Ni60 <0.36 1,47 10,22 4,07 0,452 2,64 8,66 <0.61 <0.43 Sr88 3400,2 780,61 1531,18 1498,06 3055,39 3025,83 2451,37 3181,21 3583,4 Y89 1,779 1,464 5,28 8,46 10,11 5,53 0,604 5,5 5,21 Ba138 6,75 10,98 305,22 223,88 24,38 291,6 244,57 9,19 7,08 La139 1,077 1,847 3,1 5,3 4,11 3,95 0,843 3,34 2,377 Ce140 1,091 3,34 4,26 7,96 2,728 5,63 6,58 2,567 2,878 Pr141 0,205 0,343 0,528 1,103 0,823 0,794 0,167 0,661 0,472 Nd143 0,905 1,27 2,2 4,55 3,77 3,74 0,76 3,34 2,56 Sm152 0,209 0,224 0,391 1,052 0,972 0,765 0,112 0,744 0,493 Eu153 0,0504 0,0536 0,109 0,296 0,224 0,16 <0.030 0,175 0,143 Gd158 0,216 0,239 0,443 1,167 1,14 0,803 0,124 0,841 0,657 Tb159 0,0348 0,0377 0,0953 0,189 0,192 0,115 0,0245 0,121 0,1055 Dy162 0,212 0,222 0,667 0,968 1,096 0,599 0,088 0,731 0,623 Ho165 0,042 0,0527 0,154 0,243 0,276 0,157 0,0235 0,178 0,1425 Er166 0,116 0,125 0,544 0,592 0,561 0,373 <0.064 0,375 0,324 Yb174 0,068 0,099 0,537 0,442 0,351 0,215 0,053 0,219 0,206 Lu175 0,0123 0,0212 0,061 0,0576 0,038 0,0345 <0.0117 0,0252 0,0148

164

Figures

Figure 1. Geological map of the southern border of the São Francisco craton (SFC) with location of studied sections (modified from Vieira et al., 2007).

165

Figure 2. a) micrite/crystal couples of micrite-settling dominated facies; b) lime mudstone layers cut by the overgrowth of underlying crystals; c) wave-influenced facies with wave ripples and low-angle lamination; d) tide-influenced fácies with much smaller crystal-fans reaching only 5 cm.

166

Figure 3. δ13C versus δ18O cross-plot for micrite-settling and wave-influenced facies.

Figure 4. Polished section showing crystal/matrix contact (a) in lateral view and b) in plan view, where the hexagonal section of crystals can be observed. Thin section showing (c) mosaics of anhedral, equant to elongate calcite crystals replacement and d) crystal/microspar contact marked by the grain size difference between the calcite crystals and the microspar matrix

167

Figure 5. X-ray spectra of crystal and matrix powders. They are very similar and corresponds to nearly pure calcite compositions.

168

Figure 6. SEM photomicrography (above) and EDS spectra (below) of the most important accessory minerals of the base of Sambra quarry. Numbers in photos refer to thelocation of EDS analyses.

169

Figure 7. PAAS normalized REE + Y plots. Data of Sete Lagoas cap carbonate are compared to Atlantic seawater composition after Elderfield and Greaves (1982) and to ancient Mirassol D’Oeste cap dolostone (MO) (Font et al., 2006) and Bwipe cap dolostone (Nédélec et al., 2007).

170

Figure 8. Paleoenvironmental reconstructions of crystal-bearing facies in Sete Lagoas Formation. A: micrito-settling facies, B: wave-influenced facies, C: tide-influenced facies.

APÊNDICE B: Direct dating of the Sete Lagoas cap carbonate (Bambuí Group,

Brazil) and implications for the Neoproterozoic glacial events

Direct dating of the Sete Lagoas cap carbonate (Bambuı Group,

Brazil) and implications for the Neoproterozoic glacial events

Marly Babinski,1,* Lucieth Cruz Vieira2 and Ricardo I. F. Trindade2,*1Centro de Pesquisas Geocronologicas, Instituto de Geociencias, Universidade de Sao Paulo, Rua do Lago, 562, Sao Paulo, SP, 05508-080,

Brazil; 2Departamento de Geofısica, Instituto de Astronomia, Geofısica e Ciencias Atmosfericas, Universidade de Sao Paulo, Rua do Matao,

1226, Sao Paulo, SP, 05508-090, Brazil

Introduction

The end of the Neoproterozoic wasmarked by important changes in

Earths climate. Clues to these envi-ronmental perturbations are recorded

in glacial deposits, found to bedeposited in equatorial latitudes

(Sohl et al., 1999), which are fre-quently overlain by dolomites and

limestones, known as cap carbon-ates (e.g. Kennedy et al., 1998).

These rocks show enigmatic sedimen-tary structures and strong temporal

anomalies in d13C and 87Sr ⁄ 86Sr

(Kaufman et al., 1997). Such strongclimatic variations seem to have

occurred during at least three timesbetween 750 and 580 Ma, commonly

termed the Sturtian, Marinoan andGaskiers glacial events (Halverson

et al., 2005).Different models have been devel-

oped to explain the Neoproterozoicice ages along with cap carbonates

and associated biogeochemical anom-alies (Hoffman and Schrag, 2002). But

different topics remain controversial,including the chronology (and syn-

chrony) of the glacial events and their

impact on the biosphere (see Corsettiet al., 2006; Fairchild and Kennedy,

2007). As the geochronological data-base grows, accumulated ages for the

two younger events cluster into 635and 580 Ma (Bowring et al., 2003;

Schaefer and Burgess, 2003; Calveret al., 2004; Hoffmann et al., 2004;3

Condon et al., 2005). By contrast,Sturtian successions show a wide

spread of ages varying from 740 to650 Ma (e.g. Lund et al., 2003; Fan-

ning and Link, 2004, 2006). Palaeon-tological information before, during

and after Neoproterozoic glacialevents is still very scarce (e.g. Corsetti

et al., 2006). Recently, biomarkerswere used to infer a complex and

productive microbial ecosystem,including phototrophic bacteria and

eukaryotes, associated with glacialdeposits of the Sao Francisco craton,

Brazil (Olcott et al., 2005). Theseresults imply that sunlight was avail-

able during glacial deposition, and theglacial event had little impact on the

ecosystem. But again, the age of thesedeposits is poorly constrained and

their correlation with the aforemen-tioned glacial events is still very spec-

ulative. Here, we present the direct

dating of the basal cap carbonate unit(Sete Lagoas Formation) of the Bam-

buı Group, and discuss its implica-tions to the age of glaciation in the

Sao Francisco craton, and to the

timing of Neoproterozoic glacial

events.

Sao Francisco Basin

The Sao Francisco basin covers morethan 300 000 km2 and contains an

extensive sedimentary cover of Neo-proterozoic clastic and carbonate

rocks. The basal Macaubas Groupincludes glacial diamictites (Dard-

enne, 1978; Karfunkel and Hoppe,1988). These deposits are overlain by

the Bambuı Group which comprises alower interval of marine strata and an

upper succession of shallow water toalluvial strata. The lower marine suc-

cession (Sete Lagoas Formation) is thetarget of this study.

Few age constraints are availablefor the Macaubas and Bambuı

Groups. Pb–Pb and U–Pb SHRIMPages from detrital zircons suggest a

maximum age for the Macaubas dia-mictites of c. 900 Ma (Pedrosa-Soares

et al., 2000), and c. 875 Ma age for thecorrelative Bebedouro Formation

(Buschwaldt et al., 19994 ; Babinskiet al., 2004). For the Bambuı Group,

previous Pb–Pb isochron agesobtained on the Sete Lagoas Forma-

tion suggested a minimum deposi-tional age of 686 ± 69 Ma (Babinski

et al., 1999). However, most ages onthe carbonate rocks were younger

than 550 Ma revealing a widespreadisotopic resetting in the region

ABSTRACT

The end of the Neoproterozoic is punctuated by glacial

deposition, but their chronology is presently hindered by the

paucity of geochronological data. Here, we present new

radiometric dating for the basal Sete Lagoas cap carbonate

deposits that overlie glacial units in the Sao Francisco craton.

Six samples from aragonite-pseudomorph crystal-rich facies,

showing pristine textures and constant 87Sr ⁄ 86Sr ratios around

0.7075, yielded a Pb–Pb isochron age of 740 ± 22 Ma2 , which is

interpreted as the depositional age for these remarkably

preserved rocks. This age can be used to infer a low-to-

moderate palaeolatitude of 20–30 for carbonate (and glacial)

deposition. In addition, as it overlaps the ages obtained for the

oldest Neoproterozoic glacial successions, our result reinforces

the idea of a long-standing Sturtian interval, suggesting that

this event represents either different discrete glaciations or a

protracted event encompassing almost 80 Ma.

Terra Nova, 19, 1–6, 2007

T E R 7 6 4 B Dispatch: 24.8.07 Journal: TER CE: R.Balaji

Journal Name Manuscript No. Author Received: No. of pages: 6 PE: Sangeetha

Correspondence: Professor Marly Babin-

ski, Centro de Pesquisas Geocronologicas,

Universidade de Sao Paulo, Rua do Lago,

562, Sao Paulo 05508080, Brazil. Tel.:

+55 11 3091 3908; fax: +55 11 3091 5034;

e-mail: [email protected]

*CNPq research fellow.

2007 Blackwell Publishing Ltd 1

doi: 10.1111/j.1365-3121.2007.00764.x

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(DAgrella-Filho et al., 2000;5 Trind-ade et al., 2004).

Sete Lagoas Formation

The Sete Lagoas Formation is more

than 200 m thick in the studied region(Fig. 1). It comprises two shallowing-

upward megacycles, recording twotransgressive events (Vieira et al.,

2007).The first megacycle initiated with

sea floor precipitates, including crystalfans and crusts. These deposits are

characterized by negative d13C values,which increase to values towards 0&

accompanying the vanishing of seafloor precipitates upward (Figs 2 and

3). This initial deposition marks apronounced transgression over the

Sao Francisco craton, putting carbon-ate deposits over Archean to Palaeo-

proterozoic basement rocks. The deepplatform deposits are overlain by

crystalline limestone with structuresrelated to storm-wave action, includ-

ing swaley and hummocky cross-strat-ification. Values of d

13C for these

rocks are limited to a narrow rangearound 0& (Fig. 2).

The second megacycle starts withdeposits of mixed deep platform cov-

ering a wide surface. The abundanceof pelites and the lack of wave struc-

tures at the basal unit suggest deposi-tion at the deepest offshore zone. The

cycle continues with deposits of blackcrystalline limestone with wave struc-

tures and microbial boundstone,deposited in coastal environments.

This transgression contrasts sharplywith the first one by the lack of

oversaturation events and the absenceof crystal fans. They systematically

show positive d13C values reaching upto +14&, which are interpreted as

related to anomalously high burialrates of isotopically depleted organic

matter in the upper black limestones(see discussion in Iyer et al., 1995 and

Vieira et al., 2007). It is worth men-tioning that such enriched values are

characteristic of post-Sturtian but pre-Marinoan carbonates (Kaufman

et al., 1997). This megacycle ends witha rapid transgression marked by the

deposition of siltstones of the Serra deSanta Helena Formation.

Methods

Analyses were carried out at the

Center of Geochronological Research,University of Sao Paulo. Pb isotope

analyses followed Babinski et al.

(1999), and only the second leachate

(L2) was analysed. Residue fractionswere determined on three samples

from Sambra carbonates. Isotopicratios were corrected for a fraction-

Fig. 1 Geological map of the southern border of the Sao Francisco craton (SFC)

with location of studied sections (modified from Vieira et al., 2007). SA: Sambra

quarry; TA: Tatiana quarry.

Sambra Tatiana

Fig. 2 Sections of Sambra and Tatiana, with carbon isotopic curves and 87Sr ⁄ 86Sr

values (within rectangles). Arrows indicate geochronological samples.

Dating of the Sete Lagoas cap carbonate1 • M. Babinski et al. Terra Nova, Vol 19, No. 0, 1–6

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2 2007 Blackwell Publishing Ltd

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ation factor of 0.12% amu)1 based onanalyses of NBS 981 standard. Blanks

were 30–50 pg and had negligibleeffect on measured isotopic composi-

tions. For isochron calculation, uncer-tainties of 0.071% and 0.074% (2r)

were assumed, respectively, for206Pb ⁄ 204Pb and 207Pb ⁄ 204Pb ratios,

on the basis of NBS 981 standardreproducibility. The analytical errors

indicated in Table 1 were used onlyfor samples with errors higher than

those of the standard. Isochron ageswere determined using Model 1 of

Isoplot software (Ludwig, 1999);errors are reported as 95% confidence

level.Sr isotope analyses were conducted

on the second leachate obtained with1.0 N HCl; the first leachate was done

with 0.1 N HCl and the supernatantwas discarded. Solutions were con-

verted to 2 M HNO3 and loadedthrough Sr-SPEC resin. Sr was eluted

with 0.05 M HNO3, loaded onto a Tafilament, and analysed in a VG-354

mass spectrometer6 .Carbon and oxygen isotope analy-

ses were performed after CO2 gasextraction from powdered carbonates

in a high vacuum line after reactionwith 100% H3PO4 at room tempera-

ture for 24 h. Following cryogeniccleaning, the released CO2 was analy-

sed in a EUROPA GEO 20–20 massspectrometer7 , using IAEA standards

as well as a secondary standard.Results are reported in conventional

notation in per mil (&) relative to thePDB (Pee Dee Belemnites) standard.

Uncertainties are 0.1& for bothcarbon and oxygen isotope results.

New age constraints

Samples for the Pb and Sr isotopic

study were collected at Sambra andTatiana sections (Figs 1 and 2), which

are located in the stable area of thebasin. Samples are rich in calcite

crystal fans, interpreted as pseudo-morphosed aragonite. These deposits

form tabular layers up to 30-m thick,

organized in centimetre-scale cycles oflime mudstone and crystals (Fig. 3a).

Pseudomorphosed aragonite crystalsare black to dark grey with acicular

morphology, laterally connected tothin, millimetric cement crusts

(Fig. 3b). Under the microscope, crys-tals show squared terminations with a

marked contrast to the micrite matrix(Fig. 3c). Detailed petrographic stud-

ies on Sambra were performed byPeryt et al. (1990).

Six carbonate samples were selectedfor isotopic dating in Sambra quarry;

four from the base of the quarry,corresponding to the crystal-rich sed-

iments and two from storm-influencedcrystalline limestones (Fig. 2). The

four lowermost samples containedboth precipitate and microspar

components; these were analysed

Table 1 Pb isotopic compositions obtained from carbonates of Sete Lagoas

Formation, Bambuı Group, Brazil.

Sample 206Pb ⁄ 204Pb Error 207Pb ⁄ 204Pb Error 208Pb ⁄ 204Pb Error

Sambra Quarry

MG01-34.00a 21.997 0.056 15.860 0.058 38.892 0.060

MG01-34.00b 32.518 0.092 16.535 0.086 38.372 0.094

MG01-34.00b (R) 33.570 0.042 16.566 0.038 36.785 0.027

MG01-34.00b1 32.833 0.066 16.559 0.066 38.390 0.068

MG01-34.1.0a 21.024 0.032 15.809 0.032 38.388 0.032

MG01-34.1.0b 28.773 0.040 16.295 0.040 38.129 0.040

MG01-34.1.0b (R) 29.570 0.060 16.333 0.058 38.259 0.033

MG01-34.2.0a 22.662 0.030 15.910 0.030 38.866 0.030

MG01-34.2.0b 27.545 0.040 16.227 0.038 38.893 0.038

MG01-34.2.0b (R) 28.635 0.068 16.265 0.068 38.905 0.035

MG01-34.4.0a 21.611 0.022 15.839 0.021 38.575 0.022

MG01-34.4.0b 29.100 0.029 16.315 0.030 38.165 0.028

MG01-34.07 19.517 0.048 15.703 0.048 39.029 0.052

MG01-34.09 19.139 0.012 15.681 0.011 38.812 0.013

Tatiana Quarry

MG03-26.1a 19.413 0.048 15.761 0.048 40.193 0.048

MG03-26.1b 28.136 0.060 16.307 0.060 39.917 0.060

MG03-26.2a 19.609 0.052 15.776 0.052 40.453 0.052

MG03-26.2b 21.206 0.108 15.876 0.116 40.343 0.120

MG03-26.3a 20.152 0.016 15.816 0.016 40.944 0.020

MG03-26.3b 21.435 0.052 15.893 0.052 40.499 0.056

Isotopic compositions are corrected for mass fractionation. Errors are 2r (%). a, icrite; b, pseudomorphosed

aragonite; R, residue.

(a) (b)

(c)

Fig. 3 Crystal-bearing facies in Sambra. In (a) and (b) centimetre scale cycles of

alternating crystal-rich layers and micrite. (c) Photomicrograph of aragonite-

pseudomorph crystal (left) with square termination replaced by neomorphic sparry

calcite.

Colouronline,B&W

inprint

Terra Nova, Vol 19, No. 0, 1–6 M. Babinski et al. • Dating of the Sete Lagoas cap carbonate1

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separately. They yielded variablyradiogenic Pb isotopic compositions

(Table 1). Fibrous precipitates sys-tematically show more radiogenic Pb

ratios probably due to the higherU ⁄Pb initial ratios in the aragonite

precursors (Table 1, Fig. 4a). The Pbisotope ratios defined a straight line,

which yielded a Pb–Pb isochron age of740 ± 22 Ma (Fig. 4a). Samples from

the lowermost part of the quarryshowed 87Sr ⁄ 86Sr ratios around

0.7074 that increase upward to0.7081 (Fig. 2). These Sr isotopic

results are consistent with those pre-sented by Misi et al. (2007) for the

same outcrop.Three carbonate samples of Tatiana

quarry were selected for the geochro-nology study, corresponding to the

upper part of cement-crust facies(Fig. 2). Unlike Sambra samples, only

ghosts of the original precipitate andmicrospar components of the cement-

crust facies were preserved in Tatianaquarry. The fibrous precipitates also

showed more radiogenic Pb ratios(Table 1, Fig. 4b). The Pb data

defined a straight line, which yieldeda Pb–Pb isochron age of 681 ±

50 Ma (Fig. 4b). 87Sr ⁄ 86Sr ratios in

this quarry are similar to those

obtained on the upper part of Sambra,varying from 0.7079 to 0.7082

(Fig. 2).

Discussion and conclusions

Given the widespread presence ofcarbonate rocks atop Neoproterozoic

glacial successions, the Pb–Pb iso-chron method would be a suitable

technique for directly assessing the ageof these deposits. The errors in Pb–Pb

ages are typically large (>±20 Ma)due to the typically low concentra-

tions of 235U (half-life 704 Ma) inyoung carbonates, as well as the low

spread in U ⁄Pb ratios in carbonaterocks usually related to post-deposi-

tion interaction with continental water(Jahn and Cuvellier, 1994). Hence,

only ancient carbonate rocks with asimple geological history are suitable

for Pb–Pb dating. Despite its lowprecision, this method still allows to

discriminate different Neoproterozoicglacial events.

The Pb isotopic compositions ob-tained on carbonates from the lower

section of the Sambra quarry pre-sented a large spread of Pb and a tight

alignment, thus yielding a good-qual-ity Pb–Pb isochron age of 740 ±

22 Ma, which is interpreted as thedepositional age of these rocks. The

excellent petrographical and geochem-ical preservation of the carbonates,

with no substantial recrystallization,support this interpretation. Their87Sr ⁄ 86Sr ratios are constant and low

(0.7074) at the base of the quarry,where strontium concentrations are

high probably retaining the originalsea water signature. These values

mimic results obtained from otherwell-preserved sections of the Bambuı

Group (e.g. Misi et al., 2007), andcompare well with those obtained for

other Neoproterozoic successions.Notwithstanding, they give ambigu-

ous age estimation varying from 750to 600 Ma according to the available

master curves (e.g. Jacobsen andKaufman, 1999; Halverson et al.,

2007). An additional argument indi-cating these samples retain a pristine

isotopic signal is the strong control ofmicrofacies on the initial U ⁄Pb ratios;

crystal fans presenting more radio-genic Pb ratios than the micrite

(Table 1, Fig. 4a). It is worth men-tioning that analytical results obtained

on the residue of Sambra quarry

samples fit on the same 740 Ma iso-chron (Table 1, Fig. 4a). These results

exclude contamination from an older,detrital component that could yield an

apparent older isochron age.In contrast to the well-preserved

carbonate samples from Sambra Quar-ry, Tatiana carbonates are strongly

recrystallized and their 87Sr ⁄ 86Sr ratiosreach values of 0.7082. The

681 ± 50 Ma isochron age obtainedfor these samples is comparable with

the oldest Pb–Pb ages of 686 ± 69 Mapreviously obtained on the same unit

(Babinski et al., 1999). These ages areinterpreted as minimum depositional

ages due to textural and Sr isotopicevidence of post-depositional fluid per-

colation. They could have been affectedby the widespread fluid circulation

event recorded on the isotopic andmagnetic signals of carbonate rocks

throughout the Sao Francisco craton(DAgrella-Filho et al., 2000; Trindade

et al., 2004). At any rate, these agespresent large analytical errors that

overlap the more precise age deter-mined on the well-preserved Sambra

carbonates.The older Neoproterozoic glacial

deposits, assembled under the Stur-

tian event, present the largest numberof published ages (Halverson, 2006).

They also show the largest spreadwhen compared with the younger

Marinoan and Gaskiers events. Anage of 712 Ma was obtained on tuffs

interbedded in glacial sediments ofGubrah Formation, Oman (Allen

et al., 2002). A similar age of709 ± 5 Ma was obtained immedi-

ately below glaciogenic Scout Moun-tain Member diamictite, Pocatello

Formation, Idaho, whereas a tuffcollected 20 m above the diamictite

yielded an age of 667 ± 5 Ma (Fan-ning and Link, 2004). Comparatively

younger ages were also found onvolcanic rocks intercalated with

Rapitan-correlative sediments of theEdwardsburg Formation (Lund et al.,

2003). Recent Re–Os and U–PbSHRIMP data from the actual Stur-

tian succession in Australia provideeven younger ages varying from 658

to 643 ± 2.4 Ma (Fanning andLink, 2006; Kendall et al., 2006).

Significantly, older ages were obtainedfor the Rosh Pinah volcanics

(741 ± 6 Ma) and volcanicbreccias from the Kundelunga

Group (735 ± 5 Ma) interpreted as

17 19 21 23 25 27 2915.6

15.8

16.0

16.2

16.4

206Pb/204Pb

20

7P

b/2

04P

b2

07P

b/2

04P

b

206Pb/204Pb

Tatiana quarry

Age = 681 50 MaMSWD = 0.41

±

16 20 24 28 32 36

15.8

16.0

16.2

16.4

15.4

15.6

16.6

16.8(a)

(b)

Age = 740 22 MaMSWD = 0.62

±

Sambra quarry

Fig. 4 Pb–Pb isochron diagrams for (a)

Sambra quarry and (b) Tatiana quarry.

Black squares: crystal fans, Grey

squares: micrite, empty diamonds: resi-

due. Results from residues were not used

in line regression.


.............................................................................................................................................................


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minimum ages for the glacial event insouthern Namibia and Zambia respec-

tively (Frimmel et al., 1996; Keyet al., 2001). The Sete Lagoas age of

740 ± 22 Ma agrees well with sucholdest Sturtian ages and do not

overlap the younger Sturtian agesobtained in Oman and Idaho even

considering the large errors inherentin the Pb–Pb isochron system. All

these results suggest that either theSturtian glactiation is a protracted

event encompassing almost 80 Ma orit represents different discrete glacial

events. It is also interesting notingthat Sete Lagoas cap carbonates show

sedimentary structures, for instancearagonite pseudomorph crystal fans,

considered to be typical of youngerMarinoan cap carbonates (e.g. Ken-

nedy et al., 1998; see also discussion inCorsetti and Lorentz, 2006). This

indicates that caution must be takenin making correlations based solely on

cap carbonate facies.Finally, it is worth mentioning

that good-quality palaeomagneticpoles with ages overlapping those of

the Sete Lagoas carbonates are avail-able for the Congo-Sao Francisco

craton (Tohver et al., 2006). Polesfor the c. 743 Ma Mbozi complex

(Meert et al., 1995) and the c.744 Ma

Nosib Group (McWilliams andKroner, 1981;8 age constraints given

by Hoffman et al., 1996) place thesouthern Sao Francisco craton at a

low-to-intermediate latitude (20–30)by 740 Ma. Our geochronological

results and these palaeolatitudeestimates are useful constraints for

the palaeoenvironmental scenarioproposed by Olcott et al. (2005)9 .

They imply that the complex ecosys-tem interpreted for glacial units in the

western part of the Sao Franciscocraton were indeed developed at

low-to-intermediate latitudes duringa glacial event comprised within

the time frame of the Sturtianice age.

Acknowledgements

This research was partially funded by

CNPq and FAPESP (03 ⁄08716-3 and

05 ⁄5321-1). We appreciate the insightful

reviews by Frank Corsetti, Thomas Nagler,

and Philip Allen, as well as the editorial

handling of Max Coleman. We have ben-

efited from discussions on the IGCP-512

forum (http://www.IGCP512.com10 ).

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platform, Bambuı Group, Brazil. C. R.

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Received 16 May 2007; revised version

accepted 6 July 2007


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APÊNDICE C: Identification of a Sturtian cap carbonate in the Neoproterozoic Sete

Lagoas carbonate platform, Bambuí Group, Brazil

http://france.elsevier.com/direct/CRAS2A/

C. R. Geoscience 339 (2007) 240–258

Geomaterials (Sedimentology)

Identification of a Sturtian cap carbonate in the Neoproterozoic

Sete Lagoas carbonate platform, Bambuı Group, Brazil

Lucieth Cruz Vieira a,*, Ricardo I.F. Trindade a, Afonso C.R. Nogueira b,Magali Ader c

a Departamento de Geofısica, Instituto de Astronomia, Geofısica e Ciencias Atmosfericas, Universidade de Sao Paulo,

Rua do Matao 1226, Sao Paulo,05508–090, SP, Brazilb Departamento de Geociencias, Universidade Federal do Amazonas. Avenida Gal. Rodrigo Ramos 3000, Manaus, 69077-000, AM, Brazil

c Equipe de physico-chimie des fluides geologiques, institut de physique du Globe de Paris, 2, place Jussieu, 75251 Paris cedex 05, France

Received 7 December 2006; accepted after revision 19 February 2007

Available online 27 March 2007

Written on invitation of the Editorial Board

Abstract

A sedimentological and C–O isotopic study has been carried out in nine sections of the Sete Lagoas Formation at its classical

outcropping area, in the southern tip of the Sao Francisco craton (central Brazil), with the objective of refining its stratigraphic

position within the Neoproterozoic. At the study area, the Neoproterozoic Sete Lagoas Formation comprises two shallowing-

upward megacycles, corresponding to more than 200 m in thickness. Each cycle is limited by a flooding surface amalgamated with a

third-order sequence boundary. The first megacycle presents deep-platform deposits with abundance of crystal fans (aragonite

pseudomorphs). These deposits are characterized by negative C-isotope values (–4.5%). They grade upward to storm-wave and

tide-influenced layers with d13C values around 0%. In the second megacycle, a new transgression drowned the platform, depositing

a thick, mixed sub-storm wave-base succession. This megacycle comprises deposits of lime mudstone-pelite rhythmite, which

grade to crystalline limestone rich in organic matter, both with unusually positive d13C values (up to + 14%). Regional correlation

of Sete Lagoas deposits indicate that they rest atop glaciomarine rocks of the Macaubas Group and basal strata show seafloor

precipitates with negative d13C values. Therefore, it is possible to characterize the Sete Lagoas carbonate as a cap carbonate

sequence. The very high d13C in the second megacycle together with geochronologic data suggest that this unit correlates better with

post-Sturtian sequences. Some differences in the depositional record are observed between Sete Lagoas and the other post-Sturtian

units previously described in North America, Australia, and Namibia. Those differences may in part be due to deposition in

shallower settings of the Sete Lagoas carbonates, thus preserving a thick record of storm- and wave-influenced sedimentation not

found elsewhere. Alternatively, they may also be attributed to diachronic deposition of the so-called post-Sturtian cap carbonate

sequences. To cite this article: L.C. Vieira et al., C. R. Geoscience 339 (2007).# 2007 Academie des sciences. Published by Elsevier Masson SAS. All rights reserved.

Resume

Identification d’un cap carbonate sturtien dans la plate-forme carbonatee neoproterozoıque de Sete Lagoas, groupeBambuı, Bresil. Afin de preciser la position stratigraphique de la formation de Sete Lagoas dans le Neoproterozoıque, nous avons

mene une etude sedimentologique et isotopique (carbone et oxygene) de neuf sections, dans le secteur d’affleurement classique, a

* Corresponding author.

E-mail address: [email protected] (L.C. Vieira).

1631-0713/$ – see front matter # 2007 Academie des sciences. Published by Elsevier Masson SAS. All rights reserved.

doi:10.1016/j.crte.2007.02.003

mailto:[email protected]

http://dx.doi.org/10.1016/j.crte.2007.02.003

L.C. Vieira et al. / C. R. Geoscience 339 (2007) 240–258 241

l’extremite meridionale du craton de Sao Francisco (Bresil central). Dans ce secteur, la formation de Sete Lagoas comporte deux

megacycles regressifs, correspondant a plus de 200 m d’epaisseur. Chaque cycle est limite par une surface d’inondation confondue

avec une limite de sequence de troisieme ordre. Le premier megacycle commence par des depots de plate-forme profonde,

caracterises par des valeurs de d13C negatives (–4,5 %), qui contiennent de nombreux eventails de cristaux (pseudomorphes

d’aragonite). Leur succedent des niveaux moins profonds, influences par les marees et tempetes, caracterises par des valeurs de d13C

voisines de 0 %. Au cours du second megacycle, une nouvelle transgression ennoie la plate-forme, et une epaisse succession se

depose a la limite d’action des vagues de tempetes. Ce megacycle contient des rythmites de carbonates micritiques et de pelites, qui

evoluent vers des carbonates cristallins riches en matiere organique, et presentent des valeurs de d13C exceptionnellement positives

(jusqu’a +14 %). Sur la base de correlations stratigraphiques regionales, qui suggerent que la formation de Sete Lagoas succede aux

roches glaciomarines du groupe Macaubas, ainsi que sur la base des valeurs negatives de d13C dans ses niveaux de base contenant les

precipites sur le plancher sous-marin, on peut assimiler les carbonates de la formation de Sete Lagoas a une sequence de cap

carbonate. Les valeurs de d13C, tres positives, du deuxieme megacycle, ainsi que les donnees geochronologiques suggerent que la

formation de Sete Lagoas est post-sturtienne plutot que post-marinoenne. Les conditions de depot presentent des differences

notables avec celles des unites post-sturtiennes decrites en Amerique du Nord, en Australie et en Namibie. Cela peut s’interpreter,

soit par un diachronisme des cap carbonates post-sturtiens, soit par une sedimentation dans un contexte moins profond, ayant

permis ici l’accumulation d’une epaisse serie dans la zone d’action des vagues de tempete. Pour citer cet article : L.C. Vieira et al.,C. R. Geoscience 339 (2007).# 2007 Academie des sciences. Published by Elsevier Masson SAS. All rights reserved.

Keywords: Cap carbonate; Neoproterozoic; Sturtian glaciation; Carbon isotopes; Brazil

Mots cles : Cap carbonate ; Neoproterozoıque ; Glaciation sturtienne ; Isotopes du carbone ; Bresil

1. Introduction

The end of the Precambrian Eon is punctuated by

glacial events rapidly followed by widespread carbo-

nate sedimentation (cap carbonates), marking severe

climatic changes that could have been the evolutionary

bottle-necks for the Cambrian ‘life-explosion’ (see

review in [32]). Palaeomagnetic data from Neoproter-

ozoic glacial rocks show that ice caps have extended

into equatorial latitudes by that time, implying that

these ice-ages were the most extreme in Earth history

[21] (see also [61] in this volume). Cap carbonates may

give us an insight into the environmental changes in the

aftermath of Neoproterozoic glaciations. They form

transgressive sequences associated with the post-glacial

sea-level rise, most of them comprising a basal

carbonate unit with negative C-isotope values [41].

Anomalous structures are usually found within the first

metres of the cap carbonate sequence, including tubes,

stromatolitic lamination, and pseudo-tepees associated

with shallow platform deposits, as well as deep-water

seafloor precipitates, represented by cement-crusts and

aragonite-pseudomorph crystal fans [2,25,32,36,41,43,

56,60]. Complete descriptions of cap carbonates,

including stratigraphy, sedimentology, and isotopes,

have recently been given for Australia, Namibia,

northwestern Canada, southern China, Svalbard, and

Amazonia [26,33,36,37,41,53,54]. For the Neoproter-

ozoic, because of the scarcity of the fossiliferous record,

the variations of d13C have been often used as a tool to

infer intrabasinal or even global correlations [14,26,44].

In central Brazil, carbonates of the Bambuı Group

have long been reported capping glacial rocks of the

Macaubas Group and the Jequitaı Formation [16,19].

Yet, despite a number of isotopic studies performed in

these units since the late 1970s [4,6,8,34,51,56,57],

facies analysis and detailed stratigraphy of the

carbonate succession are still lacking. Here we present

a detailed description of the sedimentology and

stratigraphy of the basal unit of the Bambuı Group

(Sete Lagoas Formation), coupled with a C and O

isotopic study on nine sections located at the classical

outcropping area of this unit, around the cities of Sete

Lagoas and Vespasiano, Minas Gerais State, Brazil

(Fig. 1). This coupled study allowed the identification of

a cap carbonate overlying the glacial rocks and its

possible correlation with Sturtian cap carbonates of

other Neoproterozoic sections.

2. Geological setting

The Sao Francisco basin covers more than

300,000 km2 of the Sao Francisco craton. It comprises

a basal glacial unit (Carrancas/Macaubas/Jequitaı)

covered by a thick carbonate succession (Bambuı Group)

[19,38,50,62]. The basal glacial unit comprises diamic-

tites, clast-supported conglomerates, massive sand-

stones, and mudstone-siltstone rhythmites deposited in

L.C. Vieira et al. / C. R. Geoscience 339 (2007) 240–258242

Fig. 1. (a) Geological map with location of studied sections: CR, Carrancas; CA, Canaa quarry; SA, Sambra quarry; PA, Paraıso quarry; TA, Tatiana

quarry; MG, Mata Grande quarry; PR, Polıcia Rodoviaria; CE, Caue quarry. (b) Lithostratigraphy of the Bambuı Group.

Fig. 1. (a) Contexte geologique et localisation des sections etudiees : CR, Carrancas ; CA, Canaa ; SA, Sambra ; PA, Paraıso ; TA, Tatiana ; MG, Mata

Grande ; PR, Polıcia Rodoviaria ; CE, Caue. (b) Litostratigraphie du groupe Bambuı.

a glaciomarine environment (Jequitaı) and reworked by

gravity flows (Macaubas); the Carrancas conglomerate

corresponds to a lens of polymictic conglomerate with a

carbonate matrix, outcropping between Palaeoprotero-

zoic gneisses and carbonates of the Bambuı Group, and it

has been interpreted as glacial in origin [50]. The Bambuı

Group was divided into five units following the scheme

presented in Fig. 1. The Sete Lagoas Formation is

composed of dolostones, limestones, siltstones, and

mudstones, with well-preserved stromatolites. The Serra

de Santa Helena Formation is formed by shales and

siltstones; it separates the two main carbonate units of the

Bambuı Group. Siltstones, marls, and black limestones of

the Lagoa do Jacare Formation cover the pelites of the

Serra de Santa Helena Formation. The Serra da Saudade

includes green shales, mudstones, siltstones, and lime-

stone lenses. These four units form two cycles of

carbonate and pelitic-psammitic sedimentation. The Tres

Marias Formation occupies the top of the succession and

comprises green siltstones and arkoses deposited in

alluvial to shallow-marine environment in the foreland of

Brasiliano fold belts [49]. This succession is affected by

moderate to weak deformation, as a result of far-field

response to the tectonic activity along the encircling

Brasiliano fold belts [10].

A maximum sedimentation age of ca. 950 Ma for the

rocks of the Macaubas Group is given by U–Pb

SHRIMP ages of detrital zircons from the glacial

deposits [55]. Similar ages were obtained for a dike

(U–Pb in zircon and badeleyte) that cuts across the

Mesoproterozoic Espinhaco Supergroup, but does not

intrude on the glacial sediments [47]. Several attempts

to date directly the Bambuı Group by Pb–Pb and U–Pb

methods have been unsuccessful. Most ages range from

550 to 500 Ma, being coeval or even younger than the

peak of tectonic activity that affects the carbonate rocks

[1,6,18]. Only two 207Pb–206Pb isochron ages, obtained

from the Sete Lagoas Formation, are older than 600 Ma

and may thus represent the time of deposition. An age of

686 69 Ma was obtained by Babinski et al. [6], giving

a minimum depositional age for the carbonates. Another

date of 740 22 Ma was recently obtained by Babinski

and Kaufman [5] on well-preserved cap carbonates

from the southern part of the basin (our section SA,

Fig. 1). The last date is the best direct age constraint on

the deposition of these rocks. It falls close to the ages

classically attributed to the Sturtian glacial interval [22].

3. Lithofacies and facies associations (FA)

Outcrop-based facies analysis, complemented by

petrographic description of representative samples,

were performed at nine sections that correspond to

quarries located close to the Sete Lagoas city and to the

road-outcrop of Carrancas located 15 km southeast-

ward, close to the Vespasiano city (Fig. 1). These

sections were measured and sampled for C and O

isotopic analysis. From west to east, they are: Lontra


(LO), Sambra (SA), Paraıso (PA), Tatiana (TA), Polıcia

Rodoviaria (PR), Canaa (CA), Mata Grande (MG),

Caue (CE), and Carrancas (CR). These sections show

parts of the carbonates and pelites of the Sete Lagoas

Formation, whereas the underlying conglomerates of

the Carrancas unit crop out only in the CR section. The

whole succession is covered by siltstones and sand-

stones of the Serra de Santa Helena Formation. In

section LO, the Serra de Santa Helena formation is

composed of siltstones covered by sandstone beds. In

the PR and MG sections, this unit forms metric tabular

layers of olive-green massive siltstones, and subordi-

nately carbonate lenses as well as fine-grained

sandstones, probably deposited in a deep-platform

environment. In section MG, the basal contact of the

Serra de Santa Helena Formation is brecciated.

Most sections show only weak deformation and

stratigraphic relations between facies were not oblit-

erated by tectonic imprints. When deformation is

observed, it is usually concentrated at the pelitic layers

interbedded with the carbonate rocks. The most

deformed layers exhibit thin, flat-lying mylonitic bands

associated with east-trending stretching lineation.

Kinematic criteria, such as mica-fish and S–C relations,

indicate top-to-the-west transport.

We have defined 13 facies based on their textural,

compositional, and sedimentary structures (Table 1).

We note, however, that for some facies, primary textures

have been obliterated by neomorphism and/or dolomi-

tization. Actually, fine-grained limestones presently

show a microspar texture, which is interpreted to be

originally micritic. On the other hand, crystalline

limestone is interpreted to be originally coarse-grained,

as also indicated by the presence of sparse terrigenous

grains and phantom peloidal fabric in these rocks. The

different facies were grouped into seven facies

associations (FA), according to their palaeoenviron-

mental significance within the Sete Lagoas carbonate

platform. These include: Carrancas conglomerate

(FA1), CaCO3 oversaturated outer ramp (FA2),

storm-dominated middle ramp (FA3), tidal-dominated

inner ramp (FA4), mixed carbonate-siliciclastic outer

ramp (FA5), wave-influenced inner ramp (FA6),

steepened outer ramp (FA7).

3.1. Carrancas conglomerate (FA1)

The Carrancas conglomerate, also called Carrancas

diamictite, is found in section CR. It is the lowermost

unit in the study area (Fig. 1) and is preserved in isolated

channels incised in the Palaeoproterozoic basement.

Composed of normally grading polymictic conglom-

erates (Cm facies) interbedded with pebbly sandstone

lens with incipient parallel lamination (SMp facies), it

defines a metre-scale finning-upward cycle, possibly of

coastal to alluvial origin.

It consists of coarse-grained rounded pebbles of

carbonate, granite, and quartz composition fragments,

within a micrite to microsparite matrix with sparse sand-

sized grains of quartz, plagioclase, biotite, and granitic

lithoclasts (Fig. 2A). Under the microscope, secondary

carbonates are observed in microveins cutting across the

clasts or in plagioclase (saussuritisation). The textural

similarity of these secondary carbonates with the matrix

casts doubts on the primary origin of the carbonatic

matrix of the Carrancas conglomerate. Contrasting to

previous reports [19,50], no clear evidence of glacial

influence could be found in these deposits during the

course of this study.

3.2. CaCO3 oversaturated outer ramp (FA2)

Outer ramp deposits are found at sections CR, SA

and TA, implying a regional-scale lateral extension

(Fig. 1). They form tabular layers up to 30 m thick,

organized in centimetre-scale cycles of lime mudstone

(Mp) and calcite crystal-fans (Mc), interpreted as

aragonite pseudomorphs (Figs. 2B and C). The

abundance of crystal-fans is the most striking feature

of the Sete Lagoas carbonate succession. Aragonite-

pseudomorph crystals are black to dark grey. They show

acicular morphology with straight terminations, form-

ing bottom-nucleated, upward-radiating fans up to

15 cm tall, laterally connected to thin, millimetric

cement-crusts (Fig. 2C). Crystal layers are covered by

light-grey or red lime mudstones showing parallel to

undulating lamination reflecting the irregular surface at

the top of underlying crystals, which is often truncated

by stylolites. The morphology of the fans and the fact

that micritic layers often onlap crystal fans indicate that

these features are primary, and not a diagenetic imprint.

At some places, however, blades of crystal overgrowth

intersect the upper layers of aragonite pseudomorph,

truncating the lamination of the upper lime mudstone

beds. These overgrowths are interpreted as a diagenetic

modification. In outcrop, these overgrowths are high-

lighted by their white-to-red colour (arrow in Fig. 2D).

Occasionally, deformational features are observed in

the crystal beds, such as synsedimentary faults that

displace lime mudstone/cementstone cycles for some

centimetres (arrow in Fig. 2B), and crystal bends toward

the west. The upward decrease in frequency of crystal

fans in both TA and SA sections is accompanied by the

replacement of micrites of the Mp facies by terrigenous

L.C

.V

ieiraet

al./C

.R

.G

eoscien

ce3

39

(20

07

)2

40

–2

58

24

4Table 1

Summary of the carbonatic and mixed facies of the Sete Lagoas Formation and conglomeratic facies of the Carrancas

Tableau 1

Description synthetique des differents facies identifies dans la formation de Sete Lagoas (et du conglomerat de Carrancas)

Lithology/facies Structures Process Interpretation Facies

association

Matrix supported-polymitic

conglomerate. Rounded to

angular pebbles (Cm)

Massive, normal grading Debris flow. Cementation of sparry calcite during

diagenesis

Basement-incised

channels

FA1

Pebbly sandstone with

calcite cement (SMp)

Incipient evenly parallel lamination Deposition by tractive currents inside incised channels

Lime mudstone cementstone (Mc) Crystal fans, fibrous crust laminae Events of precipitation of aragonite crystals and crusts

in the seafloor, concomitant with lime mud precipitation,

associated with CaCO3-supersaturated seawater in calm

environment

CaCO3-oversatureted

deep platform

FA2

Lime mudstone (Mp) Evenly parallel lamination Precipitation of lime mud

Crystalline limestone (Lh) Swaley and hummocky cross-stratification.

Interference ripples marks

Deposition by combined flow with predominance of

oscillatory flow related to storm-wave action in the

shoreface zone

Storm dominated

middle ramp

FA3

Crystalline limestone (Lm) Megaripple bedding with low-angle

cross-stratification; mud drapes in the top

of the bed forms; ripple marks; bed base

scoured with centimetre-scale gutter cap

Subtidal bar migration under unidirectional tractive

currents with intervals of slackwaters

Crystalline limestone (Lc) Supercritical wave climbing-ripples

and quasi-planar lamination

Oscillatory and combined flow depositing from

traction and suspension

Tide-dominated

inner ramp

FA4

Crystalline limestone/pelite

rhythmite (Rh)

Heterolithic bedding

(wavy-flaser structures, mud drapes,

mud couplets) asymmetric ripple marks

Migration of ripples with alternation of traction and

suspension related to tidal currents in subtidal setting

Crystalline limestone (Lp) Plane-parallel lamination; gutter cast;

asymmetric ripple marks; low-angle

truncated lamination; channel geometry

Bar migration filling subtidal channels, possible

influence of long-shore currents

Lime mudstone/pelite rhythmite (Rmp) Tabular layers Alternation of carbonate precipitation and pelite

deposition by suspension

Mixed carbonate

siliciclastic outer ramp

FA5

Black crystalline limestone (Bp) Planar lamination; wave truncated lamination;

pinch and swell lamination

Deposition by wave action induced by storms in the

shoreface zone; occasionally liquefaction

Wave-influenced

stromatolitic inner ramp

FA6

Microbial boundstone (Mb) Columnar, locally breached stromatolite

with internal convex lamination

Microbial biologic activity associated to current action

Black crystalline limestone (Bw) Convolute and planar lamination Rapid deposition on inclined surface followed

by deformation by the movement of the

unconsolidated sediment under the influence of gravity

Steepened carbonate

outer ramp

FA7


Fig. 2. Distinctive features of FA1 and FA2. (A) Matrix-supported polymictic conglomerate (diamictite) with rounded to angular pebbles of

quartzite, gneiss and carbonate. In (C) and (D), the pen’s cap is 4 cm long; in (A), the notebook is 18 cm long. (B) Centimetre-scale cycles of lime

mudstone and calcite crystal fans (aragonite pseudomorph) displaced by synsedimentary faults (arrows). (C) Dark-grey aragonite-pseudomorph

crystals with acicular morphology and straight terminations. Note (D) undulate laminations in micritic layers above white diagenetic crystal

overgrowths (arrow) in crystal fans.

Fig. 2. Caracteristiques en mesoechelle des associations de facies FA1 et FA2.

crystalline limestone with quasi-planar to supercritical

climbing wave-ripple cross lamination of the Lc facies.

The FA2 covers thousands of square kilometres in

the study area, suggesting a wide platform setting, free

from the action of strong currents in the initial stages of

the Sete Lagoas succession. Preserved crystal fans are

concentrated in beds, without any evidence of either

wave or storm action corroborating a sub-wave storm

environment. Aragonite crystal growth at the ocean

floor has been ascribed to deep-platform environments

associated with CaCO3 oversaturation in the ocean

[36,46,60]. Interestingly, periodic cycles of lime

mudstone/cementstone precipitation could imply a

recurrence in oversaturation events. The waning of

crystal fans upsection, accompanied by the increase of

wave structures, suggests a progressive change from a

CaCO3-oversaturated deep-water setting to the more

energetic, moderately deep environment that charac-

terizes the transition to FA3.

3.3. Storm-dominated middle ramp (FA3)

Storm-dominated middle ramp deposits comprise

crystalline limestone with hummocky cross-stratifica-

tion (Lh) and megaripple bedding (Lm).

Facies Lh and Lm are better exposed at the lower

20 m of the section PA and at the upper 40 m of section

TA. They correspond to a set of undulating beds of grey

and red crystalline limestone with mud drapes

(Fig. 3A). Hummocky cross-stratification (wavelength

up to 1.5 m) is observed, associated with pinch and

swell lamination, quasi-planar lamination, and sub-

ordinately swaley cross-stratification. In plane view,

hummocky domes are crowned by ripple marks with

interference pattern (Fig. 3B). These deposits grade

laterally to facies Lm exhibiting megaripple bedding

with low-angle cross-stratification parted by mud

drapes. The base of the beds is planar to erosive, with

centimetre-scale gutter casts occurring frequently.


Fig. 3. Distinctive features of FA3 and FA4. (A) Undulating beds of grey and red crystalline limestone parted by mud drapes with low-angle

truncation. (B) Ripple marks with interference pattern over hummocky domes. (C) Climbing-ripple cross lamination outlined by mud drapes. (D)

Mud drapes separating thin and thick limestone laminae forming mud couplets, tidal rhythmite. (E) Evenly parallel lamination eroded by centimetre-

scale gutter cast. In (A) and (B), the hammer is 35 cm long; in (C), (D) and (E), the pen’s cap is 4 cm long.


The coarse-grained nature of the deposits and the

ubiquitous presence of terrigenous grains (up to 10%)

associated with several types of lamination (planar,

hummocky, and swaley) suggest a high-energy carbo-

nate facies. The presence of hummocky cross-stratifica-

tion and associated wave structures indicate storm-

related, powered combined flow [9]. Mud partitions

suggest deposition in lower shoreface. Large-scale bed

forms with preserved morphology and scoured base

(gutter cast) indicate periodic migration of megaripples

or bars under current action with alternation of

suspension, and sporadic storm events.


3.4. Tidal-dominated inner ramp (FA4)

Tidal-dominated inner ramp deposits comprise

crystalline limestone with evenly parallel lamination

(Lp), climbing ripples and quasi-planar lamination (Lc),

forming rhythmite with pelite (Rh).

Facies Rh is characterized by heterolithic bedding of

the reddish crystalline limestone and pelite rhythmite.

This facies is observed exclusively at the PA section,

distributed in tabular beds up to 40 cm thick, laterally

extensive for more than hundreds of metres. Main

structures are: wavy bedding, asymmetric ripple marks,

and supercritical climbing-ripple cross lamination,

generally outlined by mud drapes (Fig. 3C). The planar

bedding is characterized by a strong regularity of mud

drapes separating thin and thick limestone laminae,

interpreted as mud couplets (Fig. 3D). Facies Rh

alternates or is interbedded with an evenly parallel

laminated-crystalline limestone (facies Lp), sometimes

filling channels. Channels are tens of meters wide and less

than five metres deep, asymmetric with planar-erosive,

mud-draped base; some of them show a preserved flank.

Inclined beds at the flank limb are conformable with the

horizontal beds away from the channel. Locally,

millimetre-scale gutter casts erode the planar lamination

(Fig. 3E). Facies Lc is found above facies Rh and Lp. It

consists of crystalline limestone with supercritical wave

climbing ripples (up to 20 cm in thickness) and quasi-

planar lamination. Aragonite-pseudomorph crystal fans

are found associated with intertidal deposits.

Heterolithic beds indicate the alternation of traction

and suspension controlled by tidal currents. The regular

arrangement of rhythmite beds is interpreted as due to

the alternation of slack waters and currents probably

related to ebb/flood diary cycles, the thicker beds

separated by mudstone layers being the highest tidal

cycles. Migratory channels filled by shoals (even

parallel laminated limestone) were incisive into the

subtidal zone. The presence of aragonite-pseudomorph

crystal fans at the top of the FA4 is interpreted as a

shallow-water, saturation event in a restricted bay.

3.5. Mixed carbonate-siliciclastic outer ramp (FA5)

Mixed outer ramp deposits of FA5 comprise grey lime

mudstone–pelite rhythmite (Rmp) and black crystalline

limestone (Bp)s. They are the most expressive facies

association in the study area, reaching up to 160 m in

thickness at some sections, mostly in the southeastern

sector of the study area. The Rmp is formed by the

alternation of carbonate and pelite, and reaches more than

12 m in thickness (Fig. 4A and B). Individual beds vary

from 2 to 15 cm in thickness. This facies grades upward

to the thick succession of black limestones of facies Bp

(Fig. 4A), which is characterized by planar to low-angle

lamination and high organic matter content.

The large surface covered by FA5 throughout the

study area indicates a wide platform setting. The

abundance of fine siliclastic at the basal unit suggests a

deepest-offshore zone where carbonate precipitation is

limited. Moreover, the lack of wave structures and the

upward presence of laminated crystalline limestone

(originally mudstone), rich in organic matter, corrobo-

rates the continuous deposition in deep waters.

3.6. Wave-influenced inner ramp (FA6)

Deposits of FA6 comprise two facies: black crystal-

line limestone with planar and wave truncated lamina-

tion (Bp), and microbial boundstone (Mb). Facies Bp is

characterized by wave-truncated lamination (wave-

length up to 60 cm and 5 cm high) with undulated

internal lamination forming pinch and swell arrays.

Individual beds are 15 cm thick, and exhibit in the base

a small-scale gutter cast. Convolute bedding occurs

locally. Facies Mb was observed only in section PR, and

corresponds to dark grey to black columnar, rarely

branching stromatolites (Fig. 4C). Individual columns

are up to 40 cm and can be as large as 10 cm in diameter,

with convex internal lamination. In transverse section,

they display a polygonal morphology, the inter-column

spaces being filled by black lime mudstone or locally

brecciated.

Ubiquitous truncated laminations and planar lami-

nations suggest wave action in upper regime flow (e.g.,

[28]), probably induced by storms in the shoreface zone.

Liquefaction processes are attributed to the wave impact

in unconsolidated sediments. Microbial mat coloniza-

tion occurred in low-energy zones with deposition of

carbonate muds related to shallow subtidal or lagoon

environment. Locally, the collapse of stromatolites

generated intraformational breccias filling inter-column

depressions.

3.7. Steepened carbonate outer ramp (FA7)

Deposits of FA7 represent a deeper, lateral variation

of FA6. They comprise black crystalline limestone with

convolute and planar lamination (Bw). Deformational

features include also slump folds and slight undulation

of planar lamination. Convoluted layers are 2 to 10 cm

thick. These layers are interbedded with non-deformed

layers, forming deposits of tens of metres in thickness.

The abundance of deformational features (convolute


Fig. 4. Distinctive features of FA5 and FA6. (A) Contact, dashed line, between the lime mudstone–pelite rhythmite and black crystalline limestone

in the CA section. (B) Lime mudstone–pelite rhythmite in the MG section. Pelite beds vanish towards the top, where lime mudstone–pelite rhythmite

grades to crystalline black limestone of facies Bp. (C) Collumnar stromatolites (S) in plane view; dotted lines delineate two columns. In (A), the

character is 1,55 m tall; in (B), the lens cap is 6 cm in diameter. In (C), the pen’s cap is 4 cm long.


lamination, slump folds) suggests a rapid deposition in a

steepened ramp setting.

It is worth noting that black limestones are found into

facies associations FA5, FA6, and FA7 (comprising

facies Bp, Bw and Mb), and may reach altogether up to

200 m in thickness. Obliteration of primary structures

by recrystallization may hinder individualization of

such a facies in the field.

4. Isotopes

C and O isotope analyses were performed in 232

(Table 2) fine-grained limestone samples from sections

LO, SA, PA, TA, CA, PR, MG, CE, and CR (Fig. 5). For

our analysis, homogeneous rock fractions were pre-

ferred, whereas fractured, mineral-filled and weathered

zones were avoided. The analyzed samples are fresh and

show no trace of deformation or intensive neomorph-

ism. In thin section, the original texture is usually

preserved, even though neomorphic modifications

locally occur, such as the calcite tuffs considered to

be aragonite pseudomorphs found in facies Mc (FA2,

Fig. 2) and the recrystallization observed in facies Rmp,

Bp and Mb (FA6, FA7; Fig. 4).

Analyses were carried out at the Stable Isotopes Lab

of the Geochronological Research Centre, University of

Sao Paulo, Brazil (CPGEO/USP). CO2 gas was

extracted from powdered carbonates in a high-vacuum

line after reaction with 100% phosphoric acid at room

temperature for 24 h. Following cryogenic cleaning, the

released CO2 was analyzed in a EUROPA, GEO 20–20

mass spectrometer, using IAEA standards as well as

secondary standards. Results for both carbon and

oxygen are reported in conventional notation in per mil

(%) relative to the PDB (Pee Dee Belemnites) standard.

The uncertainties of isotope measurements are 0.2% for

both carbon and oxygen.

4.1. Carbon isotopes

The carbon isotope record shows coherent and

phased changes corresponding to the stratigraphic


Table 2

d13C and d18O values of the Sete Lagoas Formation and conglomeratic (matrix) facies of the Carrancas unit

Tableau 2

Valeurs de d13C et d18O pour la formation de Sete Lagoas et le conglomerat de Carrancas

Section Sample d13C % (PDB) d 18O % (PDB) Sample d13C % (PDB) d18O % (PDB)

Carrancas (CR)

I.1.–1 4.08 12.03 I.1.1.15 3.17 11.75

I.1.–1.4 5.04 13.55 I.1.1.25 3.42 11.91

I.1.–1.6 4.67 12.03 I.1.1.34 3.00 11.48

I.1.–1.20 4.59 12.27 I.1.1.35 2.30 10.99

I.1.0 3.36 12.22 I.1.1.55 3.11 8.910

I.1.0.55 3.01 13.10 I.1.1.75 2.13 11.83

I.1.0.75 3.49 11.37 I.1.1.95 3.12 11.17

I.1.0.95 2.76 13.41

Canaa (CA)

I.2.1 4.58 8.36 I.2.22 8.32 6.66

I.2.10 3.14 8.83 I.2.23 8.73 6.67

I.2.11 3.35 8.64 I.2.24 8.36 7.06

I.2.12 3.38 8.71 I.2.25 8.59 6.72

I.2.13 3.98 7.69 I.2.26 8.54 6.67

I.2.15 4.46 8.39 I.2.27 8.12 8.36

I.2.16 4.12 9.02 I.2.28 9.517 6.61

I.2.19 7.99 8.16 I.2.29 9.537 9.54

I.2.20 8.14 9.27 I.2.30 9.35 7.55

Sambra (SA)

TMG13 4.48 9.92 TMG24 0.08 6.79

TMG14 4.10 9.48 TMG25 0.066 7.083

TMG15 4.15 8.73 TMG26 0.11 6.11

TMG16 3.82 7.76 TMG27 0.206 5.99

TMG17 3.749 8.224 TMG28 0.21 5.99

TMG18 3.12 7.32 TMG29 0.54 5.67

TMG19 2.193 7.88 TMG30 0.37 6.65

TMG20 0.72 8.23 TMG31 1.00 5.27

TMG21 0.38 7.59 TMG32 0.28 7.85

TMG22 0.80 8.01 TMG33 0.26 7.28

TMG23 0.29 7.95

Policia Rodoviaria (PR)

I.5.1 10.89 9.59 I.5.5 11.20 9.92

I.5.2 11.81 7.79 I.5.6 11.42 10.70

I.5.3 10.62 10.42 I.5.7 10.45 12.03

I.5.4 10.93 10.66 I.5.8 10.50 12.47

Paraiso (PA)

LU.7.0’ 0.15 6.71 LU.7.7.50 0.54 7.01

LU.7.0 0.23 7.69 LU.7.8’ 0.37 5.71

LU.7.1’ 0.57 7.45 LU.7.9.5 0.68 7.05

LU.7.1.20 0.44 7.18 LU.7.10’ 0.48 6.98

LU.7.2.20 0.45 7.15 LU.7.10.5 1.05 6.58

LU.7.3’ 0.60 5.87 LU.7.12’ 0.67 7.19

LU.7.4’ 0.70 5.88 LU.7.14’ 0.65 7.20

LU.7.5.20 0.516 7.03 LU.7.15’ 0.86 7.38

LU.7.6.20 0.36 7.24 LU.7.16’ 0.47 6.94

LU.7.6’ 0.42 6.99 LU.7.19’ 0.85 7.49

Mata Grande (MG)

I.8.1 2.41 9.86 I.8.17 8.22 6.44

I.8.2 3.66 10.04 I.8.18 8.39 6.49

I.8.3 3.81 10.24 I.8.19 8.62 7.04

I.8.5 4.05 7.13 I.8.20 8.01 6.99

I.8.6 5.51 8.19 I.8.21 8.64 7.03

I.8.8 1.10 8.25 I.8.25 8.69 7.40

I.8.10 5.75 8.34 I.8.31 9.19 6.11

I.8.11 6.78 7.53 I.8.32 9.20 8.24

I.8.13 8.12 6.22 I.8.35 7.59 8.04

I.8.14 8.36 5.75 I.8.37 8.77 7.91

I.8.16 8.60 5.73 I.8.39 9.21 7.54


Table 2 (Continued )

Tableau 2 (Suite)


Mata Grande (MG)

I.8.62 9.425 7.802 I.8.107 10.01 9.97

I.8.65 8.46 7.88 I.8.111 10.19 10.39

I.8.68 9.40 8.02 I.8.112 10.29 10.75

I.8.70 10.246 7.92 I.8.113 10.79 10.65

I.8.75 9.86 8.41 I.8.114 11.89 12.05

I.8.78 9.56 9.03 I.8.117 10.83 11.41

I.8.81 9.38 10.12 I.8.119 11.87 10.67

I.8.85 9.95 9.99 I.8.120 10.78 11.07

I.8.88 9.83 10.82 I.8.121 13.36 11.49

I.8.90 10.43 9.62 I.8.122 12.51 12.55

I.8.91 10.05 10.27 I.8.123 11.31 9.39

I.8.92 10.19 10.76 I.8.125 11.67 11.15

I.8.93 9.67 10.76 I.8.126 9.85 12.34

I.8.94 9.43 10.30 I.8.134 10.82 9.69

I.8.95 10.13 9.52 I.8.135 10.64 11.10

I.8.96 9.89 10.89 I.8.137 14.65 10.29

I.8.101 10.36 10.49 I.8.140 10.01 10.62

I.8.102 6.93 6.92 I.8.144 12.32 11.74

I.8.103 10.25 10.56 I.8.145 11.73 12.58

I.8.104 9.91 11.24 I.8.153 11.79 11.14

I.8.105 10.80 9.56 I.8.154 11.09 12.57

I.8.62 9.425 7.802

Lontra (LO)

I.9.1 0.70 7.73 I.9.16 0.16 7.37

I.9.2 0.18 7.34 I.9.17 1.50 6.62

I.9.4 0.03 7.20 I.9.18 0.15 7.15

I.9.5 0.47 7.47 I.9.19 0.01 7.35

I.9.6 0.29 7.40 I.9.20 0.46 7.50

I.9.7 0.11 7.28 I.9.21 0.46 7.52

I.9.8 0.43 7.16 I.9.22 0.44 7.67

I.9.9 0.15 7.45 I.9.23 0.02 7.40

I.9.10 0.67 7.52 I.9.24 0.23 7.59

I.9.11 0.23 7.51 LU.9.2.6 9.65 5.79

I.9.12 1.22 6.70 LU.9.2.7 3.13 7.54

I.9.13 1.46 6.53 LU.9.2.8 3.18 7.42

I.9.14 0.09 7.21 LU.9.2.9 1.41 7.50

I.9.15 0.20 7.29 LU.9.2.10 1.30 7.46

Tatiana (TA)

LU.10.4’ 2.82 10.65 LU.10.16’ 0.05 7.33

LU.10.5’ 1.75 10.32 LU.10.18’ 0.45 7.33

LU.10.6’ 0.60 8.64 LU.10.19’ 0.28 7.31

LU.10.7’ 0.78 8.22 LU.10.20’ 0.32 7.12

LU.10.8’ 0.77 8.14 LU.10.21’ 0.26 7.57

LU.10.9’ 0.12 8.03 LU.10.22’ 0.41 6.80

LU.10.10’ 0.29 7.70 LU.10.25 0.47 6.97

LU.10.11’ 0.13 7.81 LU.10.30 0.26 7.05

LU.10.12’ 0.12 7.80 LU.10.35 0.40 6.99

LU.10.13’ 0.09 7.79 LU.10.40 0.14 7.22

LU.10.14’ 0.09 7.70 LU.10.45 0.64 8.03

LU.10.15’ 0.308 7.507

Caue (CE)

I.12.(–2.80) 2.57 12.12 I.12.16 0.23 8.48

I.12.(–1.77) 2.58 11.53 I.12.18 0.17 8.24

I.12.(–1.40) 1.95 10.82 I.12.22 0.81 7.83

I.12.(–0.40) 0.50 10.30

I.12.0 1.24 11.46 I.12.24 0.82 7.95

I.12.1 0.22 10.05 I.12.26 0.82 8.00

I.12.2 0.92 10.40 I.12.36 1.22 7.30

I.12.3 0.79 10.11 I.12.38 1.16 7.43

I.12.4 1.12 10.05 I.12.40 1.19 7.37

I.12.5 0.87 10.44 I.12.42 1.32 7.28


Table 2 (Continued )

Tableau 2 (Suite)


I.12.6 0.84 10.36 I.12.52 8.40 5.36

I.12.7 0.82 9.86 I.12.54 7.60 8.36

I.12.8 0.83 9.82 I.12.56 7.92 6.65

I.12.9 0.93 9.68 I.12.58 8.30 5.70

I.12.10 0.85 9.29 I.12.60 8.31 4.79

I.12.12 0.46 8.39 I.12.62 8.33 5.54

I.12.14 0.04 8.52 I.12.64 8.44 5.23

variations (Fig. 5). The d13C-d18O cross-plot in Fig. 6

clearly shows a net increase in d13C towards the top of

the succession (from FA1 to FA7), with distinct clusters

of samples for contemporary facies association. The

carbonate matrix of the Carrancas conglomerate (FA1)

shows the most depleted d13C, ranging from –5.1 to

–3.3%. The lowermost sectors of sections CR, SA and

TA (FA2), comprising lime mudstones with aragonite

pseudormorphs, show depleted d13C values around

–4%. Upsection, these values increase from –4.5

Fig. 5. Stratigraphic sections of the Sete Lagoas Formation coupled with d

Fig. 5. Sections stratigraphiques de la formation Sete Lagoas, avec profils

to + 0.8%. In sections TA and CE, d13C values increase

sharply to around 0% within the first metre of the facies

association FA2, and remain constant within facies

association FA3. In section SA, d13C values increase

gradually (within 20 m), reaching the value of 0% at the

base of the facies association FA3 (Fig. 5). The presence

of rocks from FA2 with values around 0% is responsible

for the overlapping of isotopic values between FA2 and

FA3 (oversaturated outer ramp and storm-dominated

middle ramp) in Fig. 6. Values of d13C for FA3 and FA4

13C profiles. Isotopic values are in %.

du d13C. Les valeurs isotopiques sont donnees en %.


Fig. 6. d13C versus d18O cross-plots for facies associations (FA1, FA2, FA3, and FA4, FA5, FA6,FA7) of the Sete Lagoas carbonate succession and

Carrancas conglomerate. Isotopic values are in %.

Fig. 6. Diagramme (d13C–d18O) pour les differentes associations de facies (FA1, FA2, FA3 et FA4, FA5, FA6, FA7) de la succession carbonatee de

Sete Lagoas et du conglomerat Carrancas. Les valeurs isotopiques sont donnees en %.

are limited to a narrow range around 0% (Fig. 5). Facies

association FA5 is characterized by positive d13C

values. These values increase from around +2% in the

lowermost mudstone–pelite rhythmite to values in

excess of +8% in the uppermost black mudstone of FA6

and FA7 (Fig. 5). The microbial boundstone of FA6,

which caps the carbonate succession of the Sete Lagoas

Formation, shows high d13C values varying from +10.5

up to +11.2%, and the highest d13C value of +14.3% is

found in the black limestone of FA5.

4.2. Oxygen isotopes

The oxygen record shows a large spread with d18O

varying from –14 up to –6%. But, in contrast to the

carbon isotopes, it shows large variations and little

overlap among the sections (Fig. 6). For instance, facies

association FA2 was sampled in three sections (CR, SA,

and TA) and shows a large variation in d18O values

(ranging from –13.1 to –7.3%), but values for each

sampled outcrop seem to cluster within 2%: in the CR

section, d18O values vary between –13.1 and –11.2%,

whereas values for section TA are between –10.6 and

7.5%, and values for section SA are between –9.9 and –

7.3%. Similarly, facies associations FA6 and FA7 show

a wide range of d18O values, from –12.0 to –5.7%, with

narrower and specific ranges for PR, CA, and MG

sections. Nonetheless, some sections show a coherent

trend in d18O values, with less negative values towards

the top. This is the case of section SA, for which values

of –9.9% were obtained on limestones with aragonite-

pseudomorph crystal fans at the base of the outcrop,

contrasting with the values of –5.7% obtained on the

storm-dominated crystalline limestone at the top.

In summary, in the Sete Lagoas Formation, the

oxygen isotope ratios (d18O) for most sections seem to

record local signatures. This and the much depleted

values, between –13.5 to –4.5%, suggest some degree

of diagenetic imprint on the oxygen isotopic signal,

despite the apparent pristine state of the samples.

Therefore, the O isotope values will not be used in the

discussion.

5. Discussion

5.1. Depositional model and evolution of the Sete

Lagoas carbonate platform

The stratigraphic and sedimentologic data presented

above allowed us to develop a depositional model for

the Sete Lagoas carbonate platform and thus to establish

a framework for regional correlation. The carbonate

platform developed on the Palaeoproterozoic basement,

preserving the Carrancas conglomerate in isolated

channels. The Carrancas conglomerate (FA1) defines a

metre-scale thinning-upward cycle, possibly of coastal

to alluvial origin, with no evidence of a glaciogenic

environment. It is interpreted as representing the initial

stages of platform development. Then, the palaeoenvir-

onmental interpretation reveals a deep- to shallow-


platform setting, with a depocentre towards the south-

eastern border of the Sao Francisco craton, as indicated

by the thickness increase of deep-water deposits (and

the thinning of shallow-water deposits) to the southeast

(Fig. 5). Preservation of a thick shallow-water succes-

sion in some sections suggests a strongly subsiding

Fig. 7. 3-D Sketches showing facies relationships in different sections of t

Fig. 7. Blocs-diagrammes montrant l’evolution de la sedimentation dans la

basin, and the presence of storm- and tide-influenced

deposits indicates an oceanic connection.

Two shallowing-upward megacycles are recognized,

comprising more than 200 m in the stratigraphic record.

Each cycle is limited by a flooding surface amalgamated

with a third-order sequence boundary [52].

he Sete Lagoas carbonate platform.

plate-forme de Sete Lagoas.


The first megacycle (Fig. 7a) begins with deep-water

deposition in an aragonitic, oversaturated ocean (FA2).

It marks a pronounced transgression over the Sao

Francisco craton, depositing carbonates over the

Carrancas conglomerate or the basement rocks. The

oversaturated waters enabled the periodic nucleation of

seafloor precipitates, including crystal fans and crusts,

covered by micrite. Furthermore, during the highstand,

tide- and storm-influenced deposition (FA3 and FA4)

prevailed. At this stage, deposition along the coast of the

Sete Lagoas platform seems to have been strongly

controlled by storm waves, but tidal processes

dominated in locally protected zones (Fig. 7b).

The second megacycle (Fig. 7c) starts with a

transgression, drowning the platform and allowing

deposition of a thick succession of mixed, sub-storm

wave-base deposits (FA5). It contrasts sharply with the

first one by the lack of oversaturation events and the

larger volume of deposits. We note also the lack of

cyclicity and exposure surfaces throughout more than

200 m in the sedimentary record, suggesting high

subsidence rates of the basin at this stage. This deep-

water environment was prone to organic-matter pre-

servation in the black limestones (upper FA5, FA6, and

FA7). Coastal environments were developed after the

progressive shallowing of the basin, forming fair-

weather wave and storm deposits, associated with

microbial building (FA6). Towards the depocentre,

these rocks present ubiquitous deformational features,

such as convolute and undulated laminations (FA7),

related to the steepening of the ramp morphology. This

megacycle ends with a rapid transgression marked by

the deposition of siltstones and sandstones of the Santa

Helena Formation.

5.2. Evolution of C isotopic composition in the Sete

Lagoas platform

In the Neoproterozoic successions, correlations rely

mostly on the carbonate d13C variations, on the basis of

the hypothesis that the d13C of carbonates is primary and

records the d13C of dissolved inorganic carbon in the

surface oceans, considered to be homogeneous at the

geological scale. Although the d13C composition in

carbonate rocks is quite resistant to chemical over-

printing, as many studies have indicated that even

diagenetically altered carbonates appear to preserve

their original d13C [7,20,27,39,40], care must be taken

to ensure that it is the case.

As already mentioned, the Sete Lagoas Formation

has not undergone metamorphism and the selected

samples show little evidence for carbonate mineral

neomorphism, except in the Carrancas conglomerate

(FA1), which will not be considered in the following

discussion. Here, the absence of covariations of d13C

with d18O within and between each facies association,

and the fact that d13C presents very similar values for

each facies association, independently of the section

(Fig. 6), strongly suggest that d13C records a primary

signature. Moreover, the carbon isotope difference

between the carbonate and TOC of the Sete Lagoas

Formation is constant and of 28 2% [34], reinforcing

the hypothesis of primary carbon signature preserva-

tion. The carbon isotope data reported here can

therefore be interpreted as representing the original

depositional signature and can be used for correlations

with other Neoproterozoic sections worldwide.

The high-resolution d13C stratigraphy reported in

this study shows a strong increase from the base to the

top (between –4.5 and + 14%) of the Sete Lagoas

Formation, consistent with previous data [34]. Such an

isotopic variation is in agreement with the d13C

signature found in the post-Sturtian sequences, where

negative values in the cap carbonates directly overlying

the diamictites are followed by extreme positive values

upsection – see review in [27]. In fact, to our

knowledge, such high d13C values have never been

found in post-Marinoan sequences, which usually reach

maximum values of +7 up to +10% [27,29,48,59].

The d13C stratigraphic record of the Sete Lagoas

platform compares very well with other post-Sturtian

successions, suggesting that the negative and positive

excursions identified elsewhere are also recorded in the

Sao Francisco Craton [61], and supporting the hypoth-

esis that they are of global extent.

Considering a steady-state carbon cycle [29,45,58],

some mechanisms have been invoked to explain the

anomalous positive and negative shifts found in the d13C

Neoproterozoic signature.

The global extension of the negative excursion that

follows the Sturtian deglaciation seems to be quite

established and usually occurs within cap carbonates.

The mechanisms responsible for it are still a matter of

debate – see review in [32].

The possible factors responsible for the positive

excursion have been reviewed by Shields et al. [58]. The

first hypothesis is anomalously high burial rates of

isotopically depleted carbon as organic matter (enrich-

ing the shallow ocean in 13C), but it has not been

supported so far by known outcrops of organic-rich

formations at this period. The second hypothesis is an

increase in the isotopic composition of carbon entering

the ocean due to the repetition of glacially related

eustatic regressions. The third hypothesis is an increase


in the average isotopic fractionation between sedimen-

tary carbonates and total organic carbon (D13Ccarb org

comprised between 33 and 37%), but it is insufficient

on its own to explain the positive d13C excursions. The

fourth hypothesis is that the high d13C is the result of

unrepresentative sampling in restricted basins with

locally elevated d13C.

The Sete Lagoas formation is located in a different

continent/sedimentary basin than those previously

studied are [61], and it provides an additional record

of the positive excursion, suggesting that this excursion

is of global significance. In the Sete Lagoas Formation,

d13C reaches unusually high values (up to + 14%),

which suggests an additional local control. For the first

time, this unit provides geological evidence for high

organic carbon burial rates, associated with high d13C

values (up to 5% TOC [34]). Due to this high TOC,

anoxia can be suspected and, indeed, some authors

[34,58] have pointed out that the positive C isotope

excursion seems to coincide with ocean redox

stratification, with a causal mechanism remaining to

decipher.

5.3. Recognition of a Sturtian carbonate

The presence of aragonite-pseudomorph crystal fans

and other sedimentary features, associated with

negative C-isotope excursions in Neoproterozoic

transgressive carbonate successions following glacial

deposition, has been used as a diagnostic of cap-

carbonate deposits worldwide [33,40], despite some

criticisms [46].

Cap-carbonate sequences found in different coun-

tries (Australia, Africa, China, Canada, India) display

successions that present similar structures, depositional

environments and isotopic signature (e.g. [27,32]).

These successions typically show a transgressive cycle,

which starts with cap dolostones constituted by fine,

deep-water deposits [3,36,37,41]. They grade upward to

disturbed platform facies [37,38] or grainstones and

stromatolites near to the coast [13,36,41]. The d13C

curves obtained on the cap carbonates show depleted

d13C values (down to –6%) at the bottom of the

sequence, which increase upward to positive values

[15,17,23,27,32,35,37,63].

Although cap-carbonate features have been

described in a generical way [41] for sequences

correlated to all Neoproterozoic glacial events (Sturtian,

Marinoan, and Gaskiers), several differences have been

observed between the cap carbonates following each

glacial interval [42]. Most cap carbonates described in

detail in the literature are correlated to post-Marinoan

deposition [3,26,36,64]. There are quite few detailed

descriptions of cap carbonates related to the Sturtian

event. Most post-Sturtian sequences are truncated at the

bottom and lack a cap dolostone unit [24,32,42]. Post-

Sturtian cap carbonates studied in northern Canada,

southern Australia, and northern Namibia present

successions initiated with a record of maximum

flooding, which comprise either marly shales or

rhythmites of black limestones rich in organic-matter

or sulphide. They grade into allodapic dolomites, thin

sandstone layers and slump breccias (southern Australia

and Canada), and may also comprise stromatolites

(Namibia). The carbon isotopic signature of post-

Sturtian cap carbonates is also different from the post-

Marinoan one due to their basal truncation [15,27,30].

Normally, the older (Sturtian) cap carbonates initiate

with d13C values around –3% to –4%, which rise

quickly upward to positive values.

There is no firm evidence for glacial deposition

below the carbonate deposits in the study area, the

Carrancas conglomerate being interpreted here as a

coastal-to-alluvial deposit infilling incised valleys.

However, glaciogenic or glacially influenced units

were recognized below the Bambuı Group in other

regions of the Sao Francisco Craton, including the

Jequitaı Formation [50,62] and the lower successions of

the Macaubas Group [38,62]. These units are probably a

lateral equivalent to the basal unconformity of the

Bambuı Group in the studied area. The FA2 may

therefore represent a true cap carbonate, due to this

regional correlation. In addition, the Sete Lagoas cap

carbonate constitutes a transgressive sequence, begin-

ning with the FA2 deep platform deposits characterized

by d13C values of –4.5%. These deposits grade upward

to shallow platform deposits influenced by storm and

wave, with d13C values around 0% (FA3 and FA4). All

these features allow us to propose that the Sete Lagoas

formation is a cap-carbonate sequence.

Because the rocks of the Sete Lagoas Formation

were deformed during the Brasiliano event (630 Ma:

[12]), which is older or contemporary with the recently

obtained ages of the Marinoan glaciations (630 Ma:

[11,31,64]), a Sturtian correlation seems better for the

Sete Lagaos cap carbonate, and is also consistent with

the d13C stratigraphy and the Pb–Pb age cited above

(section 2).

However, comparison of the Sete Lagoas sedimen-

tary and isotopic records with other Sturtian units raises

some problems. The sedimentary record of Sete Lagoas

resembles more that of post-Marinoan deposits. The

base of the studied succession is marked by a thick

interval (up to 16 m) with aragonite-pseudomorph


crystal fans that do not occur frequently in post-Sturtian

cap carbonates. Aragonite-pseudomorph crystal fans in

purported post-Sturtian deposits are described only in

the Pocatello Formation, for which no basal glacial

layer has been identified [22]. Moreover, in Sete

Lagoas, the whole transgressive cycle is recorded; the

maximum-flooding surface occupies the middle of the

succession, where C-isotopic values shift from negative

to positive. In other post-Sturtian carbonates, the record

initiates with the maximum-flooding deposits and the

transition of negative to positive C-isotopic values is

located above the maximum-flooding surface.

Recent geochronological data available for ash beds

within Neoproterozoic deposits point to a possible

diachronism of glacial units usually correlated to the

Sturtian event (709 5 Ma, southeastern Idaho;

711.8 1.6 Ma, Oman; 685 7 Ma and 684 4 Ma,

central Idaho; 761 8 Ma, southern China: see [22]).

In this case, the Sete Lagoas carbonate platform does

not necessarily correlate with other carbonate sequences

in a worldwide basis, and the negative C anomaly could

be of local significance. On the other hand, if we take

the post-Sturtian sequences as coeval, differences in

depositional settings may indicate different position/

depths of sediment accumulation across the basin.

Then, the Sete Lagoas succession would correspond to a

shallower deposition with regard to other described

post-Sturtian cap carbonates, and, because of that, it

would present the record of wave-storm influenced

deposition, which is not normally found in other post-

Sturtian successions. In such case, the negative anomaly

found at the base of Sete Lagoas succession would

correlate with that found in southern Australia, Canada

and Namibia.

6. Conclusion

The Sete Lagoas succession has been described at

the southern tip of the Sao Francisco craton (its classical

outcropping region), on the basis of facies analysis,

stratigraphy and C-isotope signatures. It was subdivided

into seven facies associations in a carbonate platform

setting, forming two shallowing-upward megacycles.

The first megacycle formed in a CaCO3-oversaturated

deep-platform, and ends up with storm- and tide-

influenced deposits. The second megacycle is formed

by thick, mixed deep- and shallow-platform deposits

rich in organic matter. The two megacycles show

characteristic C isotope signatures. The first transgres-

sive deposits, rich in aragonite seafloor precipitates,

exhibit a negative C isotope signature with d13C values

rising up to 0% in the top. The second megacycle is

characterized by positive d13C values (up to 14%), as

usually found in post-Sturtian successions. The isotopic

signature and facies analyses allow us to identify the

FA2 deposits as a true post-glacial cap carbonate. This

fact and the very high positive d13C found in the studied

succession, associated with Pb–Pb geochronological

data, allow us to propose that the Sete Lagoas is a

Sturtian carbonate sequence.

Compared to other carbonate platforms of similar

age, the Sete Lagoas deposits show peculiar character-

istics. They are not base truncated and they present the

whole transgressive sequence with the maximum

flooding surface coinciding with the transition from

negative to positive C isotope values. This new

framework should carry out further stratigraphic studies

in the region.

Acknowledgments

This work has been supported by grants from

FAPESP (03/08716-3) and CAPES-COFECUB (442/

4). We acknowledge the owners of limestone quarries in

the Sete Lagoas region for their hospitality.

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